Российская академия наук

Институт природных ресурсов, экологии и криологии СО РАН

Забайкальское межрегиональное территориальное управление

по гидрометеорологии и мониторингу окружающей среды

Министерство международного сотрудничества, внешнеэкономических связей
и туризма Забайкальского края

ИЗМЕНЕНИЕ КЛИМАТА ЦЕНТРАЛЬНОЙ АЗИИ:
СОЦИАЛЬНО-ЭКОНОМИЧЕСКИЕ И ЭКОЛОГИЧЕСКИЕ ПОСЛЕДСТВИЯ

Материалы Международного симпозиума

24 октября 2008 г.

Чита, Россия

Чита 2008

УДК 551.583 (58)

Печатается по решению Ученого совета Института природных ресурсов,

экологии и криологии СО РАН

Редакционная коллегия

Птицын А.Б., д.г-м.н., проф., директор ИПРЭК СО РАН

Обязов В.А., к.г.н., доцент, руководитель ЗабУГМС

Замана Л.В., к.г-м.н., с.н.с., зам. директора по научной работе ИПРЭК СО РАН

Цыбекмитова Г.Ц., к.б.н., доцент, ученый секретарь ИПРЭК СО РАН

Шестернев Д.М., д.т.н., проф., зам. директора по научной работе ИПРЭК СО РАН

Изменение климата Центральной Азии: социально-экономические и экологические последствия: материалы Международного симпозиума (24 октября 2008 г., Чита, Россия). – Чита: Изд-во ЗабГГПУ, 2008. – 190 с.

ISBN 978-5-85158-439-8

Настоящее издание содержит материалы докладов Международного симпозиума, прошедшего в г. Чите 24 ноября 2008 г. в рамках международной научно-практической конференции «Приграничное сотрудничество: Россия-Китай-Монголия» (22 – 24 ноября 2008 г., г. Чита, Россия). Представленные в сборнике работы посвящены проблемам ретроспективного и перспективного анализа изменений климата, влиянию данного процесса на природные и социально-экономические системы.

Издание представляет интерес для специалистов и широкого круга читателей.

УДК 551.583 (58)

ISBN 978-5-85158-439-8

© Коллектив авторов, 2008

© ИПРЭК СО РАН, 2008

СОДЕРЖАНИЕ

1. Ретроспективный и перспективный анализ изменения климата 6

Безделова А.П. О зональном положении Забайкалья и глобальном
изменении климата 6

Густокашина Н.Н. Многолетние изменения температуры воздуха
в Предбайкалье 10

Константинов М.В., Константинов А.М. Геоархеология Забайкалья:
проблемы и решения 13

Куимова К.Л., Шерстянкин П.П. Анализ изменчивости характеристик
ледового режима озера Байкал и Арктики по материалам наблюдений
с 1950 г. 17

Латышева И.В., Буракова Е.И., Латышев С.В., Лощенко К.А.
Влияние климатических факторов на продолжительность безморозного
периода на территории Иркутской области 22

Латышева И.В., Иванова А.С., Латышев С.В., Лощенко К.А.,
Потемкин В.Л. Межгодовая изменчивость температуры воздуха на
различных высотах на территории Забайкалья 24

Максютова Е.В., Густокашина Н.Н. Об изменении некоторых
климатических характеристик холодного периода на территории
Иркутско-Черемховской равнины 27

Мещерская А.В., Обязов В.А., Богданова Э.Г., Мирвис В.И.,
Ильин Б.М., Голод М.П., Смирнова А.А.  Изменение климата Забайкалья
во второй половине ХХ века по данным наблюдений и ожидаемые его
изменения в первой четверти XXI века. 31

Птицын А.Б., Решетова С.А., Бабич В.В., Дарьин А.В., Калугин И.А.,
Овчинников Д.В., Panizzo V., Мыглан В.С.  Хронология палеоклимата
и тенденции аридизации в Забайкалье за последние 1900 лет,
реконструкция по геохимии донных осадков оз. Арахлей 33

Решетова С.А. Ландшафты и климат в позднем плейстоцене и голоцене
по палинологическим данным II террасы р. Чикой (Западное Забайкалье) 35

Тулохонов А.К., Пунцукова С.Д. Управление изменениями климата:
в поисках ответа на глобальные вызовы и угрозы 38

Филенко Р.А. Применение народных примет в метеопрогнозе
(на примере Восточного Забайкалья) 42

Шестернев Д.М., Еникеев Ф.И., Обязов В.А., Чупрова А.А.
Криолитозона Забайкалья в условиях глобального изменения климата:
проблемы и приоритетные задачи исследований 46

Шестернев Д.М., Шейнкман В.С., Чупрова А.А., Сергеев Д.О.,
Шахгеданова М.В. Криогляциальные системы хребта Кодар (Забайкалье)
в условиях изменения климата 53

2. Влияние изменения климата на природные системы 58

Афонин А.В., Горлачева Е.П. Ихтиофауна некоторых озер Монголии 58

Базарова Б.Б. Водные растения р. Аргунь и ее притоков в современных
климатических условиях 61

Вахнина И.Л., Макаров В.П. Влияние климатических условий на
прирост сосны обыкновенной в условиях Восточного Забайкалья 66

Горлачева Е.П., Афонин А.В. Функционирование рыбного населения
Торейских озер в условиях неустойчивого гидрологического режима 71

Гунин П.Д., Казанцева Т.И., Бажа С.Н., Данжалова Е.В.,
Дробышев Ю.И. Экологические последствия влияния аридизации
климата на экосистемы Центральной Монголии 77

Замана Л.В. Гидрохимия и состояние соленых озер Юго-Восточного
Забайкалья в конце прошлого – начале текущего столетия в связи с
климатическими изменениями 84

Итигилова М.Ц. Водные экосистемы Юго-Восточного Забайкалья –
индикаторы климатических изменений 87

Коновалова Т.И., Руденко Г.В. Эволюция геосистем юго-западной
части Восточной Сибири 91

Корякина Е.А. Региональные особенности первичной продукции
планктона в озере Арахлей (Восточное Забайкалье) 97

Куклин А.П. Сообщества макрофитных водорослей как индикаторы
процессов изменения климата 101

Маркович Т.И., Птицын А.Б., Абрамова В.А., Эпова Е.С. Влияние
кислородных соединений азота на процесс образования брошантита
при криогенном выветривании сульфидов меди 105

Михеев И.Е. Влияние климата на границы ареалов адвентивных видов
ихтиофауны 109

Намсараев Б.Б., Хахинов В.В., Намсараев З.Б., Бурюхаев С.П.,
Будаева Б.Б., Жавзан Ч. Влияние климатических условий на микробные
сообщества содово-соленых озер Забайкалья и Монголии 112

Оюунбаатар Д., Даваа Г., Хишигжаргал Н. Многолетние изменения
режима водных ресурсов реки Ульдза 119

Разворотнева Л.И., Гилинская Л.Г., Маркович Т.И. Влияние
современной периодической вариации климата на сорбционные
свойства геохимических барьеров 123

Салтанова Н.В. Изменение сообществ макрозообентоса р. Кадалинка
(Верхний Амур) при изменении уровня водности реки 127

Ташлыкова Н.А. Некоторые материалы по летнему фитопланктону
Онон-Торейских озер 131

Трофимова И.Е., Балыбина А.С. Картографический анализ в оценке
современной динамики температуры почвогрунтов Приангарья 134

Шимараев М.Н. Реакция температурного режима вод озера Байкала
на современные изменения климата 139

3. Влияние изменений климата на социально-экономическую систему 147

Azzaya D., Gantsetseg B. The agro climatic resource change in Mongolia
and its impact 147

Аненхонов О.А. О состоянии лесных компонентов лесостепи
Забайкалья в связи с динамикой климата 149

Бишарова Г.И., Бишарова А.С., Мацеха Е.П., Логинов С.Н.
Здоровье детей Забайкалья 153

Бобринев В.П., Пак Л.Н. Влияние лесных полос на климат в степной
зоне 156

Болотин Е.И., Федорова С.Ю., Сизова Е.В. Некоторые особенности
взаимоотношения климата и инфекционной заболеваемости 158

Зомонова Э.М. Региональные особенности развития экономики и
проблемы изменения климата 162

Иванова Р.Н. Экстремальные характеристики климата как опасные
природные явления (Республика Саха (Якутия)) 168

Куликов А.И., Куликов М.А., Смирнова И.И. Термическое состояние
деятельного слоя в криолитозоне Байкальского региона в контексте
глобального потепления 171

Мацеха Е.П. Е.П., Кряжева О.И., Бишарова Г.И. Эпидемиология
злокачественных опухолей у детей Забайкальского края 178

Обязов В.А. Региональные изменения климата: выработка стратегий
адаптации 182

Сороковикова Л.М., Синюкович В.Н. Химический сток р. Селенги
в условиях изменения климата 185

Ядыкин Л.М. Климат – составляющая часть процесса функционирования
Забайкальской железной дороги 188

1. РЕТРОСПЕКТИВНЫЙ И ПЕРСПЕКТИВНЫЙ АНАЛИЗ ИЗМЕНЕНИЯ КЛИМАТА

О зональном положении Забайкалья и глобальном изменении климата

А.П. Безделова

Росгипролес, г. Москва

In total, mountains of Zabaikalye are located in steppe and forest-steppe radiation belts, in the conditions of insular and wholesome perennial frozen soil, which caused complex vegetation distribution. Zabaikalye is sharply contrast and highly imbalanced region, where climatic changes will appear most brightly, which would influence the flora of the region and it’s vegetation cover.

Глобальные климатические изменения связывают с парниковым эффектом, вызванным накоплением в атмосфере техногенных выбросов и состоянием озонового слоя Земли, который регулирует тепловые параметры нижней атмосферы, в первую очередь, стратосферы.

На основе литературных данных и полевых работ в Забайкалье и Прибайкалье рассмотрено зональное положение региона в аспекте глобального изменения климата.

Горы Забайкалья расположены в центре Азиатского материка в резко континентальном климате, который усиливается в горных котловинах до ультра континентального. Для региона характерны две резко противоположные климатические особенности. С одной стороны, здесь показатели суммарной радиации (80-85 ккал/смгод - на севере, 100-110 ккал/смгод – на юге) и годовой суммы осадков (200-300 мм/год – на юге) соответствуют показателям степной и лесостепной зонам, а в южных котловинах атмосферное увлажнение приближается к условиям полупустыни [3]. С другой – здесь наблюдается сплошное распространение многолетней мерзлоты на севере и островное на юге. Север Забайкалья В.Б. Сочава с соавторами [18] относит к горной Субарктике. Мощность мерзлых пород на севере до 200-300 м, залегают они сплошным покровом, их температура до -8,5о C [5]. На юге Забайкалья многолетняя мерзлота имеет островное распространение и встречается даже на крайнем юго-востоке в даурских степях. Даурский степной район является единственным большим зональным степным районом, где мерзлотно-наледные явления представлены так широко [21].

Горный рельеф резко усиливает и обостряет климатические и природные особенности, что обусловливает сложное распределение растительности и значительное затруднение в выявлении закономерностей широтного расположения Забайкалья. Так, для всего региона характерно взаимопроникновение таежных и степных геосистем. Тайга проникает по склонам и гребням гор до южной границы Бурятии, а участки степей продвигаются к северу по днищам межгорных котловин. Степи, даже на юге Забайкалья не имеют сплошного распространения и располагаются изолированными островами по межгорным понижениям среди тайги. В литературе они получили название “островных степей” и относятся к лесной зоне, где степи образовались в результате котловинного эффекта [7, 9, 6, 12]. Баргузинские, Удинские и Джидинские степи Е.М. Лавренко [7] относит к Средне-Сибирской провинции, а Еравнинские – к Якутской провинции Евразиатской хвойнолесной области и только Селенгинские степи он включает в Дауро-Монгольскую провинцию Евразиатской степной области.

С другой точки зрения, характер высотной поясности зависит, прежде всего, от положения данной горной страны в системе географической зональности. Широтная зональность первична в распределении тепла и влаги, а секторность и высотная поясность вторичны. Часто за широтную зону в горах принимается нижний пояс вертикального ряда [13]. Так, В.В. Ревердатто [14, стр. 264] отмечает, что:”…факты флористического, геоботанического и историко-флористического порядка говорят в пользу отнесения “островных” степей Сибири (Кузнецкие, Хакасско-Минусинские, Южнозабайкальские) к степным областям”. Нерченские и Еравнинские степи он включает в Даурско-Монгольскую провинцию Евразиатской степной области. М.А. Рещиков [15, стр. 60] выделяет в Забайкалье “…две широтно-географические зоны – лесную на севере и в высокогорьях и своеобразную горную лесостепь (до 52о с.ш.) на юге.” Развитие лиственничной тайги на севере Забайкалья, расположенной в зоне недостаточного увлажнения, он связывает с переувлажнением грунтов за счет таяния многолетней мерзлоты. О.Е. Агаханянц [1] также включает горы юга Забайкалья в степной класс типов поясности континентальной группы.

Однако, в крупных горных системах достаточно сложно определить зональность, что связано с особенно сильными изменениями тепла и влаги в горах, в отличие от зональных. В.Б. Cочава [19] отмечает, что только равнины могут рассматриваться в качестве области проявления зональнах процессов и в горах юга Сибири он выделяет физико-географические области – Южно-Сибирскую и Байкало-Джугджурскую на основании текто-морфоструктурных различий в сочетании с региональными особенностями климата, почв и растительности. Горные ландшафты как азональное явление, где зональность заменяется высотной поясностью, рассматривают Л.С. Берг, Н.В. Павлов, И.С. Щукин, Ф.Н. Мильков и др.

Но Г.Д. Рихтер, следуя А.А.Григорьеву, выделяет радиационные пояса (или солярный климат Земли) на границе атмосферы, которые определяются количеством поступающей солнечной радиации, закономерно убывающей от низких широт к высоким. На поступление не влияет характер земной поверхности, оттого границы радиационных поясов совпадают с параллелями [4]. Существование же географических зон обусловлено соотношением тепла и влаги и зависит от подстилающей поверхности и свойств атмосферы. Границы радиационных поясов и географических зон практически не совпадают [4]. Если радиационные пояса (или солярный климат Земли) математически рассчитаны по широтам, то анализа совмещения радиационных поясов и географических зон не проводилось. Наибольшего соответствия радиационные пояса и географические зоны имеют внутри большого континента, где затухает влияние океанов и изменение солнечной радиации (в равнинных условиях) является главной причиной смены географических зон. Так, лесостепная и степная зона Западной Сибири сменяют друг друга в результате увеличения солнечной радиации и располагаются соответственно, в “степном” и “лесостепном” радиационных поясах. К берегам океанов соответствие географических зон и радиационных поясов исчезает за счет увеличения влажности. Таким образом, солнечная радиация на границе атмосферы первична, а широтная зональность, секторность и высотная поясность являются ее земными производными. И в крупных горных системах широтная зональность замещается высотной поясностью, которая располагается в определенном радиационном поясе.

Положение гор Забайкалья в “степном” и “лесостепном” радиационных поясах в условиях многолетней мерзлоты отразилось во всех растительных поясах региона.

Степи Забайкалья существенно отличаются от степей Европейской части России, так как они расположены на холодных почвах глубоко промерзающих зимой, в условиях горного рельефа, недостаточного увлажнения и интенсивной солнечной радиации. В.Б. Сочава [18] степи Забайкалья предлагает называть криоксерофильным центральноазиатским вариантом настоящих степей. А М.Г. Попов [11] Ольхонские степи называет – психростепью. Характерной особенностью забайкальских степей является наличие в составе степной растительности в значительных количествах сниженных альпийцев, видов арктоальпийского ареала – Androsace incana, Leontopodium sibiricum, Aster alpinus и др. [16]. C другой стороны, на юге Селенгинских степей наблюдается проникновение монгольских центральноазиатских пустынных видов растений Caryopteris mongolia, Peganum nigellastrum, Enneapogon borealis, Leonurus lanatus. Кроме того, здесь отмечены фрагменты опустыненных степей со Stipa gobica в районе подножия Боргойского хребта и сообщества терескена Eurotia ceratoides с участием курчавки – Atraphaxis frutescens на выходах юрских соленосных толщ в окрестностях оз.Гусиного [6]. В горах южного Забайкалья наблюдается отсутствие полосы луговых степей в степном поясе [15].

Для пояса лесостепи луговые степи также не характерны и встречаются среди настоящих степей лишь по понижениям около лесов из лиственниц сибирской и в местах близкого залегания многолетней мерзлоты [15,12]. У опушки же сосновых лесов луговые степи выпадают [15]. Лиственничные леса часто непосредственно граничат с сухой степью и переход от степей к подтайге выражается лишь в некотором остепнении травяного покрова подтаежных лесов на границе их со степными участками [19].

Характерной особенностью таежного пояса в Забайкалье является наличие степных и луговостепных полян (убуров, елакан, марян) на крутых щебнистых и каменистых склонах южных экспозиций (солнопеках). Степные поляны развиваются на бескарбонатных черноземах и граница с мерзлотными дерново-таежным и почвами резкая [10]. По составу растительных ассоциаций они не отличаются от степных массивов южных районов. Cтепные склоны в лесной полосе встречаются почти по всему Забайкалью. Так, на севере Забайкалья в бассейне р. Верхняя Ангара степная растительность распространена на широте 56ос.ш. [20]. Отдельные небольшие по площади степные участки встречаются на крутых склонах в межгорных понижениях Станового нагорья – Верхне-Ангарской, Муйсклй, Баунтовской [12]. И даже, в наиболее холодной Витимской тайге при наличии достаточно свободных пространств перед склоном, степная растительность составляет 80-90% [6], здесь насчитывается 78 собственно степных вида [9].

В подгольцовом поясе (Байкальский хр.) встречаются острова степей на выпуклых солнечных склонах до 1600-1800м. От степей лесного пояса они отличаются увеличением роли лишайников и наличием подгольцовых и гольцовых видов растений. Для подгольцовых степей характерны – Festuca lenensis, Poa botryoides, Carex Korshinskyi, C.pediformis, Agropyrum cristatum, Silene jeniseensis, Astragalus versicolor и др. С другой стороны в этих степях встречаются подгольцовые горно-тундровые виды – Sorbaria pallasii, Saxifraga firma, Aster alpinus, Saussurea schanginiana и др. [8]. На Х-Д Т.И. Солодкова [17] в кедровом стланике отмечает – Festuca ovina, Agrostis alba наряду с Schultzia crinita, Gentiana algida, Dryas pynctata.

В гольцовом поясе: “Нередко можно выделить пояс и даже зону субальпийских степей ниже границы леса “ – М.А. Рещиков [15, с. 60]. В гольцах на Байкальском хребте по крутым склонам южных экспозиций встречаются участки степей из Festuca lenensis, Poa botryoides, Carex pediformis [8]. На хр.Х-Д по южным склонам гольцов изредка, но довольно значительные площади занимают высокогорные степи с типчаком – Festuca supina [2].

Таким образом горы Забайкалья расположены в условиях “степного” и “лесостепного” радиационного поясах, при которых на западе (Западная Сибирь) в равнинных условиях формируется зональная лесостепь и степь. Тайга в Забайкалье существует за счет почвенно-гидрологических условий связанных с многолетней мерзлотой. При сильном антропогенном воздействии на природные комплексы региона и нарушении почвенно-гидрологического режима в результате деградации многолетней мерзлоты произойдут значительные изменениям растительного покрова в сторону ксерофитизации, т.к. отток почвенной влаги ведет к отепляющему эффекту в верхних слоях почвенного профиля, где наблюдается максимальное развитие корневой системы травянистых растений. При вырубках и пожарах нарушается один из основных эдификаторов хвойных лесов – моховой покров, являющийся мощным теплоэзолятором, препятствующим испарению с поверхности с почвы.

В пределах “степного” и “лесостепного” радиационных поясов лесная растительность в северном полушарии в значительных объемах существует за счет наличия многолетней мерзлоты и сохранения постлеледниковых почвенно-гидрологических условий. В связи с этим остро встает вопрос о необходимости глубокого, всестороннего изучения природы нашей планеты и организации мониторинга растительного покрова.

Забайкалье является одним из наиболее контрастных регионов, где климатические изменения проявятся наиболее остро, особенно в верхних поясах. Одним из районов проведения моноторинга изменения климата предлагается северная часть восточного макросклона Баргузинского хребта, где были проведены геоботанические работы по выделению высотно-поясной структуры растительного покрова от р.Намамы до главного водораздела. Крупномасштабное картирование (1:25 000) растительности охватывает 4 горным ручья (Безымянный, Большой, Октокит, Чирикта), впадающие в р.Намаму (приток р. Светлой). В структуре высотной поясности выделяются следующие высотно-климатические подразделения растительности: 1 – горно-таежный пояс – 1200-1750 м над ур.м., представленный а) высотно-климатической полосой (1200-1300) лиственничных редколесий на широких террасах р. Намамы; б) и подгольцово-таежной высотно-климатической полосой (1300-1750) в долинах горных ручьев с альпийским рельефом; 2 – на высотах 1750-1950 м над ур.м. развивается подгольцовый пояс кедрового стланика; 3 – гольцовый пояс дриадовых тундр занимает 1950-2167 м над ур.м.

Литература

1. Агаханянц О.Е. Ботаническая география СССР, изд. Высш.шк., Минск, 1986г. – 176 с.

2. Епова Н.А. Опыт дробного геоботанического районирования Хамар-Дабана. В кн.: Проблемы ботаники, изд. АН СССР, М.-Л., вып.5, 1960. – С. 47-61.

3. Жуков В.М. Климат. В кн.: Предбайкалье и Забайкалье, Наука, М., 1965. – С. 91-126,

4. Калесник С.В. Общие географические закономерности Земли, Мысль, – М., 1970. – 283 с.

5. Колдышева Р.Я. Водоносная трещиноватая зона области распространения многолетнемерзлых толщ Бурятии. Сб. Геокриологические условия Забайкалья и Прибайкалья, Наука, М, 1967. – С. 113-117.

6. Куминова А.В. Степи Забайкалья и их место в ботанико-географическом районировании Даурии, Труды Биол. Ин-та Томского гос. Ун-та, 1938, т. 5. -С. 87-130.

7. Лавренко Е.М. Геоботаническое районирование СССР, Наука, 1947. – 159 с.

8. Лукичева А.Н. Закономерности вертикальной поясности растительности, связанные с особенностями рельефа и горных пород. В кн.: Байкальский рифт, – М., Наука, 972. – С. 3-70.

9. Малышев Л.И., Пешкова Г.А. Особенности и генезис флоры Сибири, – Новосибирск: Наука, 1984. – 264 с.

10. Ногина Н.А. Почвы Забайкалья, – М.. Наука, 1964. – 314 с.

11. Попов М.Г. О взаимоотношении леса (тайги) и степи Средней Сибири, Бюлл. МОИП, отд. Биол., т. 58, №6, 1953, – С. 81-95.

12. Преображенский В.С., Фадеева Н.В., Мухина Л.И. Типы местности и природное районирование Бурятской АССР, Наука, – М., 1959. – 218 с.

13. Прокаев В.И. О высотной поясности и о методике учета зональных различий при физ.-географическом районировании горных стран. – Изв. ВГО, т.94, вып.2, 1962, – С. 150-159.

14. Ревердатто В.В. Некоторые замечания об островных степях Сибири, Советская ботаника №6, т.15, 1947. – С. 364-365.

15. Рещиков М.А. Краткий очерк растительности Бурят-Монгольской АССР, – Улан-Удэ, 1958. – 94 с.

16. Рещиков М.А. Степи Западного Забайкалья. Труды Вост. Сиб. Филиала АН СССР, вып. 34, – М., 1961. – 171 с.

17. Солодкова Т.Н. Поясность растительности хребта Хамар-Дабан. Автореферат канд. дис., – М.. 1954. – 21 с.

18. Сочава В.Б., Бачурин Г.В., Воробьев В.В. и др. Географические проблемы Советской Субарктики, Докл. Ин-та геогр. Сиб. и Д.В., Иркутск, вып.35, 1972, Наука, Иркутск. – С. 3-20.

19. Сочава В.Б. Географические аспекты Сибирской тайги, Наука, Новосибирск, 1980, – 255 с.

20. Тюлина Л.Н. О типах поясности растительности на западном и восточном побережьях Северного Байкала. В кн.: Геоботанические исследования на Байкале, – М., Наука, 1967. – С. 5-43.

21. Фриш Э.В. Наледные явления бассейна р.Шарасуна (ю-в Забайкалье). В сб. Научный поиск в современной географии, Наука, Иркутск, 1966. – С. 38-46.

Многолетние изменения температуры воздуха в Предбайкалье

Н.Н. Густокашина

Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск

The thermal air mode in Predbaikalia is characterized by significant variability in time, which is most appreciable in winter months and on the average for a year. Values of average monthly air temperature for the period from 1960 till 2000 in the spring and in summer months have in most cases remained constant in comparison with sizes of the period from 1928 till 1960, and have increased on 0,3-0,9 оС in winter. In southern areas of area annual temperatures of air have raised on 0,5-1,0 оC, in northern on 0,7-1,3 оC.

Из всех параметров, отражающих климат Восточной Сибири, многолетние данные наблюдений за температурой воздуха наиболее полны и надежны, следовательно, они могут служить важным источником сведений об его изменениях.

Информационной основой работы являются результаты многолетних наблюдений метеорологических станций Иркутского территориального управления по гидрометеорологии и мониторингу окружающей среды.

Использованы месячные и годовые величины температуры воздуха, сумм осадков по 29 длиннорядным станциям, имеющим периоды наблюдений от 60 до 115 лет. Абсолютная высота станций изменяется от 186 до 2083 м. Кроме этого рассматривалось изменение среднемесячной температуры воздуха на изобарических поверхностях 850, 700, 500, 300 гПа по данным пяти аэрологических станций.

Средняя многолетняя годовая температура воздуха для рассматриваемой территории за период с 1928 г. по 1994 г. составляет –2,8оС. В течение года температура воздуха изменяется от -34,6оС (Наканно, январь) до +18,2оС (Шиткино, Киренск, июль). Анализируя распределение среднемесячных и средних годовых температур по территории Предбайкалья, можно отметить их явную зависимость от физико-географических условий. Самым теплым является июль, когда средние месячные температуры в отдельные годы могут достигать +21,6оС (Витим, 1941 г.; Иркутск, 1922 г.). Причем, на северных станциях отмечаются более высокие температуры, чем на всей остальной территории. Относительно невысокие летние температуры воздуха характерны для станций, расположенных в горных районах, они не превышают +13,1оС (Ильчир, 1983 г.) – +15,2оС (Хамар-Дабан, 1939 г., 1946 г.). Самым холодным для большинства станций можно признать январь, при минимальных из средних температурах от -24,7оС (Хамар-Дабан, 1969 г.) до -45,6оС (Наканно, 1979 г.). Годовые температуры воздуха за весь период инструментальных наблюдений колеблются в пределах от -11,2оС (Наканно, 1974) до 2,0оС (Иркутск, 1990 г.). Максимальные значения среднеквадратического отклонения ряда изменяются от 2,9 (Аpшан) до 5,9 (Витим) и отмечается в основном в декабpе; минимальные - от 0,8 (Гоpячинск, Танхой) до 1,1 (Нижнеангаpск) в мае и от 0,9 (Алыгджер, Инга) до 1,3 (Усть-Илимск) в июле-августе.

Рассматривая полученные результаты, можно отметить, что термический режим на станциях Предбайкалья характеризуется значительной изменчивостью, которая наиболее заметна в зимние месяцы. Устойчивая многолетняя тенденция к росту средних температур воздуха хорошо видна при построении скользящих средних. Однако, процесс потепления на территории шел неравномерно (рис. 1).

Практически на всех станциях, за исключением Иркутска, наиболее существенное повышение температур замечено с 60-х годов. В Иркутске этот период начинается примерно с 1940 г. С учетом вышесказанного, каждый исходный ряд был поделен на два (с момента открытия станции до 1960 г. и с 1960 г. до 1994 г.). Значения среднемесячной температуры воздуха за период 1960-1994 гг. на всех рассматриваемых станциях весной (особенно в апреле) и в летние месяцы в большинстве случаев остались неизменными или даже уменьшились по сравнению с ее величинами за весь период наблюдений, а зимой увеличились, причем, на фоне общего повышения температур в осенне-зимний период, в октябре на всей территории, за исключением Иркутска, наблюдается похолодание. В среднем по территории температура воздуха за последние 35 лет, по сравнению с предшествующим периодом (1928-1960 гг.), стала выше на 0,3-0,9оС в зимние месяцы и почти не изменилась в летние месяцы. Интересным является то, что произошло существенное повышение средней температуры в мае (t = 0,5оС) и значительное ее понижение в октябре (t = -1,0оС) (табл. 1).

Надо отметить, что результаты предварительного качественного анализа рядов и выполненных расчетов хорошо согласуются между собой. С 1928 г. по 1994 г. на рассматриваемой территории наблюдается в основном рост среднемесячных и среднегодовых значений температуры воздуха. Согласно результатам расчетов, после 1960 г. для большинства месяцев года, за исключением мая, июня и июля, произошло значительное изменение трендов на противоположные по знаку (табл. 2).

Иркутск Баяндай Предбайкалье Киренск Ильчир

Рис. 1. Изменения среднегодовых значений температуры воздуха на территории
Предбайкалья (результаты 5-летнего скользящего сглаживания и тренды).

Таблица 1

Среднемесячная температура воздуха на территории Предбайкалья,оС

	I	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII	Год
1928-94	-22,9	-20,1	-11,6	-1,4	6,4	13,3	16,1	13,7	6,9	-1,1	-12,6	-20,1	-2,8
1928-60	-23,2	-20,6	-12,1	-1,3	6,1	13,3	16,1	13,6	6,9	-0,6	-12,9	-20,6	-2,9
1960-94	-22,7	-20,3	-11,3	-1,5	6,6	13,2	16,1	13,7	6,9	-1,6	-12,3	-19,7	-2,7

Максимальная скорость повышения температур воздуха наблюдается в ноябре-декабре и в отдельных пунктах составляет около 1°С/10лет, минимальные её величины приходятся на теплое время года. Годовые величины тренда положительны и колеблются в пределах от 0,2 до 0,5°С/10лет, что на порядок превышает аналогичные коэффициенты, рассчитанные в среднем для Северного полушария. Особое внимание заслуживает тот факт, что максимальные изменения в значениях коэффициентов регрессии отмечаются на станциях, расположенных на севере Предбайкалья. Здесь величина тренда для периода с 1960 г. по 1994 г. по сравнению с периодом до 1960 г. увеличилась на 0,79-1,24оС/10 лет, при среднем изменении 0,39оС/10 лет на сети выбранных метеостанций. Несмотря на это, колебания температуры воздуха в регионе идут синхронно с глобальными. Потепление на территории области продолжается и после 1994 г. Причем, на его фоне можно отметить уменьшение континентальности климата за счет уменьшения годовых амплитуд температуры.

Таблица 2

Тренд температуры воздуха на территории Предбайкалья (оС/10 лет)

	I	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII	Год
1928-94	0,14	0,11	0,18	-0,05	0,17	0,01	0,02	0,05	-0,02	-0,19	0,11	0,3	0,07
1928-60	-0,19	-0,43	-0,64	-0,29	0,04	0,11	0,0	-0,12	-0,19	-0,42	-1,1	-0,2	-0,3
1960-94	0,43	0,63	0,59	0,22	0,41	0,11	0,11	0,29	0,16	0,59	0,73	0,77	0,4

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 М.А. Верещагиным, Ю.П. Переведенцевым (1994) при сглаживании многолетних рядов среднегодовых температур воздуха (1904-78 гг.) для Казани (R2=31%), Г.В. Грузой, Э.Я. Раньковой 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

М.В. Константинов, А.М. Константинов

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 А.П. Окладникова в 1968 г, что сразу позволило открыть серию культурных горизонтов, при этом в одном из них (горизонт 6) оказалось палеолитическое жилище (А.П. Окладников, 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 - 2 (31 к.г.), Усть-Менза – 3 (7 к.г.), Усть-Менза – 5 (9 к.г.), Алтан (19 к.г.), Косая Шивера (14 к.г.) (Д.Б. Базаров, М.В. Константинов, А.Б. Иметхенов и др., 1982; Л.В. Семина, 1986; М.В. Константинов, 1994; А.В. Константинов, 2001).

Вскрытие рыхлых отложений до их основания позволило открыть новые культурные горизонты на Окладниковских древних поселениях Ошурково, Мухино, Посольское (А.П. Окладников, 1975 Л.Г. Ярославцева, 1993, М.В. Константинов, 1994, М.В. Константинов, Л.Д. Базарова, Л.В. Селина, 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 Э.И. Равский 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 Э.И. Равского (1964) издавалась уже после трагически раннего ухода исследователя из жизни, при этом к печати ее готовил С.М. Цейтлин, продолживший исследования своего друга и коллеги в Забайкалье. Первоначально С.М. Цейтлин 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 Д.Б. Базаровым, Л.Д. Базаровой, А.Б. Иметхеновым, И.Н. Резановым, А.К. Тулохоновым, А.Ф. Ямских. 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 (Л.Д. Базарова, 1985, М.В. Константинов, А.В. Константинов, С.Г. Васильев, Л.В. Екимова, И.И. Разгильдеева, 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 А.П. Окладниковым во время раскопок древнего поселения Ошурково (А.П. Окладников, Е.А. Хамзина, 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 С.М. Цейтлина и Л.Д. Базаровой 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) (Д.Б. Базаров, М.В. Константинов, Л.Д. Базарова, 1985; М.В. Константинов, Л.В. Семина, В.К. Колосов, Л.Д. Сулержицкий, 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 Д.Б. Константинов М.В., Базарова Л.Д. Возраст археологических памятников Забайкалья по геологическим и радиологическим данным // Геохронология четвертичного периода. Тезисы докладов Всесоюзной конференции, 18-21 ноября 1985 г. – Москва–Таллин, 1985.

2. Базаров Д.Б., Константинов М.В., Иметхенов А.Б., Базарова Л.Д., Савинова В.В. Геология и культура древних поселений Западного Забайкалья. – Новосибирск: Наука, 1982. – 163 с.

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

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

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

6. Константинов М.В., Базарова Л.Д., Семина Л.В. Древнее 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 М.В. Каменный век восточного региона Байкальской Азии. Улан-Удэ – Чита, Изд-во института общ. наук БНЦ СО РАН – Чит. пед. ин-т, 1994. – 264 с.

8. Константинов М.В., Константинов А.В., Васильев С.Г., Л.В. Екимова, Разгильдеева И.И. Под покровительством Большого Шамана. Археологическое путешествие по Забайкалью – Чита: Изд-во «Экспресс-типография», 2003. – 53 с.

9. Константинов М.В., Семина Л.В., Колосов В.К., Сулержицкий Л.Д. Проблема определения возраста археологических памятников Забайкалья // Геохронология четвертичного периода. Тезисы докладов Всесоюзного совещания 9-11 ноября 1989 г. М. – Таллин, 1989. – С. 118.

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

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

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

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

14. Ярославцева Л.Г. Многослойное 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.

К.Л. Куимова, П.П. Шерстянкин

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 T в зависимости от широты меняется таким образом: 90S (South Pole) – 2.2oC, 60S (Southern Ocean) 0.7oC, 30S 30N – from 1.4oC to 2oC, 51N55N (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 (1950-2007 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: 904 (576), 1642 (853) и 1461 (843) метра 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 Tair (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 T идет быстрее, чем в более низких широтах. Минимальный рост T 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, [email protected]) (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 1950-2007 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 1950-2007 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 1993-1997 гг. к 1958-1976 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 Tair 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 2000-2100 гг. темпы сокращения площади льдов в начале ~2000-2030 гг. и в конце ~2065-2100 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 1970-2006 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 1955-2005 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 (1645-1715 гг.) ориентировочно вблизи 2040±10 г., (Абдусаматов Х.И., 2005).

Выводы

По прогнозам одной группы ученых (Stroeve at al. 2007, и др.) в Арктике к 2040-2050 гг. лед растает. По прогнозам других ученых: (Х.Абдусаматов, 2005 и др.), Фролов И.Е. (2008) и других к 2040-2050 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 1950-2007 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 1951-2007 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 №№ 08-05-00395 и 06-05-64685.

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? 2004-04-29_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. 1197-1204.

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. Абдусаматов Х.И. О долговременных вариациях потока интегральной радиации и возможных изменениях температуры в ядре Солнца // Кинематика и физика небесных тел, 2005.–- Т.21.–- № 6. – С. 471-477.

10. Chapman, W.L. and J.E. Walsh. A synthesis of Antarctic Temperatures // J. Climate, 2007. – 20. – Р. 4096-4117.

Влияние климатических факторов на продолжительность безморозного
периода на территории Иркутской области

И.В. Латышева, Е.И. Буракова, С.В. Латышев, К.А. Лощенко

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 1951-1970 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 1951-1970 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 2000-2007 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 1980-1990-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

И.В. Латышева, А.С. Иванова, С.В. Латышев, К.А. Лощенко, В.Л. Потемкин

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 1936-1965 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 1960-2006 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 К.Я. Глобальный климат. – СПб.: Наука, 1992. – 359 с.

2. Кислов А.В., Кренке А.Н., Китаев Л.М., Шуваева Н.Л., Володин Е.М. Воспроизведение моделью ИВМ температуры, осадков и снежного покрова в рамках эксперимента АРМ II /Физика атмосферы и океана. Изв. РАН. – Т.36 (4). – 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.

Об изменении некоторых климатических характеристик холодного
периода на территории Иркутско-Черемховской равнины

Е.В. Максютова, Н.Н. Густокашина

Институт географии СО РАН им. В.Б.Сочавы, г. Иркутск

We present the data on the changes in the characteristics of the snow cover from the Tulun and Bokhan meteorological stations and their surroundings for the period 1961-1990. Using the Tulun station as an example we examine the changes in snow cover, air temperature and soil temperature at depths of 20,40 and 80 cm.

Снежный покров, как и осадки, отличается большой изменчивостью во времени и пространстве. В настоящее время наблюдения за снежным покровом ведутся на метеостанциях по стационарно установленным (постоянным) рейкам и с помощью снегосъемок в лесу или в поле. В некоторых пунктах наблюдения по постоянной рейке проводят на защищенном участке, где влияние ветра сказывается мало, и на открытом участке, когда происходит перераспределение снежного покрова под воздействием ветра.

Для анализа изменений климатических величин в холодный период на территории Иркутско-Черемховской равнины были рассмотрены характеристики снежного покрова для двух участков: Тулун (открытый) и Бохан (защищенный), на которых проводились наблюдения как по постоянной рейке, так и снегосъемка в разных типах ландшафта (лес, поле) и состояние снежного покрова, температуры воздуха, температуры почвы на глубинах 20, 40, 80 см на примере метеостанции Тулун [1, 2, 3]. В качестве информационной основы были использованы опубликованные данные наблюдений метеорологических станций и снегомерных съемок Иркутского управления по гидрометеорологии и мониторингу окружающей среды за стандартный период 1961-1990 гг.

В течение года осадков в твердом виде выпадает от 16 % (Бохан) до 19 % (Тулун). Снежный покров на рассматриваемой территории появляется в первой декаде октября, а сходит в Бохане в третьей декаде апреля, в Тулуне – во второй декаде мая. Число дней со снежным покровом составляет 161 (Бохан), 176 дней (Тулун). В отдельные зимы происходят значительные отклонения (до 30 дней) от средних дат появления и схода снежного покрова.

По сравнению с многолетними данными за предыдущий период 1891-1960 гг. [4] снег в среднем стал появляться раньше на 7-8 дней. Сход снежного покрова (средние даты) происходит позже на 14 дней на ст. Тулун и на 3 дня на ст. Бохан.

Образование устойчивого снежного покрова, под которым понимается снежный покров, непрерывно удерживающийся в течение зимы, на открытом участке (Тулун) наблюдается в третьей декаде октября, разрушение устойчивого снежного покрова - во второй декаде апреля. На закрытом участке (Бохан) устойчивый снежный покров образуется в первой декаде ноября и сходит в первой декаде апреля. Для обеих станций средние даты образования и разрушения устойчивого снежного покрова за 1961-1990 гг. изменились незначительно (1-3 дня) по сравнению с датами предыдущего многолетнего периода (1891-1960 гг.).

Высота снежного покрова постепенно нарастает в течение зимы и своего максимума достигает в феврале и марте. Эти месяцы были выбраны для дальнейшего анализа. Изменение характеристик снежного покрова более синхронно на участках вблизи станции Тулун. В среднем максимум здесь приходится на третью декаду февраля, в окрестностях станции Бохан периоды с наибольшей высотой снега на различных участках не совпадают: по маршруту «поле» – первая декада февраля, по постоянной рейке – третья декада февраля, по маршруту «лес» – первая декада марта (рис. 1).

Можно отметить, что на обеих станциях высота снега по постоянной рейке во все декады выбранного периода ниже, чем при маршрутных съемках. Причем, более существенны эти различия при сравнении высоты снега на станции и в лесу.

Разности между измерениями по постоянной рейке и маршрутными «лес» увеличиваются в течение рассматриваемого периода на станции Тулун от 31 до 40%, на станции Бохан от 50 до 200%, при некотором уменьшении в третьей декаде февраля (около 2%). На станции Тулун различия между наблюдениями по постоянной рейке и маршрутными «поле» к концу зимнего периода сглаживаются (с 15 до 2%), на станции Бохан их уменьшение происходит до конца февраля с 17 до 6%, а затем, к третьей декаде марта контрасты возрастают до 56%. При этом за 100% берется средняя декадная высота по постоянной рейке.

Максимальная плотность снега наблюдается в третьей декаде марта, изменяясь в течение периода – в поле от 0,2 г/см3 до 0,24 г/см3 (Тулун), от 0,19 г/см3 до 0,24 г/см3 (Бохан); в лесу – от 0,17 г/см3 до 0,21 г/см3 (Тулун), от 0,15 г/см3 до 0,19 г/см3 (Бохан).

а)	б)
Высота снега
Плотность снега
Запас воды в снеге