Влияние изменений климата на социально-экономическую систему (стр. 3 )

Экстремальная продолжительность периода без дождя (засуха) может составлять более 30 дней в Центральной Якутии и на полюсах холода – Верхоянске и Оймяконе.

Такие неблагоприятные явления, как град, сильный ветер и пыльные бури отмечаются на территории республики в отдельные годы. Выпадение града может наблюдаться с мая по сентябрь включительно и составляет в 50% лет 1-2 дня за весь теплый период. Наибольшая повторяемость выпадения града отмечается в июне. Сильные ветры в таежной зоне Якутии наблюдаются ежегодно, число дней с сильным ветром увеличивается с севера на юг. За теплый период года (май-сентябрь) бывает около 3-6 таких дней. Наиболее часты сильные ветры в июне. В засушливых районах они вызывают пыльные бури. Очень сильные ветры в окрестностях г. Якутска отмечались в 1952 г., в первой декаде июля. Скорость ветра превышала 20 м/сек. В 1950 г. (6 июля) в окрестностях г. Якутска наблюдался град крупнее грецкого ореха. Были побиты огородные культуры. В 1948 г. в Якутске было отмечено 3 дня с пыльной бурей [6]. Также некоторые литературные источники указывают на случай ветра со скоростью до 50 м/с в районе пос. Сангар.

Таким образом, не подлежит никакому сомнению опасность наблюдаемых экстремальных проявлений климата в Республике Саха (Якутия).

Литература

1. Вильфанд направления прогнозирования экстремальных гидрометеорологических явлений различного масштаба // Тезисы пленарных докладов Межд. конф. «По проблемам гидрометеорологической безопасности (прогнозирование и адаптация общества к экстремальным климатическим изменениям). Москва, 26-29 сент. 2006 г. – Ч. 1. – М., 2006. – С. 15.

2. , Бузин экстремальных гидрологических характеристик для систем предупреждения об опасных гидрологических явлениях // Тезисы пленарных докладов Межд. конф. «По проблемам гидрометеорологической безопасности (прогнозирование и адаптация общества к экстремальным климатическим изменениям). Москва, 26-29 сент. 2006 г. – Ч. 1. – М., 2006. – С. 14.

3. , , Шаймарданов гидрометеорологические явления и их влияние на экономику России. – Обнинск, 2001. – 34 с.

4. Иванова – полюс холода Северного полушария // Наука и техника в Якутии. – Новосибирск: Изд-во «Гео», 2007. – С. 30-36.

5. Научно-прикладной справочник по климату СССР. Сер. 3. Многолетние данные. Части 1-6. Вып. 24. Якутская АССР. Книга 1. – Л.: Гидрометеоиздат, 1989. – 460 с.

6. Агроклиматические ресурсы Якутской АССР / Отв. Ред. . – Л.: Гидрометеоиздат, 1973. – 112 с.

Термическое состояние деятельного слоя в криолитозоне Байкальского
региона в контексте глобального потепления

*/**, **, **

*Институт общей и экспериментальной биологии СО РАН, г. Улан-Удэ

**Бурятская государственная сельскохозяйственная академия им. , г. Улан-Удэ

The most notable climate warming in Baikal region goes on at last 30-35 years, and the temperature became higher on 1,5-2,5 оС. By this reasons average annual temperature in some points crossed 0 degree. Thickness of seasonal melt-water layer is increasing on 140-170 cm as campared with 1909, however exists geosystems with the hard frozen-thermal conditions. The thermal-physical effects of the wood and ground cover were considered.

Из схемы районирования (Гарагуля, Гордеева, 2002) следует, что примерно на 1/4 территории ЕТР и 2/3 территории АТР влияние многолетнемерзлых пород на экосистемы следует оценивать как повсеместное. В Байкальском регионе (БР) сплошная криолитозона занимает примерно 15, переходная прерывистая с островами таликов – 30, переходная островная – 45%, талики со сплошным ареалом – 10%. Обращает на себя внимание площадное доминирование переходной полосы.

Переходная зона отличается неустойчивым термодинамическим равновесием. Высокотемпературная многолетняя мерзлота легко деградирует при техноконверсии внешних условий теплообмена: удалении напочвенных покровов (органогенного фиброслоя и снежного покрова), сведении леса, распашках и др. (Куликов, Куликов, 2006). Понятно, что данное обстоятельство повышает природные опасности и риски в БР особенно в связи с потеплением глобального климата.

По данным Всемирной метеорологической организации (Изменение климата…, 2003), с 1860 по 1998 гг. глобальное повышение температуры воздуха составило около 0,8оС. В отдельных пунктах российского Севера за последние 30-35 лет температура воздуха выросла на 1,0-1,5оС, тогда как глобальная температура повысилась за этот период только на 0,4оС (Осипов, 2007). Наибольшие изменения климата происходят в умеренных широтах (Мельников и др., 2007), т. е. в переходной полосе с высокотемпературной неустойчивой мерзлотой. Здесь за последние 30-35 лет потепление выражается повышением температуры воздуха на 1,6-2,1оС (Перльштейн и др., 2006).

Аналогичные изменения на протяжении ХХ и начала XXI столетия наблюдаются в котловинах РБ. Получены уравнения прямолинейных трендов среднегодовой температуры воздуха (У): У(+) = 7,439 + 0,0025Х (Улан-Удэ); У(+) = 7,830 + 0,0018Х (Новоселенгинск); У(+) = 8,984 + 0,0016Х (Кяхта).

Наиболее резкие изменения в тепловом состоянии происходят в Улан-Удэ. В северном полушарии наибольший темп потепление наблюдается с 60-х годов ХХ века, а в БР с 70-х годов, тогда здесь за последние 30-35 лет рост температуры воздуха составит 1,5-2,5оС, т. е. градиент прямолинейного тренда равняется 0,05-0,08оС/год.

Очень важно, что в Улан-Удэ и Кяхте среднегодовая температура пересекает нулевой рубеж. Рубежность ОоС в том, что в этих районах теплофизически и термодинамически становится невозможным новообразование мерзлоты, а существовавшая островная мерзлота не имеет перспектив сохраниться. Весьма опасны по последствиям температурные изменения в вечномерзлотных областях. Здесь здания и сооружения, рассчитанные на монолитную мерзлоту в основании фундаментов, окажутся в состоянии неравномерной деформации и релаксации напряжений, возникнет угроза их обрушения.

Согласно дифференцированному анализу, в Забайкалье среднегодовые температуры повышаются за счет, в основном возрастания температуры холодного периода года. Температуры теплого периода года или остаются неизменными, а на большей части БР они снижаются. Можно констатировать, что зимы теплеют, а лето становится холоднее.

Изменение климата отражается на термическом состоянии деятельного слоя (в многолетнемерзлой криолитозоне СТС – сезонноталого слоя) и верхней кровли многолетней мерзлоты.

Современное повышение температуры на глубине 10 м составило на Европейском Севере 0,3оС, а на севере Западной Сибири – 1,2оС (Перльштейн и др., 2006). Согласно прогнозам (Павлов, 1997; Анисимов, Белолуцкая, 2002), в Западной Сибири температура вечной мерзлоты на глубине 10 м к 2020 г повысится на 1оС, а к 2050 г. на 1,5-2,0оС. При этом мощность СТС увеличится на 15-25 и даже на 50%. К середине XXI века площадь сплошной вечной мерзлоты может сократиться на 12-15%, а ее граница сместится к северо-востоку на 150-200 км.

Вместе с тем следует отметить, что на повышение среднегодовой температуры воздуха СТС реагирует неоднозначно. Так, по инструментальным наблюдениям в Центральной Якутии, где потепление климата по сравнению с другими регионами происходит наиболее заметно, глубина сезонного протаивания изменяется или слабо, или за последние 20-25 лет вообще не отмечается (на залесенных участках), или даже фиксируется отрицательный тренд изменения температуры (мелкодолинные ландшафты стационара Чабада) (Перльштейн и др., 2006; Мельников и др., 2007).

Неоднозначность реакции СТС на постоянно прибавляющуюся мощность теплового импульса из атмосферы вызвана инерционностью почвенно-криогенной системы и наличием механизмов саморегуляции.

По нашим данным, количество атмосферных осадков, в том числе и твердых в БР не имеет трендовых изменений, а в Центральной Якутии отмечается уменьшение снежности. Это означает, что повышение зимней температуры компенсируется снижением теплоизолирующей и отепляющей роли снега, в результате чего мерзлотно-тепловой режим СТС Центральной Якутии остается стабильным. В БР стабилизации мерзлотно-теплового состояния СТС основная роль принадлежит теплому периоду, который продолжительнее, чем в высоких широтах, а понижение положительных температур (лето стало холоднее) ведет к ослаблению прогревания и теплоаккумуляции в СТС. Имеющихся резервов отрицательного теплового импульса, хоть и ослабленного глобальным потеплением, достаточно для промерзания менее нагретой протаявшей толщи.

Чтобы доказать это утверждение необходимо по материалам многолетних наблюдений провести расчет теплового баланса СТС.

Снежный покров в таких континентальных областях как Забайкалье и БР имеет особо выраженный отепляющий эффект. Охлаждающее влияние снега проявляется только при задержке таяния. В зависимости от толщины и плотности теплопроводность снежного покрова колеблется в широких пределах. В Калакане под лесом при пониженной плотности (0,13-0,21 г/см3) теплопроводность снега равняется 0,15 Вт/м×К, а на открытых участках переотложение и уплотнение вызывают рост его теплопроводности до 0,20-0,21 Вт/м×К.

Отепляющая роль снега в БР, даже при небольшой мощности, достаточно велика. Оставленные на зиму экстремальные термометры зафиксировали перепад температуры в толще снега мощностью в 6 см, равный 12,7оС, а при мощности 18 см – 15,7оС, а удельный теплоизолирующий эффект составляет 2,12 и 0,87оС/см соответственно. Теплоизолирующий эффект снега зависит от природной зоны. Так, в степи (Новоселенгинск) термический скачок в снеге достигает всего 1,6оС, а в лесостепи 3,0оС. В таежных ландшафтах скачок возрастает до 7,3 (Икатский перевал), 9,4оС (Гуоджикит).

В основе слабого теплофизического эффекта снега в БР лежит ряд причин. Образование устойчивого снежного покрова происходит уже после перехода температуры воздуха через 0оС и глубокого (до 1 м) промерзания почв. В виду низких температур и сухости воздуха снег имеет сыпучую консистенцию и легко переотлагается даже при слабом ветре, почему степень сплошной покрытости территории снегом неравномерная и небольшая. В изменении теплофизических свойств снежного покрова кроме процессов метаморфизации и перекристаллизации принимают большое участие процессы абляции. Только за март в степи при возгонке теряется 20-40 мм воды снега. И, конечно, наиболее важная причина – это незначительное количество твердых осадков.

На широтах Забайкалья и БР в тепловом балансе СТС особенно большая роль принадлежит лесу и органогенным напочвенным покровам.

Лес и органогенные напочвенные покровы на климат стволов (климат приземного слоя) и почвенный климат влияют двояко. В теплое время года их влияние охлаждающее, а в холодное – отепляющее. Среднегодовой фитоклиматический эффект зависит от соотношения длительностей полупериодов. В высоких широтах общий эффект отепляющий, т. к. зима длиннее лета, а на широтах БР лесные ландшафты отличаются наиболее суровыми мерзлотно-климатическими условиями. Сведение леса, сдирание слоя дернины, лесной подстилки, степного войлока, торфа сопровождаются тепловым ударом на почву и способны привести к деградации мерзлоты.

По расчетам по методике (1984), в лугостепи Еравнинской котловины радиационный баланс равен 14723 МДж/м2×год, в кронах деревьев – 2083, тогда как под кронами, в области климата стволов – всего 833 МДж/м2×год (Куликов и др., 1997; 2005). За три летних месяца в Еравнинской котловине оголенная антропогенно нарушенная поверхность энергетически обеспечена на 122 МДж/м2 больше, чем ненарушенная естественная (табл. 1), что эквивалентно повышению среднегодовой температуры почвогрунтов на 1,5-2,0оС, и чего достаточно для увеличения мощности СТС и деградации вечной мерзлоты.

Таблица 1

Радиационный баланс деятельной поверхности при техногенном нарушении,
МДж/м2 × мес. (расчетные данные)

Характер деятельной поверхности	Месяцы
VI	VII	VIII	VI-VIII
Мохово-торфяной с ерником, влажный	311	292	230	833
Оголенный, сухой	349	333	273	955

Охлаждающий эффект органогенных напочвенных покровов возникает из-за сезонного неравенства теплофизических свойств. В мерзлом состоянии (lм) коэффициенты теплопроводности грунтов увеличиваются λт<λм («т» и «м» относятся к талому и мерзлому состояниям), а коэффициенты объемной теплоемкости, наоборот, уменьшаются (Соб(т)>Соб(м)). Это приводит к тому, что отрицательные тепловые импульсы проникают относительно легче и глубже, в СТС происходит аккумуляция холода, тогда как положительные тепловые импульсы проникают в профиль с трудом при пониженной теплопроводности и высокой теплоемкости талого напочвенного покрова и самого почвогрунта. Летом термическое сопротивление напочвенного покрова (Rпл) больше, чем зимой (Rпз). В БР максимальное охлаждающее влияние лесной подстилки оценивается величиной 2,45оС/см. Термическое сопротивление подстилки в талом состоянии равняется 0,12-0,30, а в мерзлом – 0,03-0,05 (м2×К)/Вт.

Охлаждающая роль леса наибольшая в мае-июне, разность температуры лес-степь на глубине 5 см почвы составляет 4,5-5,3оС. Сведение леса и удаление напочвенного покрова вызывает увеличение мощности СТС деятельного слоя. При этом в активный влагооборот вовлекается до 50-200 мм дополнительного количества воды векового запаса мерзлоты в зависимости от ее льдистости. Особенно большие температурные контрасты создаются до глубины 50-70 см. Температура оттаивающей сезонной мерзлоты на 3-6оС выше на вырубке, чем под коренным лесом (рисунок).

Рисунок. Изменение разности температур между площадками на вырубке
с оголенной поверхностью и в коренном высокополнотном лиственничнике.
Разность: 1 – 0-3оС, 2 – 3-6оС, 3 - >6oC.

Расчеты показывают, что за 10, 20 и 50 лет после вырубки леса температурные изменения проникают на глубину примерно на 70, 100 и 162 м соответственно.

Объективное представление о вековом и внутривековых изменениях мощности СТС можно получить, используя данные начала XX в., приведенные в монографии и «Основные данные для изучения климата Восточной Сибири» (1913). Эти авторы сообщают, что по Забайкальской области имеется 176 пунктов, по которым имеются сведения о мерзлоте. Для одного из пунктов Еравнинской котловины (с. Укыр) приводятся данные инженера г. Е. Кабанова, полученные 28 августа 1909 г. (табл. 2). В 1981 г. эти геосистемы в окрестностях с. Укыр были идентифицированы и в них буровым методом определена глубина протаивания почв. Повторные исследования проведены в 2008 г.

Что касается дат, то заметим, что русская метеорология перешла на григорианский календарь (новый стиль) еще в XIX в., а в быту новый стиль принят с 1918 г., поэтому даты, приведенные г. Е. Кабановым, видимо, являются метеорологическими, т. е. соответствующими современным, поэтому они не требуют поправок.

Таблица 2

Изменение глубины протаивания почв в XX-XXI вв. в Еравнинской котловине (с. Укыр: 52о32¢; 111о24¢)

Геосистемы в прошлом (П) и настоящем (Н)	Глубина протаивания, см	Разность глубины протаивания (см)/тренд (см/год)
28.08.  1909 г.	31.08.  1981 г.	06.08.  2008 г.	1гг.	гг.	гг.
1. П: тяжелые суглинки в сырых местах, облесенных по еланям. Н: мерзлотные торфянисто-болотные почвы болотистых лугов слабодренированных мульдообразных мезопонижений и мерзлотные лугово-лесные почвы пологих склонов под березово-лиственничным лесом	164	150	165	-14/-0,19	1/0,01	15/0,56
2. П: супеси на пашне без хлеба. Н: мерзлотные луговые почвы под пашней на выровненной второй озерной террасы	143	195	220*	52/0,72	77/0,78	25/0,93
3. П: закрытые лесные сухие пространства. Н: мерзлотные дерново-таежные маломощные почвы пологих склонов и плоских водоразделов под лиственничным лесом	137	150	160	13/0,18	23/0,23	10/0,37
4. П: сырые, сильно заросшие кустарником. Н: мерзлотный торфянисто-перегнойный глеезем осоково-ерниковой вогнутой равнины	147	150	145	3/0,04	-2/-0,02	-5/-0,18
5. П: иловато-песчаные почвы на пашне с хлебом. Н: мерзлотные луговые почвы под пашней на выровненной второй озерной террасы	146	185	230*	39/0,54	84/0,85	45/1,67
6. П: целина. Н: мерзлотные луговые почвы выровненных озерных террас	132	205	280	27/0,37	148/1,49	75/2,78
7. П: заливной луг. Н: мерзлотные луговые почвы (поливы сейчас не практикуются)	111	210	280	99/1,37	169/1,71	70/2,59
8. П: сухой луг. Н: мерзлотные луговые почвы выровненных озерных террас	143	205	280	62/0,86	137/1,38	75/2,78
9. П: открытые сухие пространства. Н: мерзлотные лугово-черноземные почвы лугостепей	124	205	285	81/1,13	161/1,63	80/2,96

* в 2008 г. – залежь.

Сравнительный анализ показывает, что пространственное поле вековой и внутривековых изменений мощности СТС в Еравнинской котловине, входящей в южную полосу перехода сплошной вечной мерзлоты к прерывистой и островной, достаточно неоднородно. За период гг. наибольшие изменения в глубине протаивания почв произошли в открытых геосистемах. Так, на заливном лугу (язык оригинала сохранен) (геосистема 7) к 1981 г. почва стала протаивать на 99 см больше, чем в 1909 г., а за последующие 27 лет здесь мощность СТС увеличилась еще на 70 см и в настоящее время равняется 280 см, т. е. почти достигает максимальной величины, характерной для фоновых лугово-черноземных степных геосистем Еравнинской котловины (геосистема 9). В открытых геосистемах также наблюдается наибольший тренд изменения мощности СТС. Вместе с тем, слабодренированные криогидроморфные почвы (геосистемы 1 и 4) характеризуются высокой устойчивостью. Здесь приращение мощности СТС весьма незначительно (до 3 см) и находится в пределах ошибки измерения или в пределах ежегодных колебаний глубины протаивания. Кроме того, нельзя исключать и тот факт, что в 2008 г. криолитологические измерения проводились, хоть и немногим, но раньше срока достижения максимальной глубины протаивания, который наступает в период перехода температуры воздуха через 0оС (Куликов и др., 1997). Также небольшие тренды изменения характерны и для глубины протаивания почв лесных геосистем.

Из приведенных данных ясно, что в тех геосистемах, где к факторам почвенного климатообразования относится затрудненный дренаж, постоянно высокое увлажнение и экранированность деятельной поверхности древесно-кустарниковой и естественной травянистой растительностью и особенно органогенными напочвенными покровами, тепловое равновесие почвогрунта устойчиво и глубина протаивания стабилизирована. При усугублении увлажнения и криогидроморфизма происходит ужесточение мерзлотно-тепловых условий и проградация вечной мерзлоты.

Из рассмотренных двух временных срезов последний ( гг.) характеризуется более высокими значениями тренда, что указывает на усиление теплового импульса в почвы. Это находится в соответствии с общей эволюцией тренда потепления климата в северном полушарии за последние 30 лет.

Литература

2. , Белолуцкая влияния изменения климата и деградации вечной мерзлоты на инфраструктуру в северных регионах России // Метеорология и гидрология, 2002. № 6. – С. 15-22.

2. , и Шостакович данные для изучения климата Восточной Сибири. Иркутск, 1913. – 218 с.

3. , Гордеева роль толщ многолетнемерзлых пород // Геоэкология. 2002. № 5. – С. 403-410.

4. Изменение климата, 2001 г. Обобщенный доклад / Под ред. Т. Уотсона. Межправительственная группа экспертов по изменению климата. ЮНЕП / «Грид Арсенал». 2003. – 220 с.

5. , Куликов устойчивости почв к изменению внешних условий теплообмена // Геоэкология, 2006. №1. – С. 66-71.

6. и др. Мерзлотные почвы: экология, теплоэнергетика и прогноз продуктивности. Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН, 1997. – 312 с.

7. Куликов и др. Парагенезис и парадинамизм почв. – Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН, 2005. – 279 с.

8. , , Малкова последствия современных изменений глобального климата // География и природные ресурсы, 2007. № 3. – С. 19-27.

9. Павлов -климатический мониторинг России: методология, результаты наблюдений, прогноз // Криосфера Земли, 1997. Т.1. № 1. – С. 47-58.