Изменение климата центральной Азии: социально-экономические и экологические последствия (стр. 2 )

Годовые значения коэффициента детерминации для рассматриваемой территории колеблются от 3-5% на станциях, расположенных в малонаселенных районах до 30-40% в крупных промышленных центрах области. В среднем они составляют 15% за период с 1928 г. по 1960 г. и 22% за период с 1960 г. по 1994 г. Это хорошо согласуется с аналогичными оценками, полученными , (1994) при сглаживании многолетних рядов среднегодовых температур воздуха (1904-78 гг.) для Казани (R2=31%), , и др. (1990), при усреднении для Северного полушария (R2=23%) и для Земли в целом (R2=59%).

Для более полной картины необходимо представление о многолетних изменениях климатических показателей не только в горизонтальном, но и в вертикальном масштабе. При решении этой задачи были проанализированы колебания температуры воздуха на уровнях 850, 700, 500 и 300 гПа по данным пяти аэрологических станций, расположенных на территории Предбайкалья. В результате было получено, что на всех изобарических поверхностях в ноябре-декабре, коэффициенты регрессии положительные, в марте-июле – отрицательные, для остальных месяцев отмечается чередование коэффициентов разных знаков. Можно отметить, что с увеличением высоты количество месяцев с положительными значениями тренда уменьшается. И на уровне 300 гПа повышение температуры воздуха можно отметить на станции Иркутск лишь с сентября по декабрь; на станциях Жигалово, Киренск – в мае-июне и ноябре-декабре; на станции Витим – в апреле, мае, декабре и на станции Нижнеудинск – в декабре. Это ведет к уменьшению и смене знака тренда среднегодовых температур воздуха с высотой. Они изменяются в среднем от 0,036 (на уровне станции) до -0,021(на уровне 300 гПа).

Геоархеология Забайкалья: проблемы и решения

,

Забайкальский государственный гуманитарно-педагогический университет, г. Чита

В решении геоархеологических проблем в Забайкалье были существенные особенности. Одна из них определялась тем, что в процессе раскопок длительное время вскрывались только покровные (делювиальные и эоловые) отложения, тогда как аллювий считался неперспективным. Впервые аллювиальные отложения изучались на многослойном поселении Санный Мыс под руководством в 1968 г, что сразу позволило открыть серию культурных горизонтов, при этом в одном из них (горизонт 6) оказалось палеолитическое жилище (, 1971). С 1970-х годов террасовые отложения на забайкальских памятниках стали систематически вскрываться вплоть до галечника (или цоколя, или водного пласта). В результате были обнаружены представительные серии культурных горизонтов во всех отделах рыхлых отложений, включая аллювий. В числе основных многослойных памятников с аллювиальной основой следует назвать Студеное 1 – (38 культурных горизонтов, далее к. г.); Студеное – 2 (15 к. г.), Усть-Менза – 1 (25 к. г.), Усть-Менза к. г.), Усть-Менза – 3 (7 к. г.), Усть-Менза – 5 (9 к. г.), Алтан (19 к. г.), Косая Шивера (14 к. г.) (, , и др., 1982; , 1986; , 1994; , 2001).

Вскрытие рыхлых отложений до их основания позволило открыть новые культурные горизонты на Окладниковских древних поселениях Ошурково, Мухино, Посольское (, 1975 , 1993, , 1994, , 1995).

Вторая геоархеологическая особенность проявлялась в том, что делювиальные отложения в Забайкалье отличаются скупостью и однообразием цветовой гаммы, что затрудняет визуальное выделение плейстоценовых палеопочв, являющихся, как известно, важными геохронологическими реперами. К тому же имел место особый «стратиграфический казус». Авторитетный геолог выделил каргинскую почву как показательную в делювиальных отложениях в стенках крупного оврага близ с. Альбитуй, в бассейне р. Чикой. Он характеризовал эту палеопочву как яркую, черную, мощную. Монография (1964) издавалась уже после трагически раннего ухода исследователя из жизни, при этом к печати ее готовил , продолживший исследования своего друга и коллеги в Забайкалье. Первоначально опирался на сложившиеся представления о характере позднечетвертичных отложений и только накопив значительный собственный опыт, пришел к иному определению каргинской межледниковой палеопочвы, а вместе с тем позднесартанских интерстадиальных палеопочв. И те и другие палеопочвы выделены им в разрезах отложений древних памятников Приисковое и Куналей, основные культурные горизонты которых принадлежат, соответственно, концу мустье и начальной поре позднего палеолита. Следует отметить, что важные полевые наблюдения по палеопочвам тех же древних поселений выполнялись геологами , , . Мощность полного каргинского педокомплекса 0,7-1,0 м. Поскольку почвы формировались в аридных условиях центральноазиатского климата они изначально были слабонасыщенными гумусом и отличались бледным серым цветом, при этом в рамках плейстоцена они подвергались обесцвечиванию и мерзлотной деформации. Верхний ярус педокомплекса может частично (Куналей) или полностью (Приисковое) раствориться в раннесартанской солифлюксии. Все это в совокупности и приводит к тому, что увидеть плейстоценовые почвы в разрезах отложений забайкальских памятников археологии возможно лишь имея значительный полевой опыт.

Каргинские почвы наиболее полно проявляют себя в основании покровных отложений IV террасы; в такой же ситуации в теле III террасы наблюдается только верхний отдел каргинского педокомплекса, причем он представлен в виде 5-6 слабогумусированных суглинистых лент, разделенных осветленными супесчаными прослойками. Такая ритмика предполагает периодические кратковременные затопления, приводящие к перерывам в почвообразовании. Мощность позднекаргинского отдела педокомплекса – в пределах 0,5 м., что установлено по поселениям Читкан, Усть-Менза-10 (Полевой Бугор), Усть-Менза-13 (Увалистая). Позднесартанские интерстадиальные почвы в разрезах отложений располагаются выше, чем каргинские на 1,0-1,5 м. Они представлены двумя тонкими едва заметными «ленточками» потемнений (кокоревские и таймырские, что соответствует беллингу и аллереду западноевропейской схемы) мощностью по 8-10 см каждая, разделенные более светлой «ленточкой», отражающей кратковременное похолодание. Общая мощность указанного педокомплекса не более 0,3 м. Педокомплекс (как и нижележащие гыданьские отложения) пронизаны клиньями, которые в супесях узкие, не более 10-12 см, а в суглинках и глинах – широкие, до 1,2 м в верхней части. Клинья начинаются с основания вышележащих норильских отложений, отмеченных сильной карбонатизацией.

Определенные проблемы существуют и с голоценовыми палеопочвами. Ныне они раскрыты в разрезах отложений серии многослойных памятников, т. к. Усть-Менза-1, Студеное-1, Косая Шивера-1, Алтан и др., связанных с I надпойменной террасой (, 1985, , 2003)

На этих памятниках отчетливо представлены палеопочвенные прослойки (1-5 см) атлантического оптимума. Их насчитывается от 10 до 24. Вместе с разделяющими их светлами прослойками атлантический педокомплекс имеет мощность от 1,0 до 2,7 м.

Особенностью формирования I террасы является то, что в период бореала происходил плоскостной размыв, что в итоге привело к перерыву в осадконакоплении, к появлению «бореальной лакуны». Вообще бореальные почвы являются в Забайкалье большой редкостью. Впервые они замечены во время раскопок древнего поселения Ошурково (, , 1965), хотя тогда данный термин еще не был употреблен, а отложения считались близкими к рубежу плейстоцена и голоцена.

В дальнейшем (1986) в Ошурково с участием и бореальные почвы были определены уверенно. С ними связаны культурные горизонты 1 и 2 (средний мезолит) этого памятника.

Детальное изучение строения I – IV террас с выделением всех геохронологических реперов позволило установить их стратотип и выстроить террасовый ряд, включив в него и пойменные уровни (заметим, что верхняя пойма может содержать культурные горизонты).

Геоархеологические наблюдения позволили понять соотношение террас и склонов, а также особенности высотных параметров террас в услових межгорных впадин.

По многим разрезам получены палинологические характеристики и серии радиоуглеродных дат. Как особую проблему выделим «упорное сопротивление» атлантического оптимума и суббореального периода к нормальному, т. е. адекватному характеру отложений радиоуглеродному датированию. В трех изотопных лабораториях (ГИН, СОАН, ЛОИА) по 3 памятникам (Усть-Менза-1, Студеное-1, Алтан) получено 16 дат (по углю и гумусу), соответствующих не средней поре, как это должно быть по стратиграфии, а сартанскому, норильскому или бореальному времени. Например, по Студеному-1, горизонт 9 (ранний неолит) имеется дата 17700±400 (ГИН 5495) (, , 1985; , , 1989). Удревнение на 5-9 тысяч лет против возраста, рассчитываемого по геологической позиции, тем более удивительно и пока еще в полной мере необъяснимо, поскольку бореал и субатлантика дают «нормальные» даты по С14. Обеспечены адекватными датами и каргинско-сартанские отложения. Некритически оценивая радиоуглеродные даты по голоценовому оптимуму и суббореалу можно с восторгом сообщать о древнейшей (плейстоценовой) в мире керамике и т. д. Однако правильнее другое: совместными усилиями специалистов по изотопному анализу, геологов и археологов продолжать поиск ответа на этот странный вызов природы. «Ответ на вызов» (почти по А. Тойнби) позволит снять одну из серьезных геоархеологических проблем не только для Забайкалья, но, судя по всему, для значительных территорий востока Азии.

Литература

1. Базаров М. В., Базарова археологических памятников Забайкалья по геологическим и радиологическим данным // Геохронология четвертичного периода. Тезисы докладов Всесоюзной конференции, 18-21 ноября 1985 г. – Москва–Таллин, 1985.

2. , , Савинова и культура древних поселений Западного Забайкалья. – Новосибирск: Наука, 1982. – 163 с.

3. Базарова реконструкции эпохи обитания первобытного человека в юго-западном Забайкалье (по материалам исследования археологических памятников) // Автореф. дисс… канд. геогр. наук. – Новосибирск. – 16 с.

4. Равский и климаты Внутренней Азии в антропогене. – М.: Наука, 1972.

5. Константинов жилища Забайкалья (палеолит, мезолит) – Новосибирск, Наука, 2001. – 224 с.

6. , , Семина поселение посольское (новые материалы) // Культуры и памятники бронзового и раннего железного веков Забайкалья и Монголии – Улан-Удэ: БНЦ СО РАН, 1995. – С. 18-26.

7. Константинов век восточного региона Байкальской Азии. Улан-Удэ – Чита, Изд-во института общ. наук БНЦ СО РАН – Чит. пед. ин-т, 1994. – 264 с.

8. , , Разгильдеева покровительством Большого Шамана. Археологическое путешествие по Забайкалью – Чита: Изд-во «Экспресс-типография», 2003. – 53 с.

9. , , Сулержицкий определения возраста археологических памятников Забайкалья // Геохронология четвертичного периода. Тезисы докладов Всесоюзного совещания 9-11 ноября 1989 г. М. – Таллин, 1989. – С. 118.

10. , Хамзина в Ошурково в 1958 г. // Труды Бурятского комплексного научно-исследовательского института СО АН СССР. – Вып. 16. – Серия востоковедения. – Улан-Удэ, 1965.

11. Окладников поселение Санный Мыс на реке Удэ (раскопки 1968 г.). //Материалы полевых исследований Дальневосточной археологической экспедиции. Вып.1 – Новосибирск, 1971. – С. 7-87.

12. Окладников Забайкалье (культурно-исторический очерк) // Быт и искусство русского населения Восточной Сибири. Ч. II. Забайкалье. – Новосибирск, 1975. – С. 6-20.

13. Семина неолита и палеометалла юго-западного Забайкалья. //Автореф. дисс… канд. ист. наук. – Л., 1986. – 16 с.

14. Ярославцева поселение Мухино // Культуры и памятники эпохи камня и раннего металла Забайкалья. – Новосибирск: Наука, 1993. – С. 128-139.

Анализ изменчивости характеристик ледового режима озера Байкал
и Арктики по материалам наблюдений с 1950 г.

,

Лимнологический институт СО РАН, г. Иркутск

Characteristics of Lake Baikal ice regime are discussed and compared with Arctic ice volume as parameters the most sensitive to climate change. Recent (up to 2007) climate data on Lake Baikal are analyzed. If IPCC models forecast melting of Arctic ice by 2050-ies, according to our data, ice on Lake Baikal as a seasonal phenomenon will remain, and by 2100, its thickness will be ~ 30 cm. Taking into account global climate changes, approaches for forecasting and for more accurate analysis of ice phenomenon on Lake Baikal are developed.

Современное потепление носит планетарный характер, идет устойчивый рост аномалий температуры воздуха в северном и южном полушариях (Smith and Reynolds, 2005 and et. all.), что следует из анализа 19 моделей Coupled Model Intercomparison Project (CMIP). Средняя для 19 моделей разность температур воздуха ΔT в зависимости от широты меняется таким образом: 90S (South Pole) – 2.2oC, 60S (Southern Ocean) 0.7oC, 30S ÷ 30N – from 1.4oC to 2oC, 51N÷55N (Lake Baikal) – 2.4oC, 2.7oC and 90N (North Pole) – 4.7oC (http:www-pcmdi. llnl. gov/cmip, Johannessen 2004. Широта озера Байкал выделена нами.).

Рост температуры воздуха на Земном шаре в XX столетии, особенно с 1970-х годов в последние три десятилетия в числе многих других изменений природной среды, вызвали сокращение площади и уменьшение ледовитости (ice extent) Арктического бассейна (Анисимов, 2005, Bengtsson et al., 2004, Johannessen et al., 2004). Аналогичные явления (рост температуры воздуха, уменьшение периода ледостава, толщины ледового покрова и пр., происходят на озере Байкал (Kuimova, Sherstyankin 1998; Шимараев, Куимова и др., 2002). Целью работы является анализ ледового режима озера Байкал по данным наблюдений за период с 1950 по 2007 гг. и сравнение с ледовитостью Арктики и прогноз до 2050 и 2100 гг. при условии сохранения современных климатических тенденций.

Результаты работы основаны на инструментальных наблюдениях на гидрометеостанциях (ГМС), расположенных на берегах озера Байкал. Изменения по климату Земного Шара и Арктики взяты по данным The Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC), Nansen Environmental and Remote Sensing Center, работ Ola M. Johannessen и других исследователей.

Оценка динамики продолжительности времени ледостава и времени открытой воды за период инструментальных наблюдений ( гг.) по ГМС озера Байкал представляет определенный интерес в связи с общим потеплением климата на планете.

По морфологическим признакам озеро Байкал делится на Северный, Средний и Южный Байкал с хорошо выраженными котловинами с максимальными и средними (в скобках) глубинами: , 1и 1метра соответственно (Шерстянкин и др. 2006). Все котловины являются глубоководными, делают озеро Байкал подобным маленькому океану и дают основание проводить сравнение по климату с Северным Ледовитым океаном (Arctic Ocean).

Наблюдения показывают, что климат Арктики имеет высокую чувствительность к изменениям климата на Земле. Так в последние годы аномалии приземных температур воздуха ΔTair (surface air temperature – SAT) в арктических широтах (60-90o) растут быстрее, чем в широтах 45-55o (Bengtsson et al. 2004), на которых, в свою очередь, рост ΔT идет быстрее, чем в более низких широтах. Минимальный рост ΔT наблюдается при 60oS (Johannessen et al. 2004, http://www-pcmdi. llnl. gov/cmip), т. е. в области Южного Океана, где стабилизирующее влияние океана на климат наиболее велико.

Обобщение изменчивости характеристик ледового покрова на озере Байкал (продолжительности периодов ледостава и открытой воды и максимальной толщины льда) проводится с учетом климатических факторов.

Средняя годовая температура воздуха Твзд приземного слоя является наименее инерционным и легко измеряемым параметром окружающей среды. Твзд в Иркутске измеряется с 1873, в г. Бабушкине на берегу озера Байкал – с 1896 г., в Нижне-Ангарске – 1933 г. Положительные линейные тренды за весь период наблюдений по 2006 г. с включением Твзд для всего Земного шара составили 1.87, 1.22 и 0.5oC/100 лет, с 1951 г. по 2006 г.: 4.11, 2.2 и 1.16oC/100 лет или темпы потепления за последние 50 лет увеличились в 2.2, 1.8 и 2.3 раза соответственно. Начиная с 70-х годов прошлого столетия темпы роста температуры еще более значительно возросли для района Байкала (Иркутск, Бабушкин (Kuimova, Sherstyankin 1998; Kuimova et al. 2006)), для России (Мелешко, Мирвис, Говоркова, 2007) и для всего Земного шара – 0.6oC/100 лет (Middelkoop, Kabat, 2007, h. *****@***uu. nl) (табл. 1).

Таблица 1

Рост Твозд. в оС в разные периоды

Период

Земной шар, с 1860 г.

Бабушкин, с 1896 г.

Н-Ангарск, с 1933 г.

Иркутск, с 1873 г.

Весь

0.8

1.3

1.7

2.4

С 1950 г.

0.7

1.3

2.0

1.4

С 1970 г.

0.8

1.7

2.1

1.7

Климатические особенности в различных частях озера Байкал существенно различны, например, среднегодовые температуры воздуха отличаются от – 3.9oC у мыса Котельниковский в Северном Байкале до +0.9oC в бухте Песчаной в Южном Байкале (Kuimova, Sherstyankin, 1998, 2006, 2007). Несмотря на это, темпы потепления для Бабушкина и Нижне-Ангарска возрастают в более короткий последний период с 1970 г.

Для Земного шара темпы потепления остаются одинаковыми количественно, но за счет уменьшения периодов идет возрастание (табл. 1).

Текущие продолжительности периода ледостава Плдст., открытой воды Поткр. и максимальной толщины льда Hmax и их линейные тренды рассчитаны для пунктов по всему озеру Байкал, на рис. 1 для примера показаны пункты Листвянка в Южном Байкале и Нижне-Ангарска в Северном. Все линейные тренды Плдст. за период гг. дают уменьшение для Листвянки 12 дней, Нижне-Ангарска 25 дней, Поткр. воды увеличился соответственно на 12 и 26 дней, Hmax льда для этих пунктов уменьшилась на 16-15 см соответственно. Анализ изменений основных параметров ледового режима показывает, что их линейные тренды за период с 1950 по 2007 гг., как и температура воздуха Твзд имеют устойчивую тенденцию к потеплению. Это хорошо согласуется с ледовитостью Арктики (Vinnikov et al. 1999, Johannessen et al. 2004 и др.) и дает возможность оценить прогноз на 2050 и 2100 гг.

Рис. 1. Продолжительность ледостава, открытой воды и максимальной толщины льда
в Южном Байкале, п. Листвянка и Северном Байкале, ГМС Нижнее-Ангарск за период гг.

Исследования с поверхности льда и из подо льда (эхолотирование с подводных лодок) показали значительное уменьшение толщины арктического льда в различных частях Arctic Ocean, так что отношение толщин льда в гг. к гг. в среднем составило 0.42 (уменьшение более чем в 2 раза), Rothrock et al. 1999.

На озере Байкал отношение максимальных толщин льда в 2005 г. к 1950 г. в разных частях озера изменялось от 0.75 до 0.84 и в среднем составляло 0.81 (табл. 2, рис. 2). Интересно отметить, что наибольшие изменения толщин льда происходили в Северном Байкале, т. е. интенсификация потепления с ростом широты наблюдается и на озере Байкал (сравнение с зональным ходом ΔTair по Johannessen et al. 2004, http:www-pcmdi. llnl. gov/cmip).

Таблица 2

Максимальные толщины льда на озере Байкал от 1950 к 2005 годам (2005/1950)
и линейные тренды

Параметры

Южный

Средний

Северный

Весь Байкал

СЗ

ЮВ

2005/1955

0.84

0.81

0.84

0.75

0.81

Тренд, дни

22

32

32

28

28.5

В прогнозах по 13 GCMs моделям за период гг. темпы сокращения площади льдов в начале ~ гг. и в конце ~ гг. примерно одинаковы и составляют ~3.6·106 км2 на 100 лет и возрастают более, чем в два раза за годы с 2030 по 2065, достигая ~8.1·106 км2 на 100 лет. Примерно такими же темпами идет реальное, по наблюдениям за гг. сокращение площадей морского льда в Арктике.

Линейные тренды за периоды с 1950 по 2008 гг. и с 1970 по 2008 гг. дают значения максимальных толщин льда в 2100 году в 53 и 31 см с наклоном в 26 и 47 см на 100 лет и лёд, как сезонное явление, сохранится.

Рис. 2. Максимальные толщины льда на озере Байкал за период гг.
На графике цифрами показано отношение толщин льда в 2005 г. к 1955 г.
Отношение среднее для всего озера равно 0.81.

Интересно, что многочисленный ряд исследователей придерживается по отношению к климатическим сценариям потепления, особенно имеющих антропогенные причины, прямо противоположной точки зрения. Отметим только Х. Абдусаматова, который прогнозирует наступление достаточно глубокого минимума солнечной активности квази - 200-летнего цикла на уровне Маундеровского минимума ( гг.) ориентировочно вблизи 2040±10 г., (, 2005).

Выводы

По прогнозам одной группы ученых (Stroeve at al. 2007, и др.) в Арктике к гг. лед растает. По прогнозам других ученых: (Х. Абдусаматов, 2005 и др.), (2008) и других к гг. можно ожидать похолодание типа малого ледникового периода.

На озере Байкал по данным наблюдений идет стойкий процесс потепления и если предположить его непрерывность, то по прогнозам к 2050 г. максимальная толщина льда уменьшается до ~ 50 см и даже к 2100 г. она уменьшается до ~ 31 см, но не исчезает совсем.

Устойчивое уменьшение максимальных толщин льда на Байкале за период наблюдений гг. по разным пунктам составляет 15-24 см, а отношение толщины льда в 2005 г. к 1955 г. в среднем для всего озера равно 0.81.

Продолжительность ледостава за период гг. уменьшилась от 12 до 25 дней для различных областей Озера Baikal и соответственно на 12-25 дней увеличилась продолжительность открытой воды.

Уменьшение периода ледостава на озере Байкал хорошо согласуется с площадями ледового покрытия в Арктическом бассейне и указывают на планетарный характер потепления.

Нашей задачей в современный период является проведение более тщательных анализов и интерпретации различных материалов наблюдений с целью оценки влияния на климат байкальского региона.

Работа поддержана Российским Фондом Фундаментальных Исследований гранты №№ и .

Литература

1. Arctic Research Commission. “The Arctic Ocean and Climate Change: A Scenario for the U. S. Navy,” 2000.

2. Bengtsson, L., Semenov, V. and Johannessen, O. M. 2004. The early 20th century warming in the Arctic—a possible mechanism. J. Climate.

3. Johannessen, O. M., L. Bengtsson, M. W. Miles, S. I. Kuzmina, V. A. Semenov, G. V. Alekseev, A. P. Nagurnyi, V. F. Zakharov, L. P. Bobylev, L. H. Pettersson, K. Hasselmann & H. P. Cattle (2004) Arctic climate change–observed and modelled temperature and sea ice variability. – Tellus. - 56A(5). – Р. 328–341

4. Johannessen O. M. Polar Climate – Will the Arctic Ocean be blue in this century? _olaj_egs_ nice. – P. 1-52.

5. Kuimova L. N., Sherstyankin P. P. 1998. Climate Change and extreme hydrological events on Lake Baikal during the Last 250,000 Years. Proceedings of The Second International Conference on Climate and Water, Espoo, Finland, 17-18 August 1998. - Vol. 3. – Р. .

6. Kuimova, L. N., M. N.Shimaraev, N. I. Yakimova. 2004. Features of formation and forecasts of terms origin and destruction an Ice-Cover on Lake Baikal. VI All-Russian Hydrological Congress, Section 5, Abstracts, 28 September – 1 October 2004. - Saint-Petersburg. – Р. 81-83.

7. Rothrock, D. A., Y. Yu and G. A. Maykut. 1999. Thinning of the Arctic sea-ice cover. Geophysical Research Letters. 26(23) : 3469-72.

8. Шерстянкин П.П., Алексеев С.П., Абрамов А.М., Ставров К.Г., Де Батист М., Хус Р., Канальс М., Касамор Х.Л. Батиметрическая компьютерная карта озера Байкал. Доклады Академии Наук, 2006. - Т. 408.–- № 1.–- С. 102-107.

9. О долговременных вариациях потока интегральной радиации и возможных изменениях температуры в ядре Солнца // Кинематика и физика небесных –- Т.21.–- № 6. – С. 471-477.

10. Chapman, W.L. and J.E. Walsh. A synthesis of Antarctic Temperatures // J. Climate, 2007. – 20. – Р. .

Влияние климатических факторов на продолжительность безморозного
периода на территории Иркутской области

, ,

Иркутский государственный университет, г. Иркутск

The among the big variety of the phenomena of the weather affecting process of formation of a crop, the special place is borrowed with spring and autumn frosts. In work the long-term mode of frosts in territory of Irkutsk area according to supervision of 22 stations over the period with 1951 on 2007 is investigated.

В исследуемый нами период средняя продолжительность безморозного периода на территории Иркутской области составила 96 дней в воздухе и 88 дней на почве. Наиболее подвержены заморозкам ст. Кобляково, Жигалово, Икей, Залари, Кутулик и Качуг, расположенные в пониженных формах рельефа и по долинам малых рек, а наименее подвержены заморозкам ст. Хомутово, Иркутск, Черемхово, Усть-Уда, Тангуй, Киренск и Балаганск, расположенные по долинам крупных рек и на подветренных склонах хребтов Восточного Саяна и Патомского нагорья.

Для изучения многолетнего режима заморозков были рассчитаны отклонения продолжительности безморозного периода по отношению к начальному периоду исследования  гг., который существенно отличался по климатическим условиям от современного периода исследований (рис. 1).

Видно, что на подавляющем большинстве станций продолжительность безморозного периода на почве и в воздухе возросла. При этом максимальное увеличение продолжительности безморозного периода (более 10 дней) наблюдалось в западных районах области.

Рис. 1. Средние многолетние отклонения продолжительности безморозного периода
по отношению к периоду гг. на территории Иркутской области.

В дальнейшем нами были рассчитаны отклонения от нормы даты наступления весенних и осенних заморозков. Следует отметить, что за дату последнего весеннего заморозка принимается последний день с заморозком в первом полугодии, а за дату первого осеннего заморозка первый день с заморозком во втором полугодии. Кроме того, положительные отклонения на графиках указывают на более поздние сроки наступления заморозков, отрицательные отклонения – на более ранние сроки наступления заморозков.

Из рис. 2 следует, что в среднем многолетнем режиме заморозки на территории Иркутской области в воздухе наступают позже по сравнению с нормой, на почве весной наступают раньше, а осенью позже. Однако в гг. как в воздухе, так и на почве, наблюдались ранние весенние заморозки, в среднем на 6-7 дней раньше, и поздние осенние, среднем на 4 дня позже.

Рис. 2. Средние многолетние отклонения от нормы даты наступления весенних
и осенних заморозков на почве и в воздухе, усредненные по территории Иркутской
области в целом.

В заключение была рассчитана средняя многолетняя интенсивность заморозков на почве и в воздухе (рис. 3). Наиболее интенсивными оказались весенние заморозки, которые на почве несколько сильнее, чем в воздухе.

В многолетнем режиме наиболее интенсивные заморозки на территории Иркутской области отмечались в х гг. (рис. 4). В настоящий период интенсивность заморозков незначительно снизилась, но все же осталась выше по сравнению с начальным периодом исследований.

В целом, проведенное исследование показало, что средняя многолетняя продолжительность безморозного периода на территории Иркутской области практически повсеместно увеличилась, в основном за счет более позднего наступления заморозков осенью.

Рис. 3. Средняя многолетняя интенсивность весенних и осенних заморозков на почве и в воздухе, усредненная по территории Иркутской области за период с 1951 по 2007 гг.

Рис. 4. Средняя многолетняя интенсивность заморозков на почве и в воздухе,
усредненная по десятилетиям на территории Иркутской области.

Наиболее интенсивными являются весенние заморозки, которые на почве сильнее, чем в воздухе. Наименее подвержены заморозкам западные и крайние южные районы Иркутской области.

Межгодовая изменчивость температуры воздуха на различных высотах
на территории Забайкалья

, ,

Иркутский государственный университет, г. Иркутск

The summary in various regions of Northern hemisphere is peculiar to the Modern period of tool supervision over weather conditions a high degree of variability /1,2/. In this connection it is carried out research of a thermal mode in territory of Transbaikalia according to supervision on item of Ulan-Ude, with attraction of data NCEP/NCAR Reanalisys /3/.

Было установлено, что в исследуемый нами период с 1960 по 2006 гг. среднегодовая температура воздуха в г. Улан-Удэ возросла по сравнению с гг. на 0,4 0С. При этом повышение температуры в приземном слое атмосферы началось раньше (середина 1970-х гг.), чем на поверхности почвы (конец 1980-х гг.). Это наглядно отражают гистограммы отклонений среднегодовых значений температур, рассчитанных по отношению к среднемноголетним данным (рис. 1).

Рис. 1. Межгодовые вариации отклонений среднегодовых значений температуры
воздуха и поверхности почвы в г. Улан-Удэ (по материалам наблюдений за период
с гг.).

В годовом ходе наибольший рост температур в г. Улан-Удэ отмечается зимой и весной, а наиболее высокий уровень межгодовой изменчивости температур характерен для переходных сезонов года.

На рис. 2 представлен вертикальный профиль среднегодовых значений температуры воздуха в слое Земля-50 гПа. Отчетливо видно плавное понижение температуры воздуха с высотой в нижней тропосфере, резкое падение температуры в средней и верхней тропосфере и наличие тропопаузы между стандартными изобарическими поверхностями 200 и 100 гПа, определяемое по слою изотермии.

В настоящий период в нижней тропосфере среднегодовые температуры воздуха повышаются, в средней и верхней тропосфере до уровня 300 гПа, начиная с 1980х годов, они практически не изменяются, а в стратосфере существует устойчивая тенденция понижения среднегодовых температур на территории Забайкалья.

Рис. 2. Вертикальный профиль среднегодовой температуры воздуха
в г. Улан-Удэ, усредненный за период с 1960 по 2006 гг.

В заключение были рассчитаны средние значения вертикальных градиентов температур для различных слоев атмосферы в зимний и летний период года в районе Улан-Удэ (рис. 3). В летний период средний градиент температуры в тропосфере составил 0,62 0С/100 м, что вдвое выше средних значений для зимнего периода года (0,31 0С/100 м). Кроме того, изменчивость температуры по вертикали возрастает от поверхности Земли до уровня 700-500 гПа, где средний вертикальный градиент приближается к единице, в дальнейшем изменчивость температуры с высотой вновь уменьшается.

Рис. 3. Средние значения вертикального градиента температуры на разных
уровнях атмосферы в районе Улан-Удэ в период с 1960 по 2006 гг.

Любопытно, что в многолетней динамике на уровне ведущего потока (700-500 гПа), который во многом определяет характер погодных процессов у поверхности Земли, в зимний период, а в последние годы и летом, отмечается увеличение средних градиентов температур, что указывает на усиление неустойчивости атмосферы в этом слое (рис. 4).

Таким образом, проведенное исследование показало, что в последние десятилетия на территории Забайкалья отмечается устойчивая тенденция повышения среднегодовой температуры воздуха в нижней тропосфере и понижения в стратосфере.

Рис. 4. Многолетний ход средних значений вертикальных градиентов температур
в слое 700-500 гПа в районе Улан-Удэ в зимний и летний период года.

Наибольшая неустойчивость характерна для средней тропосферы, где в зимние месяцы она возрастает со временем.

В целом, атмосфера над Забайкальем наиболее устойчива в холодный период года.

Литература

1. Кондратьев климат. – СПб.: Наука, 1992. – 359 с.

2. , , Володин моделью ИВМ температуры, осадков и снежного покрова в рамках эксперимента АРМ II /Физика атмосферы и океана. Изв. РАН. – Т– 2000. – С. 446-462.

3. Kalnay, E and Coauthors, 1996: The NCEP/NCAR 40-year Reanalysis Project. Bull. Amer. Meteor. Soc. – 77. – Р. 437-471.