Региональный климат Рязанской области, его вековая динамика и роль в эволюции ландшафтов

Размещено на http://www.

Размещено на http://www.

	Федеральное агентство по образованию РФ

Государственное образовательное учреждение

высшего профессионального образования

«Рязанский государственный университет имени С.А. Есенина»



Естественно-географический факультет

Кафедра физической географии и методики преподавания географии













Выпускная квалификационная работа

Региональный климат Рязанской области, его вековая динамика и роль в эволюции ландшафтов





Работу выполнила:

Юсова Ольга Викторовна















Рязань 2009

	
ОГЛАВЛЕНИЕ

	

Введение

	Глава 1. Современные подходы к оценке климатических изменений и их последствий для природных комплексов

			Вековая динамика климатической системы Земли, её масштабы и периодизация

			Предполагаемые причины и факторы климатических изменений. Циклические колебания климата

			Наблюдаемые последствия климатических изменений и их возможные влияния на эволюцию ландшафтов

			Ландшафтно-климатическая динамика в Центре России и сопредельных регионах на рубеже XX – XXI вв.

		Глава 2. Материалы и методы исследования

		2.1 Физико-географические условия Рязанской области

				Источники данных

				Методология исследований

		Глава 3. Основные особенности регионального климата Рязанской области и его динамики

		Среднемноголетние и экстремальные значения метеорологических величин

		Вековая динамика климата и специфика периода «глобального потепления»

		Пространственная неоднородность климата в пределах Рязанской области и её физико-географические факторы

		Общий обзор наиболее существенных изменений регионального климата, произошедших к началу XXI века

		Глава 4. Связь региональных климатических изменений с функционированием и эволюцией ландшафтов

		Сток, биопродуктивность и почвообразование – важнейшие интегральные характеристики ландшафтов

			Анализ физико-географических условий формирования стока на территории Рязанской области

		Региональные гидроклиматические взаимосвязи

		Климат как фактор динамики региональных экосистем

		Предполагаемые перспективы климатических изменений и сопряженных с ними преобразований ландшафтов

	Заключение

	Список использованной литературы

	Приложения




ВВЕДЕНИЕ



На протяжении многих лет было широко распространено представление, что современный глобальный климат более или менее постоянен и что нет оснований ожидать его заметных изменений в ближайшем будущем. Немногочисленные высказывания отдельных ученых, которые, начиная с конца XIX века, выдвигали предположения о возможном влиянии на климат роста количества углекислого газа в атмосфере, образуемого при сжигании углеродного топлива, не вызывали доверия и не получали какой-либо поддержки.

Однако во второй половине XX века стало очевидно, что общая климатическая ситуация меняется гораздо быстрее, чем в прежние времена. Это обстоятельство заставило ученых всего мира направить усилия на изучение природы климатических изменений и их воздействия на биосферу и общество.

Стоит отметить, что большая часть работ связана с изучением изменений глобального климата, климата регионов мира, отдельных стран, а климатические колебания в пределах небольших территорий исследуются в меньшей степени.

Таким образом, цель данной работы: проанализировать закономерности вековой динамики климата на территории Рязанской области, её пространственно-временные особенности и показать значимость происходящих изменений для природных комплексов области и хозяйственной деятельности человека в этом регионе.

В рамках данной цели были поставлены следующие задачи:

1. Изучить современные представления о процессах глобальной климатической динамики.

2. Охарактеризовать изменения параметров климата на территории Рязанской области в конце XIX и в XX веке и сравнить их с глобальными тенденциями климатических изменений.

3. На основании пространственно распределенных метеоданных за первые годы XXI века дать характеристику современных климатических параметров Рязанской области и провести сопоставление с показателями за 60-е – 80-е годы, а также выявить тенденции территориальных изменений в распределении соответствующих величин.

4. Охарактеризовать речной сток с территории Рязанской области, проанализировать факторы его динамики (в первую очередь климатические).

5. Оценить направленность климатических изменений, происходящих на территории исследуемого региона и оценить изменение состояния природных комплексов под их влиянием. 

Исходными материалами являются ряды метеонаблюдений по 13 метеостанциям Рязанской области и соседних территорий, среди которых наиболее длительные периоды наблюдений в Елатьме (1886 – 2003) и Павельце (1936 – 2003). Также использовались данные по расходу воды в реках Рязанской области (Ока, Мокша, Проня, Гусь, Пёт, Истья).

Достоверность определяется большими объемами выборок метеоданных (ежесуточные данные наблюдений с 1886 по 2003 гг.). Полученные результаты являются статистически достоверными, что подтверждается в процессе применения соответствующих методов (метод статистического анализа, эмпирических зависимостей и др.).

Основные положения работы докладывались и обсуждались на студенческих научных конференциях по итогам 2006 и 2008 гг.

По теме выпускной квалификационной работы опубликовано 2 статьи, вошедшие в межвузовские сборники научных трудов («Вопросы региональной географии и геоэкологии: Материалы Всероссийской научной конференции «Петр Петрович Семенов-Тян-Шанский и географическая наука: вопросы региональной географии»: Межвузовский сборник научных трудов» / Отв. ред. В.А. Кривцов, 2007 год; «Вопросы региональной географии и геоэкологии: Межвузовский сборник научных трудов» / Отв. ред. В.А. Кривцов: Вып. 8, 2008 год). 

Дипломная работа состоит из введения, четырех глав, заключения. Содержит 90 страниц основного текста, 32 рисунка, 9 таблиц, список литературы из 30 наименований и приложения.

климат региональный ландшафт рязанский




ГЛАВА 1. Современные подходы к оценке климатических изменений и их последствий для природных комплексов



1.1 Вековая динамика климатической системы Земли, ее масштабы и периодизация



Для понимания физического механизма современных изменений климата большое значение имеет изучение колебаний климатических условий, происходивших за последнее столетие, когда на большей части поверхности континентов существовала сеть постоянно действующих метеорологических станций.

Наиболее крупное изменение климата за время инструментальных наблюдений началось в конце XIX века. Оно характеризовалось постепенным повышением температуры воздуха на всех широтах северного полушария во все сезоны года, причем наиболее сильное потепление происходило в высоких широтах и в холодное время года. Потепление ускорилось в 10-х годах XX в., после небольшого минимума в конце XIX в., и достигло максимума в 30-х годах, когда средняя температура воздуха в северном полушарии повысилась приблизительно на 0,6 0C по сравнению с концом XIX в. Затем до середины 60-х годов наблюдалось некоторое снижение глобальной средней температуры воздуха в пределах 0,30C, которое сменилось дальнейшим повышением, с максимумом в 1990-1992 гг., относительно 60-х годов прошлого столетия. Об этом говорят и рассчитанные Л. П. Спириной аномалии температуры для внеэкваториальных широт, которая использовала не данные отдельных метеостанций, а карты средних аномалий температуры воздуха для каждого месяца с 1881 года на северном полушарии, кроме экваториальной зоны. 

Из рисунка 1.1.1 также следует, что во внеэкваториальных широтах северного полушария в конце XIX в. началось потепление, которое достигло слабо выраженного максимума в последние годы прошлого столетия. Затем последовало некоторое понижение температуры, сменившееся быстрым повышением. Это повышение особенно ускорилось для холодного периода года в конце 10-х и начале 20-х годов. Положительная аномалия температуры была максимальной в конце 30-х годов, в 40-х годах процесс потепления сменился похолоданием, которое ускорилось в 60-х годах. К середине 60-х годов средняя температура для северного полушария достигла уровня температуры конца 10-х годов.





Рис. 1.1.1. Вековой ход аномалий температуры воздуха (пятилетнее скользящее осреднение).

1 — аномалии средней за год температуры северного полушария, 2 — аномалии температуры широтной зоны 70—85° с. ш. для теплого полугодия, 3 — то же для холодного полугодия.



Можно думать, что вековой ход температуры для внеэкваториальной зоны северного полушария качественно соответствует вековому ходу температуры воздуха у земной поверхности для земного шара в целом. Имеющиеся данные (более ограниченные по сравнению с материалами для внетропических широт северного полушария) показывают, что в экваториальной зоне и во внетропических широтах южного полушария также происходили изменения средней температуры воздуха, причем характер этих изменений в большинстве районов, для которых имеются соответствующие данные, по-видимому, совпадал с изменениями в зоне, освещенной многочисленными материалами наблюдений. Из рисунка 1.1.1 видно, что с повышением широты вековой ход температуры воздуха усиливался и что температура воздуха для холодного периода года, в особенности в более высоких широтах, изменялась сильнее, чем температура для теплого периода. 

Важной особенностью является значительно большая (приблизительно в 3,5 раза) амплитуда изменений температуры в высоких широтах, чем в низких). 

Если до начала 80-х годов увеличение глобальной температуры в определенной степени было замаскировано естественными изменениями климата (колебания прозрачности атмосферы и частично с влиянием циркуляционных процессов типа Эль-Ниньо – южное колебание, североатлантическое колебание и другие), то со второй половины 80-х годов отмечается почти линейный рост аномалий глобальной температуры. Если за 1971 – 1975 гг. аномалия средней глобальной температуры по сравнению с нормой 1951 – 1975 гг. была еще отрицательной (-0,030С), то в 1976 – 1980 гг. она равнялась 0,120С, в 1981 – 1985 гг. 0,200С, а в 1986 – 1990 гг. достигла 0,330С.

Глобальное потепление климата практически охватило как Северное, так и Южное полушарие. Глобальное повышение температуры, с учетом территории континентов и акватории океанов, за последние 100 лет составило 0,830С. При этом Северное полушарие прогрелось на 0,30С больше, чем Южное, более океаническое и с большей массой льда.

Потепление на территории континентов составило 1,60C, а в районе морской поверхности – около 0,80C. Таким образом, разница потепления на суше по сравнению с акваторией океана составила около 0,80С [10]. 

Анализ колец древесины лиственницы (Larix sibirica) из северных районов Сибири (62,5 и 67,20 с. ш.) с 914 по 1990 г. показал, что, несмотря на относительно холодную погоду в 1960 – 1970 гг., температура воздуха в XX столетии была самой высокой за последние 1000 лет и на 0,130С превышала температуру воздуха климатического оптимума средних веков («потепление викингов») [7].

Материалы полярных исследований указывают на то, что температура воды в районе Северного полюса выросла на 20С, вследствие чего началось подтаивание льда снизу. Температура воды в тропических широтах в 1995 году также была значительно выше нормы, наиболее высокие значения температуры были зафиксированы в районе Азорского максимума в Атлантике и в экваториальных широтах Тихого океана.

Согласно данным измерений температуры поверхности почвы в 56 отработанных нефтяных скважинах в Канадских прериях на площади более 7 млн. км2, со второй половины XX века отмечается статистически значимое увеличение температуры поверхности почвы в среднем на 2,10С за 100 лет, что хорошо согласуется с трендом температуры воздуха для этой территории, равным 2,00С за 100 лет.

Развитие потепления и увеличение контрастности температур между океаном и континентами, между северными и южными широтами приводит к интенсификации циркуляционных процессов в атмосфере с возрастанием в Северном полушарии переноса с запада на восток, смещением и усилением центров низкого давления, например, Алеутская депрессия увеличилась более, чем на 6 млн. км2. Это вызвало увеличение количества глубоких циклонов над Европой на 50%. Происходит заметная активизация циклональных процессов и над Восточной Европой, в результате чего в последнее десятилетие возросло количество циклонов на 12% (в августе – на 31%, в сентябре – на 38%). Возросло число атлантических (на 48%) и западно-европейских (на 31%) циклонов с одновременным ростом их водности на 35% и 18% на фоне глобального повышения температуры воздуха. Это привело к росту облачности и атмосферных осадков.

Существенное возрастание количества ураганов и тропических циклонов происходит в северной части Атлантического океана. Оно возросло в четыре раза по сравнению с началом текущего столетия. Увеличение количества тропических циклонов на 30% наблюдается на востоке северной части Тихого океана.

Потепление климата привело к интенсификации процессов водообмена. Возросло испарение с океанической поверхности приблизительно на 4%, что привело к изменению динамики тепловлагообмена между океаном, атмосферой и континентами. Материалы спутниковых наблюдений показывают, что в атмосфере происходит постоянный рост облачности, как над океанами, так и над континентами и это увеличение составляет почти 10%.

Облачность является мощным фактором, регулирующим тепловое состояние и увлажнение земной поверхности. Влияние диапазона колебаний облачности в природе на изменение температуры воздуха и количества осадков на порядок превышает эффект, обуславливаемый ростом содержания в атмосфере парниковых газов антропогенного происхождения. Наблюдаемый рост облачности является мощным фактором, который сдерживает потепление климата. 

Рост испарения, как с морской поверхности, так и с территории суши, вызвавший рост облачности, привел к увеличению количества атмосферных осадков, как над акваторией океана, где их выпадает около 80%, так и над территорией суши. Увеличение количества осадков в среднем составило около 3 – 4%. Наибольший прирост осадков характерен для приокеанических склонов континентов и, особенно – над островами, в то время как во внутриконтинентальных районах они могли и сокращаться вследствие меридиональных градиентов температур и снижения поступления влаги в центральных районах суши.

В работах О. А. Дроздова и А. С. Григорьевой (1963, 1971) установлено, что, хотя общая картина изменений количества выпадающих осадков при потеплении или похолодании в высоких широтах довольно сложна, в районах недостаточного увлажнения умеренных широт преобладает тенденция к увеличению количества осадков при понижении температуры в Арктике. Этот эффект Дроздов и Григорьева объяснили усилением переноса водяного пара в глубь материков при увеличении контраста температуры между низкими и высокими широтами.

С изложенной выше концепцией хорошо согласуются результаты исследования Лэма, в котором были построены мировые карты аномалий осадков для периода с повышенными и пониженными средними температурами воздуха у земной поверхности (1974). Из этих карт видно, что во время глобальных похолоданий суммы осадков увеличивались на большей части поверхности континентов в средних широтах, уменьшались в субтропической и тропической зонах пояса высокого давления и увеличивались в экваториальных широтах. Эти данные подтверждаются и результатами исследования И. И. Борзенковой [7].





Рис. 2.1.1. Широтное распределение сумм осадков.

1 — по данным Лема, 2 — по данным Борзенковой.


Согласование этих кривых подтверждает наличие закономерной связи между распределением атмосферных осадков и глобальными колебаниями средней температуры воздуха. Анализ данных об осадках в Северном полушарии (8300 станций и дождемерных постов) показал, что 1980-е и начало 1990-х годов были не только самыми теплыми, но и самыми влажными годами за весь период инструментальных наблюдений. Высокий уровень увлажнения обеспечивался в основном за счет районов, расположенных севернее 500 с. ш., в то время как в тропической зоне отмечалось заметное его уменьшение. Положительный тренд осадков в зоне 35 – 700 с. ш. оценивается равным 6 – 8% за 100 лет. Исследования последних лет показали, что в 80-х и 90-х годах статистически значимо увеличились ливневые осадки, что, по-видимому, связано с усилением внутримассовой конвекции в летнее время во внутриконтинентальных районах из-за повышения температуры воздуха (П.Я. Гройсман, устное сообщение). Определенные изменения в циркуляционном режиме, характерные для теплых эпох прошлого, также отмечаются и в последние 15–20 лет. В частности, максимум зональной циркуляции, обеспечивающий высокий уровень увлажнения в высоких широтах, с начала 80-х годов постепенно смещается в более северные широты. Такие изменения в климатическом режиме, произошедшие за последнее столетие, и особенно за последние 15 – 20 лет, свидетельствуют о фундаментальной перестройке глобальной климатической системы. Можно предположить, что в значительной степени эти изменения обусловлены антропогенными причинами, и прежде всего изменением концентрации парниковых газов.



1.2 Предполагаемые причины и факторы климатических изменений. Циклические колебания климата



Известно, что естественные колебания глобального климата определяются изменениями в приходе солнечной радиации на верхнюю границу атмосферы в результате колебания солнечной постоянной, колебания радиации из-за изменений астрономических параметров земной орбиты или из-за ослабления радиации стратосферным аэрозолем после крупных вулканических извержений взрывного типа. Одна из концепций, утверждающая зависимость современных климатических изменений от вулканической активности, была предложена Гемфрисом (1913, 1929 и др.).

Уже в работах Гемфриса было установлено, что среднее количество прямой солнечной радиации, приходящей к земной поверхности в безоблачных условиях, в различные годы может заметно изменяться. Эти изменения хорошо видны на кривых векового хода прямой радиации, построенных по материалам наблюдений на ряде актинометрических станций. Такие кривые показывают, что прямая радиация, заметно изменяясь от года к году, в среднем изменяется также и за более длительные периоды времени, порядка десятилетий. Представляет значительный интерес сопоставление векового хода температуры в северном полушарии с вековым ходом радиации, приходящей к земной поверхности. Для этой цели был обработан материал актинометрических наблюдений за 1880— 1965 гг. для группы станций Европы и Америки с наиболее длительными рядами наблюдений, расположенных в зоне 40—60° с. ш., и построена средняя для этих станций кривая векового хода прямой радиации при безоблачном небе (Будыко, Пивоварова, 1967; Пивоварова, 1968). На рис. 1.2.1 представлены сглаженные по 10-летнему скользящему периоду значения солнечной радиации для рассматриваемого интервала времени (кривая б). Как видно, солнечная радиация имела два максимума: один, кратковременный, в конце XIX в. и второй, более длительный, с наибольшими значениями радиации в 30-х годах XX в. Можно высказать два предположения о причинах изменений прямой радиации при безоблачном небе. Первое из них — связь этих изменений с колебаниями астрономической солнечной постоянной (светимости Солнца), второе — с колебаниями так называемой метеорологической солнечной постоянной, т. е. количества радиации, поступающей на верхнюю границу тропосферы, которое может изменяться при постоянной светимости Солнца из-за нестабильности прозрачности стратосферы. Первая гипотеза была предложена в нескольких работах, примером которых является исследование Босоласко и его соавторов (1964).





Рис. 1.1.2. Вековой ход аномалий температуры (а) и прямой радиации (б)



В этой работе из данных наблюдений на трех актинометрических станциях был сделан вывод, что солнечная постоянная растет при повышении солнечной активности (характеризуемой числами Вольфа) до некоторого предела, после чего при дальнейшем увеличении солнечной активности солнечная постоянная уменьшается.

Для выяснения механизма современных изменений климата сравним кривую б на рис. 1.2.1 со сглаженной по скользящему 10-летнему периоду кривой векового хода температуры (кривая а). Очевидно, что между этими кривыми имеется определенное сходство. Так, на обеих кривых имеется два максимума, из которых один относится к концу XIX в., а второй (главный) — к 30-м годам XX в. Можно предположить, что это естественное потепление климата, связанное с увеличением прозрачности нижних слоев атмосферы в результате длительного отсутствия вулканических извержений взрывного типа. Обычно этот процесс сильнее всего проявляется в высоких широтах в летнее время, когда вступает в действие механизм обратной связи со льдами. 

Вместе с тем, между этими кривыми имеются некоторые различия; в частности, первый максимум более заметен в вековом ходе радиации по сравнению с вековым ходом температуры. Сходство кривых а и б позволяет предположить, что изменения радиации, обусловленные нестабильностью прозрачности атмосферы, являются существенным фактором изменений климата. Для выяснения этого вопроса следует выполнить количественный расчет изменений температуры в результате изменений атмосферной прозрачности для коротковолновой радиации.

В упомянутых исследованиях Гемфриса было установлено, что наибольшее влияние на планетарные колебания прозрачности атмосферы оказывают сравнительно небольшие частицы аэрозоля, которые длительное время задерживаются в нижних слоях стратосферы.

Гемфрис и Векслер предполагали, что наиболее мелкие частицы могут оставаться в атмосфере на протяжении нескольких лет. Эти частицы мало влияют на длинноволновое излучение, но заметно усиливают рассеяние коротковолновой радиации, в результате чего увеличивается планетарное альбедо Земли и уменьшается величина радиации, поглощенной Землей как планетой.

Оценивая влияние изменения количества прямой радиации на среднюю температуру у поверхности Земли, следует принять во внимание зависимость средней температуры от приходящей солнечной радиации. Расчеты показывают, что при изменении приходящей радиации на 1 % средняя температура у поверхности Земли при постоянном альбедо системы Земля — атмосфера изменяется на 1,1—1,50C.

С.И. Савинов (1913), Кимбалл (1918), H.H. Kaлитин (1920) и другие авторы установили, что после сильных вулканических извержений взрывного характера происходят резкие уменьшения солнечной радиации. В таких случаях средняя для больших территорий величина прямой радиации в течение нескольких месяцев или лет может быть понижена на 10—20%. Пример такого изменения радиации представлен на рис. 2.2.1, где изображено изменение отношения средних месячных значений прямой радиации при безоблачном небе к их нормам после извержения вулкана Катмай на Аляске в 1912 году. 

Эта кривая, построенная по данным наблюдений на нескольких актинометрических станциях в Европе и Америке, показывает, что в отдельные месяцы атмосферный аэрозоль уменьшил прямую радиацию более чем на 20 %.





Рис. 2.1.2. Изменение прямой радиации после вулканического извержения.



В некоторых районах уменьшение прямой радиации было еще более значительным. Так, например, в Павловске (район Петербурга), расположенном на громадном расстоянии от Аляски, солнечная радиация в течение полугодия была на 35 % ниже нормы. Аналогичные изменения радиации имели место после извержения вулкана Кракатау (Индонезия) в 1883 г. В обоих случаях после извержения вулканов на огромных территориях наблюдались аномальные оптические явления в атмосфере, что подтверждало планетарный характер изменений радиационного режима в результате распространения стратосферного аэрозоля.

После крупных извержений в течение нескольких лет существенно снижается температура воздуха в теплое время года, причем в северном полушарии это снижение достигает максимума в северной части средних широт. В холодные сезоны изменения температуры после извержения имеют более сложный характер; она обычно понижается в полярной зоне и часто повышается в средних широтах. В результате этого средняя годовая температура понижается значительно сильнее в высоких широтах по сравнению со средними широтами. Так, за последние 20 лет произошло два крупных вулканических извержения такого типа (Эль-Чичон в 1982 г. и Пинатубо в 1991 году), последствием которых было заметное уменьшение средней глобальной температуры в течение 2 – 3 лет. В конце июня 1997 г. было зафиксировано еще одно значительное извержение (вулкан Попокатепетль), влияние которого на климат пока еще не совсем ясно, так как извержение этого типа отличается от извержений вулканов Эль-Чичон и Пинатубо.

Таким образом, вулканическая деятельность оказывает определенное влияние на климат, а именно способствует снижению температуры за счет накопления продуктов вулканической деятельности (в частности, аэрозолей) в стратосфере, что в свою очередь приводит к уменьшению поступления количества солнечной радиации к поверхности Земли. Наиболее яркий пример – это снижение среднегодовой температуры в 60-е годы, которое, скорее всего, было вызвано серией извержений: Агунг (1963), Суртсей (1964), Таал (1965), Таал и Аву (1966), Фернандина (1968). Однако, извержения вулканов наблюдались и в годы относительного увеличения температуры: Фуэго (1974), Суфриер (1979), Сент-Хеленс (1980), Алаид (1981). Возможно, что в данный период факторы, способствующие повышению температуры, оказались более значимыми и сгладили влияние продуктов вулканической деятельности на климат. 

Анализ хода метеорологических элементов (осадков, давления, температуры и пр.) по современным данным указывает на существование прямой связи между ходом солнечной активности и частотой и интенсивностью смены воздушных масс над данной произвольно выбранной территорией. С усилением солнечной активности возрастает частота и интенсивность смены воздушных масс, а с ослаблением солнечной активности она падает. В соответствии с этим и основные переносы претерпевают усиление или ослабление.

Как правило, проявления солнечной активности связывают с появлением солнечных циклов с периодами 11, 22, 33 и 88 – 90 лет в климатических вариациях метеовеличин [12]. Проявление 11-летнего цикла солнечной активности (цикл Швабе – Вольфа) представляет собой колебания числа солнечных пятен. Данная периодичность не столь выражена, как 22-летний цикл Хэйла, обнаруженный в климатических записях во многих регионах земного шара. Этот цикл связан с переполюсовкой магнитного поля на Солнце. Для объяснения существующих неопределенностей в климатическом отклике на солнечное воздействие (пространственные неоднородности, слабость внешнего сигнала) в ряде работ разработан механизм возникновения в атмосфере энергоактивных областей (систем), связанных с зонами развития неустойчивости, усиливающими атмосферный эффект солнечно-обусловленного сигнала из-за внутренних свойств самой системы. Свойство усиливать внешний сигнал характерно для нелинейных динамических систем. В частности, одной из таких областей по мнению [12] является зона Северной Атлантики.

33-летний цикл был выявлен Э. Брюкнером. Он соответствует трем 11-летним циклам и выражает многолетние колебания климата от холодных и влажных лет к теплым и сухим на протяжении от 20 до 50 лет. В отдельных случаях продолжительность цикла Брюкнера может меняться. 

Периодичность около 88 – 90 лет (цикл Глейсберга) проявляется в климатических характеристиках очень редко.

Определенное влияние на изменение глобальной температуры может оказывать тропосферный аэрозоль, причем влияние его на температуру имеет обратный знак по сравнению с ростом концентрации парниковых газов. В настоящее время не существует единого мнения о роли тропосферного аэрозоля в современном изменении климата. Ряд исследователей считают, что эти два процесса, действующие в противоположных направлениях, оказывают равнозначное влияние на температуру воздуха. Однако существует и другое мнение о том, что роль тропосферного аэрозоля значительно меньше по сравнению с влиянием антропогенной деятельности в результате выбросов парниковых газов в атмосферу.

Существует и ряд других факторов, вызывающих естественные колебания климата, среди которых особое внимание уделяется автоколебаниям климатической системы, включающих такие явления, как Эль-Ниньо – южное колебание. Эти естественные изменения климата продолжительностью от 3 до 7 лет оказывают наибольшее влияние на изменение локальных температур поверхности воды и воздуха в тропических районах Тихого океана.

Среди причин антропогенного изменения климата можно назвать: 

- увеличение концентрации углекислого газа в атмосфере. По данным наблюдений объемная концентрация CO2 в атмосфере повысилась с 315 млн -1 в 1958 году до 343 млн -1 в 1984 г. Исходя из расчетов Будыко М. И. [2] можно заключить, что в середине XIX века эта концентрация составляла около 280 млн -1. Таким образом, к середине 80-х годов прошлого века количество углекислого газа возросло на 20 – 25%. Весьма вероятно, что удвоение количества CO2 будет иметь место во второй половине XXI века. Есть основания считать, что увеличение количества CO2, достигнутое в современную эпоху, уже оказывает существенное влияние на глобальный климат и на биосферу в целом. Так, существуют неоспоримые доказательства прямого влияния увеличения концентрации CO2 на физиологические процессы в растениях (см. пункт 1.3).

- увеличение содержания малых примесей в атмосфере. Хозяйственная деятельность человека приводит к росту концентрации не только углекислого газа, но и ряда других газов, которые также усиливают парниковый эффект и способствуют повышению температуры нижних слоев воздуха: метан (CH4), окислы азота, озон и др. 

Содержание метана в атмосфере, куда он поступает из болот, глубоких трещин в земной коре и некоторых других источников невелико (примерно 1 – 2 млн -1). В современную эпоху количество атмосферного метана быстро возрастает как в результате развития сельскохозяйственного производства (особенно расширения обильно орошаемых рисовых полей), так и в результате роста добычи природного газа. 

Из окислов азота главное значение имеют N2O и NO2, концентрация которых составляет около 0,3 млн -1. Значительное количество окислов азота поступает в атмосферу при производстве минеральных удобрений и в результате некоторых других видов хозяйственной деятельности. 

Есть основания считать, что хозяйственная деятельность оказывает влияние на рост озона (О3) в тропосфере. Увеличение массы тропического озона также должно усилить парниковый эффект в атмосфере.

В современном воздухе имеются также малые примеси, поступившие туда только из антропогенных источников – хлорфторуглеводороды (фреоны).

- рост производства энергии, который приводит к дополнительному нагреванию атмосферного воздуха. Имеются оценки количества тепла, которое выделяется в результате хозяйственной деятельности человека. В целом для Земли это количество на единицу поверхности невелико и составляет около 0,01 Вт/м2. Для наиболее развитых промышленных районов указанная величина на два порядка больше и достигает 2 – 3 Вт/м2. На территориях больших городов эта величина возрастает еще на один – два порядка, т. е. до десятков и сотен Вт/м2.

При изменении притока энергии, получаемой Землей от Солнца на 1% средняя температура у ее поверхности изменяется на 1,50С. Если считать, что производство тепла в результате деятельности человека составляет около 0,006% от общего количества радиации, поглощенной системой Земля – атмосфера, то соответствующее этому повышение средней температуры будет равно примерно 0,010С. Эта величина сравнительно незначительна, однако при резкой неравномерности размещения на поверхности Земли источников тепла, созданных человеком, в отдельных районах повышение температуры может быть значительно большим.

- другие факторы. К их числу можно отнести: увеличение массы антропогенного аэрозоля в атмосфере, орошение засушливых районов (понижение альбедо примерно на 0,10 [2]), строительство водохранилищ (понижение альбедо).



1.3 Наблюдаемые последствия климатических изменений и их возможное влияние на эволюцию геосистем



Несмотря на относительную недолговременность происходящих климатических изменений, уже сейчас можно выявить ряд вызванных ими последствий. В частности, к ним можно отнести:

	отступление горных ледников практически во всех широтных зонах;

	сокращение площади и уменьшение толщины морских льдов в Арктическом бассейне;

	уменьшение площади шельфовых ледников в Антарктиде;

	изменение структуры кораллов в тропических широтах;

	изменение границ и толщины снежного покрова в умеренных и высоких широтах;

	увеличение длины вегетационного периода;

	изменение сезонных амплитуд температуры воздуха и сезонных колебаний концентрации CO2 в атмосфере;

	прямое влияние увеличения концентрации CO2 на естественную и культурную растительность;

	смещение сроков наступления сезонных явлений в жизни растений и животных;

	расширение границ ареалов растений и животных к северу.

Так же как и в прошлом, криосфера, и, прежде всего горные ледники, является наиболее чувствительной частью глобальной климатической системы. В таблице 3 приведены следующие данные об уменьшении длины ледников (l,м/год), наблюдаемом начиная с конца прошлого века практически во всех районах земного шара. 

Наиболее значительные изменения площадей горных ледников происходят в Центральной Европе, в Тропической Африке, Исландии и Азии. В Центральных Альпах объем ледников сократился на 10 – 20% в 1980 – 1990 гг. по сравнению с их объемами в 1970-е годы. Около половины ледников Исландии активно отступают в последние 20 – 25 лет. Площадь ледников Восточной Африки с начала века уменьшилась на 50 – 60%. В Средней Азии сокращение площадей горных ледников происходит быстрее, чем все известные сокращения за последние 12 тысяч лет[7].



Таблица 1. Уменьшение длины ледников с конца XIX до конца XX веков [7]

Район

Скалис

тые горы

 Шпиц

берген

Ислан

дия

Норвегия

 Европа (Альпы)

 Центральная Азия

Африка (Кения)

Новая Зеландия

Период

1890-

1974

 1906–

1990

 1880– 

1965

 1880– 

11990

 1880– 

1988

 1874–

1980

1893–

1987

1844–

1990

l,м/год

-15,2

 -51,7

 -12,2

 -28,7

 -15,6

 -9,9

-4,8

-25,9



Данные об изменении баланса массы ледников в различных горных районах после 1980-х годов по сравнению с предыдущим 20-летним периодом, показывают, что в горах Тянь-Шаня баланс массы ледников уменьшился в 1,9 раз, в Скалистых горах – в 2 раза, в Альпах – в 10 раз. В целом на Северном полушарии баланс массы горных ледников уменьшился в 1,3 раза при увеличении глобальной температуры на 0,380С.

Исследования также показали, что реакция горных ледников на современное глобальное потепление происходит с меньшим временным сдвигом, чем это предполагали ранее. Считалось, что реакция ледника на глобальное потепление может происходить через 70 – 80 лет, однако последние данные свидетельствуют о том, что она происходит не более чем через 10 – 20 лет.

Кислородно-изотопный анализ ледниковых кернов, взятых на больших высотах в Тибете, в Андах и в горах Тянь-Шаня, свидетельствует о быстром сокращении площади горных ледников и о быстром потеплении тропосферы в субтропических широтах за последние годы. Анализ ледяных кернов из Тибета и Тянь-Шаня подтверждает предположение, высказанное Хансеном о том. Что наиболее значимый сигнал современного глобального потепления может быть обнаружен в центральных районах Азиатского материка, как наиболее обширного и удаленного на значительное расстояние от океана, который сглаживает колебания температуры.

Заметные изменения в последние годы происходят и в состоянии морских льдов в высоких широтах обоих полушарий. Так, толщина льда к северу от Гренландии сократилась с 6 – 7 до 4 – 5 м, а температура воды в районе островов Северная Земля повысилась на 10С. 

За период с 1978 по 1995 г. площадь морских льдов сократилась на 610 000 км2 или на 5,7%, причем наиболее существенное уменьшение площади произошло в 1990, 1993 и 1995 гг.

Эффективная толщина льда в Арктическом бассейне с 1970 по 1992 г. сократилась на 12 – 14 см, что составляет 3 – 4% средней толщины льда (3 м), т. е. в среднем она уменьшалась на 0,5 см в год.

Экспедиционные исследования последних лет отмечают необычайно высокую температуру воды в высоких широтах (севернее 75 – 770 с. ш.) в начале 90-х годов (положительная аномалия 0,5 – 10С). Как показала анализ этих материалов, современное потепление арктических вод не имеет аналогов в предшествующий период инструментальных наблюдений, при этом процесс потепления в высоких широтах начался не ранее 1988 г. и распространялся с запада на восток [7].

	



Рис. 1.1.3. Сокращение площади ледника в Антарктике за период с 1979 по 2003 гг.[22] 



В состоянии ледникового покрова Антарктиды также происходят определенные изменения. Анализ 50-летних метеорологических рядов температуры воздуха и данных о состоянии ледников Антарктического полуострова указывает на устойчивый тренд потепления и разрушения ледников: площадь пяти из девяти шельфовых ледников в этом районе быстро уменьшается. Прибрежные моря очищаются ото льда примерно на месяц раньше по сравнению со среднемноголетними сроками. Отмечаются также и более поздние сроки образования льда (примерно на месяц) в прибрежных морях Антарктиды и в море Уэдделла. Таким образом, продолжительность безледного периода на морской акватории Антарктиды увеличилась не менее чем на 1 – 1,5 месяца.

По данным Е.И. Александрова, устойчивый тренд повышения температуры воздуха в районе Антарктиды отмечается уже более 30 лет.

Однако также имеются сведения об увеличении высоты Гренландского ледникового щита, как следствие увеличения осадков в высоких широтах. Этот процесс не противоречит развитию современного потепления, а, наоборот, согласуется с тенденцией изменения осадков в полярных широтах при развитии глобального потепления. Имеются данные об увеличении облачности (до 25%) в районе Антарктиды за последние 10 – 12 лет. Последствием этого процесса, с одной стороны, является увеличение осадков и скорости аккумуляции снега, а с другой – увеличение облачности может привести к тому, что океан в районе Антарктиды будет поглощать меньшее количество углекислого газа, а это вызовет усиление парникового эффекта.

Определенным индикатором современного глобального потепления являются данные об уменьшении площади и толщины снежного покрова в Северном полушарии и об изменении сроков вскрытия и замерзания крупных рек.

По данным спутниковых наблюдений, за 1970 – 1988 гг. площадь снежного покрова в Северном полушарии уменьшилась с 23 млн. км2 до 17 млн. км2. В речных бассейнах европейской территории России продолжительность ледового периода сократилась на 15 дней и более, наибольшие изменения произошли в бассейне Дона, где ледовый период уменьшился на 20 – 25 дней за 100 лет. В бассейнах рек Кама, Белая, Обь и Иртыш ледовый период сократился на 9 – 14 дней.

Имеются данные о повышении температуры поверхности почвы в районах вечной мерзлоты на севере Аляски и Канады (на 2 – 40С по сравнению с температурой 70-х гг.). Это привело к частичному таянию вечной мерзлоты и изменению баланса углерода в тундровых экосистемах. Есть мнение, что вследствие потепления может измениться направление потоков углекислого газа тундровые экосистемы могут стать дополнительным источником CO2, т. е. будут способствовать усилению парникового эффекта.

Другим важнейшим индикатором изменения глобальной температуры могут быть данные об изменении глубины проникновения колебаний температуры почвы. Известно, что сезонные колебания температуры проникают в глубину на несколько метров, в то время как климатические колебания, продолжительность которых составляет десятки и сотни лет, могут проявляться на глубинах более 100 м. В северной части Аляски и на севере Канады температура за последние годы увеличилась на 2 – 40С, в центральной части Северной Америки – от 0,40С на широте 41,10 с. ш. до 2,00С на широте 500 с. ш. Измерения, выполненные в тропических районах Замбии и Заира, в центральной части Германии и Чехии, свидетельствуют о том, что на больших глубинах температура за последнее столетие возросла на 0,6 – 0,70С, что практически полностью согласуется с материалами наземных метеорологических станций.

Имеются данные, свидетельствующие о быстром повышении температуры поверхности воды в тропических и субтропических районах Мирового океана (Тихий океан и Атлантика). В восточной части Тихого океана температура воды увеличилась на 2 – 30С за последние 15 – 20 лет. Также в этом районе отмечается процесс разрушения коралловых рифов и изменение их окраски (выбеливание). Возможно, это связано с увеличением концентрации парниковых газов в результате глобального потепления. Анализ эмпирических данных об изменении температуры воды на разных глубинах в Северной Атлантике показал, что за последние 35 лет температура воды в слое 800 – 2500 м повышалась в среднем со скоростью 10С за 100 лет. Наибольшее увеличение температуры зарегистрировано на глубине 1100 м.

В настоящее время существует ряд неоспоримых свидетельств реакции растительности на современное глобальное потепление. Первые признаки такого влияния – увеличение ширины годичного кольца древесины – были обнаружены еще в 1986 г. при анализе древесины хвойных деревьев из высокогорных районов Калифорнии. 

Также произошли изменения в анатомическом строении листа по сравнению с растительностью доиндустриального периода, что связано с ростом концентрации СO2 в атмосфере. Последствием таких изменений является более эффективное использование воды растениями, что позволяет им существовать в условиях более засушливого климата.

Есть данные, что с конца 1960-х гг. продолжительность вегетационного периода в высоких широтах Северного полушария увеличилась не менее чем на 7 дней. За два последних десятилетия сельскохозяйственный сезон удлинился на 18 дней в Евразии и на 12 дней в Северной Америке.

Современное глобальное потепление климата отразилось на сроках наступления сезонных явлений на всех континентах Северного полушария. Причем общие направления фенологической тенденции везде одинаковы – смещение к более ранним срокам наступления весенних явлений и к более поздним – осенних. Смещение сроков к более раннему началу биологической весны до 8 дней за 1969 – 1998 гг. установилось по всей Европе на 6 дней с 1959 по 1993 г. – в Северной Америке [27].

Средние даты распускания листьев сместились на 6 дней к более ранним срокам, а осенняя окраска листьев стала появляться на 5 дней позднее. С удлинением вегетационного периода в северных широтах участились случаи массового вторичного цветения, как травянистых, так и древесно-кустарниковых растений.

С глобальным потеплением климата связывают расширение границ ареалов растений и животных к северу в связи со смещением изотерм: в Европе при общем потеплении в среднем на 0,80С изотерма 00 сместилась к северу на 120 км. В горных районах с хорошо выраженной поясностью также отмечается смещение нулевой изотермы вверх и, как следствие, - смещение геоботанических границ. Так, на Южном Урале за последние сто лет верхняя граница леса поднялась по высоте на 60 – 80 м, а по склону на 500 – 600 м за счет уменьшения площади горной тундры [27].

Приведенные выше материалы об отклике различных природных объектов на современные климатические изменения свидетельствуют о реальности глобального потепления. Существует ряд причин, которые позволяют считать, что столь быстрое и значительное потепление климата последних 20 – 25 лет не является естественным колебанием климата, а связано с антропогенным влиянием, и, прежде всего, с ростом концентрации парниковых газов в атмосфере.



1.4 Ландшафтно-климатическая динамика в Центре России и сопредельных регионах на рубеже XX – XXI веков



Конец XX века, как известно, характеризовался заметным потеплением во многих районах Земли, наиболее ярко выраженным в умеренных широтах Северного полушария в зимние месяцы. В начале 1980-х гг. аномалии среднегодовой температуры Северного полушария превысили потепление 1930-1940-х годов, а со второй половины 1990-х годов рекордные значения аномалий температуры сменялись почти ежегодно. За 10 лет с конца 1980-х годов она увеличилась на 0,40С, как и за предыдущие почти 100 лет. Начиная с 1891 года, рекордно теплыми были годы: 1983, 1990, 1995, 1997. Средняя температура по территории России была максимальной в 1995 году (отклонение от нормы – 1,90C, в том числе на севере Западной Сибири – 3,20C) [10].

Таким образом, 1990-е годы стали самым теплым десятилетием за период инструментальных наблюдений, как для территории России, так и для Евразии в целом. 

Известно, что современное глобальное потепление реализуется в виде крупномасштабных положительных аномалий приземной температуры воздуха, повторяемость которых значительно увеличилась в последние десятилетия. В Северной Евразии они наблюдаются главным образом зимой (см. рис. 1.1.4).





Рис. 1.1.4. Коэффициент линейного тренда (дни/10лет) в рядах числа дней с аномально высокой температурой воздуха в зимний период (декабрь-февраль). 1961-1998 гг.



Из рисунка видно, что наиболее высокой температурой отличаются центр Восточно-Европейской равнины, восток Среднесибирского плоскогорья, а также восточное побережье Камчатки. Непосредственная причина этих аномалий – усиление циклонической активности в высоких широтах Евразии, связанное с изменениями крупномасштабной атмосферной циркуляции. Интенсификация циклонической деятельности, связанная с усилением адвекции теплого атлантического воздуха, сопровождается перемещением зоны фронта к северу. Это в свою очередь обусловливает положительную аномалию ТПВ, большую повторяемость сильных юго-западных ветров, меньшую толщину и сплоченность ледяного покрова и, в конечном счете, более раннее его разрушение.

Из-за меньшей толщины и сплоченности ледяного покрова, увеличения потоков тепла от океана к атмосфере, а также меньшего альбедо подстилающей поверхности положительная аномалия ТПВ поддерживается в течение всего ледового сезона. Была получена связь ледовитости в восточном секторе Арктики, альбедо, температуры воды и воздуха с индексами североатлантического колебания (САК). Также было выявлено определяющее воздействие интенсивности зимней зональной циркуляции на ТПВ не только зимнего периода, но и весеннего, и осеннего. Рост ТПВ зимой, несмотря на обычное при этом увеличение количества осадков, ведет к уменьшению снегонакопления и более раннему разрушению снежного покрова. Следует ожидать, что температура воздуха весной в той или иной мере будет связана с циркуляцией в предшествующую зиму.





Рис. 2.1.4. Коэффициент линейного тренда (дни/ 10 лет) в рядах числа дней с аномально - большими осадками летом (июнь-август). 1966-1998 г.


Межгодовые изменения количества осадков над сушей не обнаруживают однонаправленной тенденции. В последние 50 лет отмечается тенденция к уменьшению годовых и сезонных сумм осадков по России в целом и в ее восточных регионах. Наиболее заметно снизились осадки на северо-востоке страны. А на европейской территории прослеживается слабая тенденция к их росту. 

Если говорить о климатических экстремумах на территории России, то получается, что более трети территории нашей страны занимают районы, где экстремально высокие температуры воздуха > 300C, по среднемноголетним данным, случаются 5 – 10 и более дней в году. Но площадь, где наблюдаются самые низкие температуры (средний из ежегодных абсолютных минимумов <400C), гораздо больше: примерно три четверти России. 

Экстремально интенсивные осадки (50 мм/сутки, с вероятностью появления не реже одного раза в 10 лет) выпадают на пятой части нашей территории, сильные ветры (скорость 20 м/с и более, случаются не реже одного раза в 10 лет) отмечаются почти на половине территории страны.

Известно, что климатические условия определяются циркуляцией атмосферы и особенностями рельефа – существованием замкнутых котловин, ориентацией склонов и горных хребтов по отношению к преобладающему направлению ветра и т. д. Самые низкие температуры воздуха наблюдаются, когда над Атлантическим и Тихим океанами развивается активная циклоническая деятельность, а стационарный Сибирский антициклон занимает большую часть Евразийского материка. Гребни этого антициклона вытянуты на восточную половину Европейской России, а также на бассейны Лены и Колымы. При таких условиях в январе 1973 года в Архангельской области температура понижалась до -530C, в республике Коми – до -550C, в Красноярском крае – до -590C, в Магаданской области – до -570C [15]. Когда к Сибирскому антициклону прибавилась устойчивая полоса повышенного давления, объединяющая его с арктическим регионом, возник абсолютный минимум температуры воздуха для нашей страны, равный -680C, который наблюдался в Оймяконе в январе 1931 года и феврале 1933 года [15].

Летние температурные экстремумы на Русской равнине обычно наблюдаются при формировании поля повышенного давления в результате усиления субтропического Азорского антициклона и распространения его отрога на Европу. Именно при таких условиях зафиксированы абсолютные максимумы температуры воздуха, равные 410C в Воронежской и Самарской областях и 420C – в Саратовской [15]. Образование области повышенного давления над регионами Сибири также способствует формированию малооблачной погоды и высокого температурного фона. Так, в июле 1981 года интенсивный вынос теплого воздуха из Азии определил возникновение максимумов температуры воздуха на востоке Якутии (36 – 370C). В июне 1970 года в Иркутской области температура поднималась до +400C [15].

Экстремальные суточные суммы осадков, превышающие 100 мм, наблюдаются в разных регионах Европейской и Азиатской территории России. Они по большей части локальны, выпадают в летние месяцы и циркуляционные условия их формирования различны. В большинстве случаев в европейской части России такие осадки приходят с южными средиземноморскими циклонами. Так, 14 августа 1904 года во Владимире выпало 109 мм осадков, в Фаддеевском (Оренбургская область) – 140 мм осадков. В Сочи абсолютный максимум осадков составил 245 мм (18 августа 1971 года) [15]. 

На юге Красноярского края и в Якутии также возможны суточные суммы осадков, превышающие 100 мм. Так, 6 августа 1958 года в Ленске выпало 103 мм осадков [15]. Тогда восточный отрог Азорского антициклона занимал всю Европу, южные циклоны шли через Каспийское и Аральское моря на бассейны Оби и Енисея.

Благоприятные условия для формирования рекордных суточных сумм осадков в Амурской области, Хабаровском и Приморском краях, на Сахалине определяются южными циклонами, проходящими по западной периферии Тихого океана. На Сахалине выпало 137 мм осадков 3 августа 1981 года, в Хабаровском крае – 158 мм 22 июля 1976 года. На Камчатке максимум суточных сумм осадков сдвинут на холодную половину года (9 ноября 1934 года в Петропавловске-Камчатском выпало 207 мм осадков) [15].

По последним данным, продолжительность действия и повторяемость циркуляционных условий, при которых южные циклоны активизируются, возрастают на протяжении XX века, и особенно за последние десятилетия. При сохранении этой тенденции можно ожидать повышения повторяемости и величины экстремумов атмосферных осадков.

Современные расчетные климатические модели учитывают не только температуру и осадки, но и множество дополнительных параметров, в том числе содержание в атмосфере углекислого газа. Если его концентрация возрастет вдвое, то в среднем количество осадков увеличится на 10 – 30%, но изменится их характер. В умеренных широтах Северного полушария чаще будут наблюдаться сильные ливни и обильные снегопады, а на планете в целом усилятся температурные контрасты между континентами и океанами, интенсивнее станут муссоны в Восточной Азии.


ГЛАВА 2. Материалы и методы исследования



2.1 Физико-географические условия Рязанской области



Рязанская область расположена в центральной части Русской равнины. Её площадь составляет 39,6 тыс. км2. Крайняя северная точка находится на 55022’ с. ш., крайняя южная – 53019’ с. ш. С запада на восток область протянулась от 38038’ в. д. до 42031’ в. д. [24].

С поверхности в пределах области залегают четвертичные отложения разного генезиса: ледниковые, водно-ледниковые, озерно-аллювиальные. Они подстилаются различными по составу осадочными породами неогенового, мелового, юрского и каменноугольного возраста, местами вскрывающимися в склонах долин, балок и оврагов.

В современном рельефе территории, которую занимает область, по абсолютным высотам обособляется ряд крупных неровностей – возвышенных и сниженных участков, отличающихся друг от друга по глубине и густоте эрозионного расчленения, морфологии междуречий и речных долин.

На западе области расположена северо-восточная часть Среднерусской возвышенности, восточнее находятся относительно пониженные участки – Мещерская низина и приокская часть Окско-Донской равнины, входящие в субмеридионально вытянутую полосу Волжско-Окско-Донских равнин.

Рязанская часть Среднерусской возвышенности отличается наибольшими для области абсолютными высотами междуречий, наиболее интенсивным эрозионным расчленением, преобладанием полого-увалистых и холмисто-увалистых междуречий. На возвышенности расположена максимальная отметка поверхности в пределах области – 245 м.

Рязанская часть Окско-Донской равнины приурочена в основном к ее северной (окской) покатости, ограниченной на севере долиной Оки, а на юге – Окско-Донским водоразделом. В пределы области входит и небольшая часть донской покатости равнины.

Часть Мещерской низины, расположенная в пределах области, занимает около 10,7 тыс. км2. К ней относят также долину Оки, Ковров-Касимовское плато, участок правобережья Оки в низовьях р. Вожи и Константиновское плато на междуречье Оки и Мечи. В пределах низины расположена минимальная отметка поверхности – 78 м.

Климат Рязанской области, расположенной в умеренном климатическом поясе, умеренно-континентальный с теплым летом и умеренно-холодной зимой. Величина суммарной солнечной радиации, поступающей на поверхность земли в пределах области, увеличивается с севера на юг с 90 до 95 ккал/см2*год. Радиационный баланс изменяется соответственно от 33 до 35 ккал/см2*год. Зимой радиационный баланс отрицательный. Средняя температура самого холодного месяца – января – понижается с запада на восток от -10,50С до -120С. Январские изотермы, как и на Русской равнине в целом, вытянуты в меридиональном направлении. Это связано с тем, что зимой тепло на Русскую равнину выносится с Атлантики. Характерно, что в юго-западной, наиболее приподнятой части области средние январские температуры относительно понижены, до -110С - -11,20С. Эффект понижения температуры связан с высотой [24].

Средняя температура самого теплого месяца – июля – повышается с северо-запада на юго-восток от +18,50С до +19,50С. Наиболее низкие значения средних июльских температур, как и в январе, отмечаются в относительно приподнятой юго-западной части области, что связано с понижением температуры с высотой. Среднегодовая температура воздуха положительная. В северных районах области она составляет чуть ниже +40С, в южных – более +40С. Продолжительность безморозного периода в среднем колеблется от 134 дней в северной части области до 150 дней в южной.

Годовая сумма осадков на территории области составляет от 700 мм в северной части до 600 мм и менее на юго-западе области. Северная часть области, расположенная на левобережье Оки и правобережье Мокши, характеризуется избыточным увлажнением (превышение осадков над испарением). К югу от Рязани увлажнение становится недостаточным.

Продолжительность периода активной вегетации в области увеличивается с севера на юг от 144 до 152 дней.

Внутренние воды Рязанской области включают поверхностные и подземные воды. Поверхностные воды представлены реками, озерами, болотами и группой искусственных водоемов. Реки области принадлежат бассейнам Каспийского и Азовского морей. Большая часть Рязанского края дренируется р. Окой и ее притоками. Бассейну Оки принадлежит 850 рек и речек общей протяженностью 10 тыс. км. Небольшой участок на юго-западе области относится к бассейну реки Дон. Реки области имеют смешанное питание с преобладанием снегового. На весну, когда тает снег, приходится 60% годового стока, на лето и осень – 25%, на зиму – 15%. Летом и осенью питание рек происходит за счет дождевых осадков и подземных вод, зимой – почти исключительно за счет грунтовых вод. Замерзают реки в конце ноября – начале декабря, вскрываются – в конце первой – начале второй декады апреля. Среднегодовой сток, формирующийся на территории области, составляет 4,2 км3.

На территории области насчитывается 2838 озер площадью более 0,2 га. Общая их площадь составляет 245,8 км2. Из них 1400 озер (49%) имеют площадь более 1 га, 1438 (51%) – менее 1 га. 12 озер имеют площадь более 1 км2.

В пределах области имеется около 1230 болот общей площадью около 92,5 тыс.га. Подавляющая часть болот сосредоточена в Мещере.

Рязанская область расположена в трех природных зонах. Это является причиной разнообразия почв.

В почвенном покрове территории области преобладают дерново-подзолистые почвы (около 35%), серые лесные почвы (около 30%) и черноземные почвы (более 26%); на долю пойменных (аллювиальных) почв приходится 8%, болотных почв – более 3%.

Северная часть области относится к зоне смешанных хвойно-широколиственных лесов (подтаежная зона), представленной на плакорах хвойно-широколиственными лесами с травяным покровом на дерново-подзолистых почвах. На плохо дренированных участках располагаются болотно-подзолистые и подзолистые почвы под осоковой, древесной, моховой и иной растительностью. Южнее находится зона широколиственных лесов с серыми лесными почвами, которые в понижениях сменяются серыми лесными глеевыми почвами под мелколиственными лесами, а также дерново-глеевыми почвами под травянистой растительностью. Самые южные районы Рязанской области относятся к лесостепной зоне (подзона северной лесостепи) с присущими ей злаково-разнотравными лугами на оподзоленных и выщелоченных черноземах и участками дубово-липовых лесов с богатым разнотравьем на серых лесных почвах. Плохо дренированные участки в лесостепной зоне заняты лугово-черноземными почвами, дерново-глеевыми почвами.

Естественные ландшафты в зоне широколиственных лесов и в лесостепи в значительной мере преобразованы в результате хозяйственной деятельности человека.



2.2 Источники данных



Источник данных, используемых в работе – ряд метеонаблюдений, а также данные по расходу воды в реках. Метеонаблюдения включают в себя результаты измерений среднесуточных температуры и количества осадков на метеостанциях Рязанской области. Наиболее длинные ряды содержат сведения, начиная с 1886 года (Елатьма). К сожалению, другие метеостанции обладают меньшими рядами сведений (в частности, Павелец – начиная с 1936 года). Климатическая ситуация начала XXI века (2001 – 2003 гг.) оценена по 13 метеостанциям Рязанской области и смежных регионов.

Полученные данные анализировались и сравнивались с данными различных литературных источников, посвященных рассматриваемой тематике.



2.3 Методология исследований



Для анализа полученных данных использовались такие методы, как картографический, методы эмпирических зависимостей (расчет коэффициента континентальности Хромова), методы статистического анализа (описательная статистика, автокорелляция, регрессионный анализ, расчет фрактальной размерности).

		Для расчета коэффициента континентальности Хромова использовалась формула: 



Кхр=(Агод-5,4sin /Агод)*100%,



где Агод – годовая амплитуда температур (арифметическая разность температур самого теплого и самого холодного месяцев данного года),  - географическая широта региона.



			Методика определения параметров функционирования геосистем по метеорологическим данным. Исходными данными для вычисления различных параметров климатической динамики являлись средняя температура января и июля, а также годовое количество осадков. На этой основе были вычислены все остальные (производные) гидротермические параметры, как частные, так и комплексные. Для расчетов также использовались приведенные в таблице 2 статистические связи между исходными и производными параметрами [13].

Таблица 2. Формулы для расчетов частных и комплексных ландшафтно-геофизических характеристик по исходным гидротермическим параметрам: tянв, tиюл, rгод [13]

Расчетные формулы

Значения символов

Qс=180,255*tиюль+456

Qс – годовая суммарная радиация;

tиюль – средняя температура июля

Rгод=378,8*tиюль – 6,667*t2июль - 3180

Rгод – годовой радиационный баланс;

tиюль - средняя температура июля

E0=1384 – 161,6*tиюль + 6,245*t2июль

E0 – годовая испаряемость;

tиюль - средняя температура июля

hсн=0,0871*rгод – 5,083*tянв - 80

hсн – высота снежного покрова;

rгод – годовая сумма осадков;

tянв – средняя температура января

I(Буд)=0,0833*tиюль – 0,0015* rгод +0,4

I(Буд) – радиационный индекс сухости Будыко;

tиюль - средняя температура июля;

rгод – годовая сумма осадков

Bперв=0,0139*rгод – 0,2064*tиюль +0,0557*Tвег - 4,22

Bперв –первичная биопродуктивность ландшафтов;

rгод – годовая сумма осадков;

tиюль - средняя температура июля;

Tвег – продолжительность вегетационного периода



	Для оценки роли случайных факторов динамики среднегодовых температур и годовых сумм осадков был применен анализ автокорреляции и анализ фрактальной размерности. 

Слово «фрактал» употребляется в значении «разрыв», которое указывает на то, что процесс, попадающий под понятие «фрактальность», будучи непрерывным, содержит в себе разрывы, то есть области, в которых значения имеют резкий скачок. Эта модель в общем случае описывает скачкообразные переходы системы из одной локальной области равновесия в другую. Эти переходы могут иметь более или менее регулярный или хаотический характер. Фрактальная размерность системы в отличие от топологической нецелочисленна. 

Один из основных методов измерения – метод ящиков. Исходный ряд значений делится пополам и считается число пересечений графика с секущей линией. Затем две, полученные ранее делением пополам графика, части делятся еще на две равные части и снова считается количество пересечений. Далее действие продолжается необходимое количество раз.

Затем по полученным данным определяется размерность D, которая вычисляется по формуле D=log(N)/log(1/r). Размерность определяется из уравнения регрессии, которая графически представлена прямой.

Фрактальная размерность позволяет охарактеризовать различные уровни шума и, соответственно, различный вклад случайных факторов в динамику изучаемой величины (степени случайности процесса) [25]:

	0,1 - «черный шум» связывается с турбулентными процессами в очень вязкой среде.

	0,5 - «бурый шум» описывает рельеф, целиком определяемый эрозионной системой, близкой к равновесию.

	0,9 - «розовый шум» связывается с турбулентными процессами в среде малой вязкости.

	1 - «белый шум» описывает чисто случайный нормальный процесс.

Таким образом, рост величины фрактальной размерности показывает степень стохастичности процесса и является критерием энтропии системы (в том числе климатической). Кроме того, фрактальная размерность представляет собой устойчивую статистическую характеристику.

		Для установления связи стока с климатическими факторами использовался метод пошаговой регрессии.

Смысл регрессионного анализа состоит в формировании уравнения, связывающего сток с указанными выше факторами. В простейшем случае уравнение имеет вид прямой, а зависимость имеет следующую структуру:



Y=a + b1x1 + b2x2 + … + bnxn , где 


Y – зависимая переменная, величина стока;

x1 – xn – принятые в расчет факторы в соответствующих единицах измерения;

а – игрек – пересечение, то есть минимально возможное значение переменной Y при нулевом значении всех факторов;

b1 – bn – регрессионные коэффициенты, знак и величина которых определяет характер и влияние факторов на зависимую переменную. Положительные коэффициенты говорят об усилении стока под влиянием данного фактора, отрицательные – об ослаблении [19].


ГЛАВА 3. Основные особенности регионального климата Рязанской области и его динамики



3.1 Среднемноголетние и экстремальные значения метеорологических величин



Рассмотрим данные характеристики на примере метеостанции Елатьма, измерения которой охватывают период с 1886 по 2003 гг. (отсутствовала информация за 1917-1919, 1996-1998 и частично 1941 гг.).

Среднегодовая температура приземной атмосферы в Елатьме составила 4,310С с коэффициентом вариации 23,2%. Наиболее холодными годами (с температурой менее 2,50С) за историю метеонаблюдений были 1907, 1908, 1942, 1945, 1956, 1969 (все – за счет одновременно зимних и летних сезонов); а также 1976 (холодное лето) и 1987 (суровая зима) (см. приложение 1, 2). Наибольшая повторяемость аномально теплых лет с температурой свыше 5,30С наблюдается в последнее время: это 1989-1991, 1995, 1999-2002 (все как за счет мягкой зимы, так в большинстве случаев высокой температуры в летние месяцы); а также 1975 и 1981 (мягкая зима и теплое сухое лето), 1932 и 1936-1938 (очень сухие годы, к тому же с мягкими зимами), 1906 (теплая зима с высокой повторяемостью циклонов) и 1903 (сухое лето).

Годовая норма осадков в исследуемом регионе составляет 574 мм с коэффициентом вариации 19,5%. Выделяются годы, когда выпадало свыше 750 мм: это 1912, 1952, 1993 (за счет влажного лета); а также 1962, 1980, 1990 (положительные аномалии и зимних, и летних осадков). Экстремально сухими (менее 470 мм/год) были 1890-1892, 1932, 1936-1940 (сухие летние периоды), 1942-1944 (бесснежные зимы), 1946, 1948, 1954, 1957, 1961 (сухие летние месяцы), 1972 (сухая морозная зима и жаркое бездождное лето); близки к ним 1975 (за счет сухого лета) 1988 и 1991 (за счет зимних месяцев) (см. приложение 1, 2).

3.2 Вековые колебания климата и специфика периода глобального потепления (на примере м/с Елатьма)



Изучение данных регулярных метеонаблюдений позволило охарактеризовать с большой подробностью и достоверностью внутривековые изменения климата Земли. В частности, выделено 3 больших периода климатической динамики в Северном полушарии [8] (далее – периоды Будыко): преимущественное потепление (до середины 40-х гг. ХХ в.), относительное похолодание, сопровождавшееся ростом увлажнения в зимние месяцы (до конца 60-х гг.) и новая фаза потепления (с начала 70-х гг. по настоящее время). По мнению Будыко и его единомышленников, данные колебания температуры обусловлены изменениями коэффициента прозрачности атмосферы под влиянием вулканических извержений. При этом наиболее активное снижение прямой радиации наблюдалось в 60-е гг. ХХ в, когда крупные вулканы извергались ежегодно [8,17]. В последние десятилетия рост температуры наблюдается вопреки росту запыленности атмосферы, что данные авторы объясняют накоплением антропогенного СО2. По имеющимся оценкам [20], темпы современного потепления не имеют прецедентов в истории человечества и не сравнимы даже со знаменитой «эпохой викингов».

На основе имеющихся данных метеостанции Елатьма нами были вычислены: среднегодовые значения температуры и количества осадков, амплитуда температуры, сумма активных температур, продолжительность периода с активными температурами и количество осадков за данный период, сумма температур ниже -100C, а также некоторые другие величины. Затем полученные данные подверглись статистической обработке (расчет трендов, фрактальной размерности и др.).

Рассмотрим, как менялась среднегодовая температура на территории Рязанской области за период с 1886 по 2003 год.

Из рисунка 1.3.2 следует, что на протяжении последних 117 лет среднегодовая температура не оставалась постоянной, а менялась, причем четкой закономерности, глядя только на график, выявить нельзя. Лишь после построения полиномиального тренда можно выделить периоды относительного потепления и похолодания. В частности, с конца XIX века началось повышение температуры, которое продолжалось до середины 20-х годов и составило около 0,450C (0,120C/10 лет). Затем произошло некоторое снижение температуры, длившееся примерно до середины 60-х годов. Оно составило 0,30C (0,0960C/10 лет). С конца 60-х годов температура снова начала увеличиваться. Этот процесс продолжается до сих пор. К 2003 году коэффициент линейного тренда составил 0,320C/10 лет (1,550C за весь период).





Рис. 1.3.2. Изменение среднегодовой температуры с 1886 по 2003 год. Линейный (штрихпунктирная линия) и полиномиальный (сплошная черная линия) тренд.



Максимальная среднегодовая температура наблюдалась в 1989 году и составила 6,350C, минимальная – в 1945 году: 2,160C.

Целесообразно провести анализ динамики климатических показателей отдельно по периодам температурной динамики, существование которых доказано М.И. Будыко. 

Как показано на рис. 1.3.2, на территории Рязанской области за 1886 – 1946 годы тренд температуры был положительным и составил 0,0310C/10 лет. За период 1947 – 1968 гг. тренд был отрицательным, температура снижалась на 0,0450C/10 лет. В 1969 – 2003 гг. снова наблюдался положительный тренд, составивший 0,40C/10 лет. Это говорит о том, что ситуация в Рязанской области в целом совпадает с общемировой тенденцией изменения температуры.

За период с 1886 по 2003 год наблюдалась общая тенденция к увеличению температуры. В целом она возросла на 10C по сравнению с началом XX века. По миру в среднем этот показатель составляет 0,60C. Разница объясняется неравномерностью роста температуры на материках и океанах. Среднемировой показатель учитывает изменение температуры и в Южном – более океаническом – полушарии. 

Количество осадков на территории Рязанской области за период 1886 – 2003 возросло более чем на 100 мм (коэффициент линейного тренда составил 8,4 мм/10 лет). Проанализируем изменение количества осадков по тем же периодам времени, что и температуру. Однако четкой зависимости между количеством осадков и температурой нет, то есть увеличение температуры может приводить как к увеличению количества осадков, так и его уменьшению (приложение 4). Скорее всего, это связано с тем, что на осадки, кроме температуры, оказывают влияние и другие факторы, которые зачастую являются более важными, чем температура (местное испарение, температурная стратификация атмосферы, формирующаяся под влиянием местных условий и др.).

За период с 1886 по 1946 гг. тренд осадков был отрицательным и составил в среднем 16,7 мм/10 лет, с 1947 по 1968 гг. – положительным: количество осадков увеличивалось в этот период на 22,7 мм/10 лет. В течение 1969 – 2003 гг. тренд также был положительным: 32,4 мм/10 лет.

Максимальное количество осадков за этот период выпало в 1990 году и составило 885 мм, а минимальное - в 1937 году: 356,1 мм (рис.2.3.2).



Рис 2.3.2. Среднегодовое количество осадков за 1886 – 2003 годы. Полиномиальный (сплошная черная линия) и линейный (пунктирная линия) тренды.



Рассмотрим подробнее результаты, полученные при расчете тренда температуры и осадков каждого месяца за период в десять лет (приложение 4). На основе полученных данных можно сделать определенный вывод о том, что между температурой и осадками нет определенной закономерности, они меняются независимо друг от друга. Однако, при видимой хаотичности процессов, некоторые десятилетия характеризуются довольно упорядоченным ходом температуры и осадков. Это такие периоды, как 1961 – 1970, в течение которого температура и осадки характеризовались обратной зависимостью, кроме сентября и декабря, когда снижение температуры приводило к уменьшению количества осадков; 1971 – 1980, когда во все месяцы, кроме последних двух весенних и последних двух осенних, температура и количество осадков также характеризовались обратной зависимостью, а весной и зимой снижение температуры приводило к уменьшению количества осадков. Следует выделить и последнее десятилетие XX века, на протяжении которого в мае, июне и июле, а также осенью уменьшение температуры приводило к росту количества осадков и наоборот. В остальные месяцы наблюдалась прямая зависимость.

Таким образом, прогноз осадков более сложен, чем прогноз температуры, так как на увлажнение влияет большее число факторов, значительная часть которых не может быть адекватно учтена.

Рассмотрим теперь, как менялась годовая амплитуда температуры (рис. 3.3.2, приложение 1).





Рис. 3.3.2. Изменение годовой амплитуды температур. Полиномиальный (сплошная черная линия) и линейный (пунктирная линия) тренды. 



Сопоставляя рис. 1.3.2 и 3.3.2, можно увидеть, что период повышения температуры совпадает с периодом понижения амплитуды и лишь за последние 10 лет рост температуры сопровождается ростом амплитуды. Такая противоположность связана с повышением зимних и некоторым снижением летних температур, что сглаживает контраст между сезонами. В целом, среднегодовая амплитуда снизилась на 30C.

Рассмотрим также амплитуду среднесуточных температур за разные годы (разность температур самого холодного и самого теплого дня в году).

Как видно из рисунка 4.3.2 амплитуда среднесуточных температур снизилась по сравнению с 1886 годом на 2,50C, что почти совпадает с величиной снижения среднегодовой амплитуды. В целом, между данными величинами наблюдается четко выраженная прямая зависимость.



Рис. 4.3.2. Амплитуда среднесуточных температур. Полиномиальный (сплошная черная линия) и линейный (пунктирная линия) тренды.



Снижение амплитуды самого теплого и самого холодного дня в году связано с теми же факторами, что и снижение среднегодовой амплитуды.





Рис. 5.3.2. Изменение коэффициента Хромова. Полиномиальный (сплошная черная линия) и линейный (пунктирная линия) тренд.



На рисунке 5.3.2 изображен график изменения коэффициента, или индекса континентальности, Хромова, который указывает на соотношение влияний, оказываемых континентом и океаном на годовую амплитуду температуры воздуха в конкретном месте, в данном случае – в Рязанской области (см. также приложение 1). Этот график полностью идентичен графику годовой амплитуды, так как именно от нее зависит степень континентальности климата. Из-за снижения амплитуды температуры континентальность климата также уменьшилась и, как следствие, коэффициент Хромова снизился на 1,5% по сравнению с 1886 годом. В течение периода 1886 – 1946 гг., который характеризовался ростом среднеглобальных температур, на территории Рязанской области преобладала тенденция снижения коэффициента Хромова: примерно на 0,01%/10 лет. Далее с 1947 по 1968 гг. тренд коэффициента был положительный и составлял в среднем 0,02%/10 лет. За последний промежуток времени с 1969 по 2003 гг. произошло снижение коэффициента Хромова на 0,44%/10 лет. Минимальное значение коэффициента Хромова наблюдалось в 1993 году (в период последнего «глобального потепления») и составило 81,96%, максимальное значение – в 1956 году (на фоне снижения среднеглобальной температуры, имевшего место в тот период) и равнялось 89,48%. Снижение коэффициента Хромова говорит о том, что происходит сглаживание контрастности между материком и океаном и сезонами года. Наиболее интенсивное уменьшение происходит за последние годы. Это указывает на то, что интенсивность процессов, влияющих на снижение контрастности температур, значительно возросла.

Можно рассмотреть еще некоторые параметры, которые также доказывают, что повышение температуры происходит в основном за счет увеличения зимних температур. В частности, нами была рассчитана сумма температур ниже -100C, а также продолжительность периода с такими температурами и количество осадков за этот период (см. приложение 3). Сравнивая рисунок 1.3.2 и 6.3.2, можно увидеть, что полиномиальный тренд температуры и суммы температур ниже -100C практически совпадают, то есть повышение в положительную сторону суммы температур ниже -100C приводит к росту среднегодовой температуры и наоборот.	



Рис. 6.3.2. Сумма температур ниже -100C. Полиномиальный (сплошная черная линия) и линейный тренд (пунктирная линия).



Линейный тренд указывает на то, что сумма температур ниже -100C уменьшилась по модулю за весь рассматриваемый промежуток на 2250C, что также способствовало росту среднегодовой температуры, что и наблюдается в настоящее время.





Рис. 7.3.2. Продолжительность периода с температурами ниже -100 и линейный тренд.



Длительность периода с температурами ниже -100C уменьшилась за весь период на 18 дней (рис.7.3.2), что говорит о том, что температура в холодное время года стала реже опускаться ниже -100C.

Количество осадков за этот период снизилось (рис 8.3.2) примерно на 10 мм. 

Возможно, уменьшение количества осадков связано с тем, что в связи с ростом зимних температур, снизилась контрастность между океаном и материком, однако этому противоречит увеличение циклональной активности, которая также связана с контрастами температур на материках и океанах.





Рис. 8.3.2. Количество осадков за период с температурами ниже -100 и линейный тренд.



Это еще раз подчеркивает, что на осадки оказывает влияние большее количество факторов по сравнению с температурой.

Рассмотрим также, как менялись суммы активных температур (арифметическая сумма среднесуточных температур свыше +100С) и температур выше +150C.







Рис. 9.3.2. Сумма активных температур. Полиномиальный (сплошная черная линия) и линейный (пунктирная линия) тренд.


Сумма активных температур за последние 117 лет снизилась примерно на 500C (рис. 9.3.2, приложение 5).

Скорее всего, это объясняется понижением летних температур за счет повышенной циклонической активности. Это доказывает и увеличение количества осадков за этот период примерно на 15 мм (рис. 10.3.2). 

Можно проследить связь между суммой активных температур и коэффициентом Хромова. До середины XX века существовала однозначная прямая связь между суммой активных температур и коэффициентом Хромова: период снижения коэффициента Хромова сопровождался периодом снижения суммы активных температур и наоборот. Это связано с усилением взаимодействия океана и континента, в частности с увеличением циклонической активности в летний период. С середины XX века связь стала несколько менее определенной, в частности, в первой половине 60-х годов наблюдалось снижение суммы активных температур при высокой величине коэффициента Хромова из-за снижения поступления прямой радиации вследствие активизации вулканической деятельности [8] и общего снижения летних температур на континентах. В 80-е годы на фоне однозначного снижения коэффициента Хромова имел место выраженный рост суммы активных температур.





Рис. 10.3.2. Количество осадков за период активных температур. Полиномиальный (сплошная черная линия) и линейный (пунктирная линия) тренд.

Длительность периода с активными температурами в 1995 году возросла по сравнению с 1886 годом на 3 дня.





Рис. 11.3.2. Продолжительность периода с активными температурами и линейный тренд.



Сумма температур выше +150C также снизилась за период с 1886 по 2003 год на 1000C (рис.12.3.2, приложение 6). Вероятно, что это связано с теми же факторами, которые влияют и на сумму активных температур, причем тенденция к росту данного параметра в последние 30-35 лет еще не сказалась на характере динамики за весь рассмотренный период времени. 





Рис. 12.3.2. Сумма температур выше +150C. Полиномиальный (сплошная черная линия) и линейный (пунктирная линия) тренд.



Таким образом, современная климатическая динамика в Рязанском регионе характеризуется рядом существенных особенностей, не имеющих аналогов в прошлые десятилетия регулярных метеонаблюдений. В первую очередь это касается устойчивого роста температуры, в основном за счет зимних месяцев, а также роста увлажненности. 

О значимости современных климатических изменений может свидетельствовать и вариационный анализ (приложение 7). Нами были проанализированы среднегодовая и зимняя температуры. В стабильных условиях среды фиксируется колоколообразная форма распределения любого параметра. При этом доказано, что такая форма распределения весьма консервативна и ее изменения свидетельствуют о кардинальных изменениях процесса.

Как видно из приложения 7 сейчас формируется новый «класс типичности» среднегодовых температур (выше +5,510С), не имевших прецедентов в прошлом, что на 1,50С больше средней величины, характерной для всего XX века. Потепление происходит в основном за счет температур зимних месяцев.



3.3 Пространственная неоднородность климата в пределах Рязанской области и ее физико-географические факторы



Для оценки пространственной неоднородности климатических параметров использовались данные, полученные метеостанциями. Наиболее длинные ряды содержат сведения, начиная с 1886 года (Елатьма). К сожалению, другие метеостанции обладают меньшими рядами сведений (в частности, Павелец – начиная с 1936 года). При этом в существующих рядах имеются разрывы в наблюдениях. В результате нами было построено несколько картосхем. Сравнение картографических данных середины XX века и начала XXI века показало, что современная климатическая обстановка отличается рядом особенностей.

Сопоставление полученных данных со средними картами второй половины ХХ в. (опубликованы, в частности, в [3,4]), показало, что конфигурация изотерм в целом не изменилась, и они имеют субширотное простирание, что связано с закономерным возрастанием количества солнечной радиации с севера на юг. Однако на юго-западе Рязанской области наблюдается понижение среднегодовых температур (рис. 1.3.3). Это связано с тем, что юго-запад региона – участок Среднерусской возвышенности – приподнят над остальной территорией. Относительно пониженная среднегодовая температура этого участка выражена в основном за счет зимнего периода, когда фактор снижения температуры с высотой – в том числе при адиабатическом охлаждении воздуха атлантических циклонов при подъеме – оказывается более существенным в связи с более активным воздухообменом с Атлантикой (рис. 1.3.3(б)). 



 

а)	                                     б)

Рис. 1.3.3. Картосхемы среднегодовой температуры воздуха середины XX века (а) и начала XXI века (2001 – 2003гг) (б)



Простирание январских изотерм в субмеридиональном направлении – в связи с адвекцией тепла с Атлантического океана – в целом сохраняется и в начале ХХI в. (рис. 2.3.3). 


а)	                                                       б)

Рис. 2.3.3. Картосхема температуры января середины XX века (а) и начала XXI века (2001 – 2003 гг) (б).



При этом зимой наблюдается повышение температуры с юго-востока на северо-запад до окрестностей Рязани, где локализован региональный максимум зимней температуры, обусловленный тем, что адвекция на данном участке территории области проявляется наиболее интенсивно. Далее к северу температура вновь снижается – уже в соответствии с зональными закономерностями. Необходимо отметить, что по сравнению с серединой прошлого столетия температуры января увеличились примерно на 50С, хотя существенных различий в конфигурации изотерм в целом не наблюдается. Это подтверждает, что пространственная картина метеопараметров значительно устойчивее их средних величин и сохраняется даже при принципиальных изменениях климата.

Летние температуры в 2001-2003 годы оказались выше среднемноголетних на 2-30С. Данная тенденция характерна лишь для первых нескольких лет ХХI в. и не является устойчивой. Ранее на этапе «глобального потепления» наблюдался обратный процесс – процесс снижения летних температур.




	а)	б)

Рис.3.3.3. Картосхемы температуры июля середины XX века (а) и начала XXI века (2001 – 2003 гг) (б).



Сохраняется субширотное простирание июльских изотерм, при этом они проходят практически перпендикулярно преобладающим северо-западным ветрам (рис. 3.3.3). Тем самым наиболее теплая часть области сейчас – юго-восточная (менее подверженная адвекции с Атлантики, воздушные массы над которой летом холоднее, чем над Русской равниной). Фактор снижения температуры с ростом абсолютной высоты – на Среднерусской возвышенности – летом менее значителен, чем в зимний период.

Сравнивая современные (рис. 4.3.3) и средние данные по осадкам [23], можно отметить некоторые изменения. Во-первых, годовая сумма осадков возросла в среднем примерно на 100 мм. Во-вторых, – и это еще более существенно – рязанский участок Среднерусской возвышенности в середине ХХ в. отличался количеством осадков, близким к максимальному, тогда как сейчас это место является одним из самых сухих на территории Рязанской области. Это говорит об усилении роли Среднерусской возвышенности, как барьера на пути прохождения влажных воздушных масс, вследствие усиления интенсивности западного переноса. Высокие среднегодовые осадки на территории возвышенности и сейчас отмечаются, но – в пределах Тульской области на наветренном склоне (рис. 4.3.3). «Барьерный эффект» проявляется и на восточной периферии Ковров-Касимовского плато, гораздо меньшего по относительной высоте и площади, чем Среднерусская возвышенность. Столь существенная трансформация пространственной картины увлажнения свидетельствует о масштабности наблюдаемых климатических изменений, которые отнюдь не ограничиваются простыми колебаниями около средних величин. 





Рис. 4.3.3. Картосхема годового количества осадков (2001-2003 гг).



На рис. 5.3.3 изображены графики количества осадков за год по данным шести метеостанций Рязанской области. Можно видеть, что максимум осадков выпадает в мае – июне, что собственно и характерно для умеренно-континентального пояса. Однако появляются еще два максимума, выраженных не столь сильно: в январе – феврале и начале осени. 

	


	Рис. 5.3.3 Количество осадков за 2001 – 2003 год по месяцам

	

Так как осадки зимой, в основном зависят от влажных воздушных масс, идущих с Атлантики, то появление зимнего максимума осадков может свидетельствовать об увеличении интенсивности западного переноса. Осенний максимум связан с активизацией циклонов.

По сравнению с серединой XX века возрос коэффициент увлажнения (соотношение осадков и испаряемости), отражающий наиболее фундаментальные климатические закономерности. Существенно изменились и его пространственные особенности. Если раньше юг и юго-восток Рязанской области характеризовались недостаточным увлажнением (лесостепная зона), то сейчас на большей части территории области увлажнение достаточное и избыточное (рис. 6.3.3). 

Исключением является крайний юго-запад территории (Кувл<1), который и представляет собой современный рефугиум «лесостепного климата» в барьерной тени Среднерусской возвышенности. На востоке Ковров-Касимовского плато Кувл также снижается, но менее значительно вследствие меньших ресурсов тепла.


















	

	

Рис. 6.3.3. Картосхема коэффициента увлажнения Высоцкого – Иванова (данные 2001 – 2003 гг.)



С севера на юг происходит рост суммы биологически активных температур, не считая юго-западной части области, где происходит некоторое снижение величины (рис.7.3.3 (а)). 





	а)	б)

Рис.7.3.3. Картосхема суммы биологически активных температур (2001 – 2003 гг.) (а) и продолжительности вегетационного периода (2001 – 2003) (б)



В северной части области данный параметр составляет около 24000С, а в южной – 25400С. При этом необходимо отметить, что еще в источниках [1,3] данная величина имела следующие значения: на севере сумма биологически активных температур составляла 2150 – 22000С, а к югу увеличивалась всего лишь до 2300 – 23500С. Таким образом, произошло увеличение суммы активных температур на 200 – 2500С. Увеличилась и продолжительность вегетационного периода (рис. 7.3.3 (б)): на севере области от 134 до 144 дней, на юге – от 145 – 147 дней до 150 – 152. Таким образом, пространственная неоднородность климатических параметров в пределах Рязанской области обусловлена зональными (солнечная радиация, западный перенос воздушных масс) и азональными (прежде всего, рельеф) факторами, которые в той или иной мере взаимодействуют друг с другом и способствуют усилению или ослаблению климатических характеристик.



	Общий обзор наиболее существенных изменений регионального климата, произошедших к началу XXI века



Колебания климата и его изменчивость всегда оказывали определенное влияние на природные процессы и развитие общества. Во второй половине XX века стало очевидно, что общая климатическая ситуация меняется гораздо быстрее, чем в прежние времена, как в среднем по миру, так и внутри отдельных регионов. Рязанская область не является исключением. Проведенные расчеты позволили выявить следующее:

	к 2003 году по сравнению с 1886 годом произошло повышение среднегодовой температуры более чем на 10C. При этом на протяжении XX века можно выделить периоды относительного потепления и похолодания климата, которые в принципиальных чертах совпадают с аналогичными периодами, установленными при анализе глобальной климатической динамики [8]. Если сравнить между собой периоды относительного потепления климата, можно придти к выводу, что наиболее интенсивное повышение температуры наблюдается в последнее время (коэффициент линейного тренда составил 0,40С/10 лет, тогда как в первую половину ХХ века – 0,030С/10 лет). Рост температур происходит за счет увеличения зимних температур (+50С) и некоторого снижения летних (до конца XX века). С начала XXI века наблюдается рост летних температур (+ 2 – 30С). При этом продолжительность периода со среднесуточными температурами ниже –100С и их годовая сумма наиболее резко снижались также в последние 30-35 лет. Сохранилось субширотное простирание изотерм; 

	на протяжении XX века также наблюдался рост количества осадков. По сравнению с 1886 годом количество осадков возросло на 100 мм, главным образом за счет осадков теплого периода. При этом усилилась роль Среднерусской возвышенности как барьера на пути прохождения воздушных масс. Кроме характерного для умеренно-континентального климата максимума осадков в мае – июне, появилось еще два слабо выраженных максимума в январе – феврале и начале осени; 

	произошло снижение среднегодовой амплитуды температур и, как следствие, коэффициент континентальности Хромова снизился на 1,5%.

	по сравнению с концом XIX – началом XX вв. снизилась по модулю сумма температур ниже -100C, а также сумма активных температур, что скорее всего связано с ростом циклонической активности. Однако в последние три десятилетия наблюдается рост последней величины (кроме юго-запада области). Он составил 200 – 2500С. Произошло уменьшение продолжительности периода с суммой температур ниже -100C и увеличение продолжительности периода с суммой активных температур. Сумма температур выше +150C также снизилась по сравнению с 1886 годом. Отмеченные изменения, предположительно, непосредственно связаны со снижением индекса континентальности климата;

	по сравнению с 1965 годом увеличился коэффициент увлажнения;

	возросла продолжительность вегетационного периода на 5 – 10 дней.


ГЛАВА 4. Связь региональных климатических изменений с функционированием и эволюцией ландшафтов



4.1 Сток, биопродуктивность и почвообразование – важнейшие интегральные характеристики ландшафтов



Временные изменения природных режимов характеризуются разной степенью упорядоченности. Наряду с хаотическими колебаниями присутствуют и регулярные. Знание временной упорядоченности используется при прогнозировании природных процессов, в том числе неблагоприятных. Также эта информация позволяет изучить отклик различных природных компонентов на современные климатические изменения. В данном случае речной сток является наиболее доступным для изучения. Он также позволяет реконструировать влияние климата на другие компоненты, выявить цикличность такого влияния и закономерные тенденции. Изучение данных тенденций – способ изучения наиболее глубинных основ организации любых систем.

Биологическая продуктивность – одна из важнейших характеристик ландшафта. Обычно, чем выше биопродуктивность, тем устойчивее экосистемы и ландшафт в целом. Поэтому продуктивность, которая выражает совокупность природных и антропогенных влияний на экосистемы, часто используют в качестве интегрального показателя состояния ландшафта.

Докучаев В.В. называл почвы «зеркалом ландшафта», подчёркивая таким образом, что почвенный покров является зависимым компонентом биогеоэкосистем, в то время как элементы ландшафта – ведущим фактором. Тем не менее, почвы вносят огромный вклад в общее функционирование геосистем (поглощение, отражение, рассеивание поступающих в систему веществ и энергии).

4.2 Анализ физико-географических условий формирования стока на территории Рязанской области



Условия формирования стока оценивались нами по данным о стоке шести рек, протекающих по территории Рязанской области: Ока, Гусь, Пёт, Истья, Мокша и Проня. Для расчетов использовались данные, начиная с 1970 года, для того, чтобы оценить влияние современной климатической динамики на изменение годового стока. По М. И. Будыко именно начало 1970-х гг. является объективной границей, подтвержденной глобальными наблюдениями.

Для вышеперечисленных рек были рассчитаны площади бассейнов выше створов водомерных постов (Ока – с. Половское, Гусь – д. Мелюшево, Истья – д. Поповичи, Пёт – с. Потапьево, Мокша – с. Шевали-Майданы, Проня – д. Быково). Результаты расчетов приведены в таблице 3.



Таблица 3. Площади бассейнов рек выше створов водомерных постов

Река

S бассейна, км2

Ока

95312,5

Гусь

1452

Истья

836

Пёт

641,2

Мокша

26250

Проня

3656



Истья берет начало на восточной периферии Среднерусской возвышенности и охватывает два различных природных региона с большим участием Окско–Донской равнины.

Исток Прони находится на восточном склоне Среднерусской возвышенности, а геометрический центр бассейна реки к востоку от города Михайлова, но также в пределах данной макроформы рельефа.

Геометрический центр бассейна реки Гусь находится на границе Рязанской и Владимирской областей. Бассейн реки Гусь характеризуется низкой контрастностью рельефа и высокой облесенностью, причем гидромелиоративная преобразованность сравнительно невысока. В целом сохраняются естественные условия формирования стока. Наименее трансформирован.

Для Пёта, берущего начало на Окско-Цнинском валу, характерно высокое разнообразие природных условий. Коренными породами являются глины и известняки. Распаханность бассейна меняется от почти сплошной до полного отсутствия. Продольные профили притоков Пёта не выработаны, сохранились пороги. В пределах бассейна Пёта местами развиты карстовые процессы.

Мокша также объединяет различные по природным особенностям территории, начинаясь на западном склоне Приволжской возвышенности, протекает через территорию Пензенской области, республики Мордовия. Распаханность при этом также существенно меняется: в верховьях она достаточно высока, в среднем течении менее значительна. В качестве коренных пород в верховьях выступают известняки, в среднем течении – юрские глины. На некоторых участках течение зарегулировано плотинами малых ГЭС.

Ока берет начало в центральной части Среднерусской возвышенности на границе Орловской и Курской областей. Геометрический центр бассейна реки находится в пределах Калужской области, на западном склоне Среднерусской возвышенности, который в современных условиях является аккумулятором осадков, приходящих с Атлантического океана, тогда как восточный склон характеризуется существенно меньшим их количеством, что обусловливает различия между Окой и Проней.

Юг и юго-восток Рязанской области занимает территория, где не проводится непосредственных гидрологических измерений.

Также был рассчитан объем стока за год, его минимальные, максимальные и средние значения за 1970 – 2006 годы (таблица 4).


Таблица 4. Показатели стока для рек Рязанской области за период 1970 – 2006 

Река

min

max

среднее

Ока

12,2 (1975)

27,2 (1994)

18,96

Гусь

0,12 (1984)

0,39 (1994)

0,26

Истья

0,04 (1975)

0,17 (1981, 1985, 1999, 2005)

0,12

Пёт

0,035 (1989)

0,206 (1995)

0,12

Мокша

1,61 (1984)

7,35 (1979)

3,75

Проня

0,17 (1989)

0,91 (1994)

0,44



4.3 Региональные гидроклиматические взаимосвязи



Закономерности взаимосвязи стока различных рек. Основными факторами являются: близость расположения рек и площадь их бассейнов (рис. 1.4.3).





Рис. 1.4.3. Коэффициент корреляции многолетней динамики стока Оки и других изучаемых рек


Исходя из рис. 1.4.3, чем больше площади бассейнов и чем ближе они расположены, тем больше коэффициент корреляции многолетней динамики стока. Согласно исследованию ученых Института географии АН, в пределах 500 км коэффициент корреляции составляет не менее 0,7 у сопоставимых по площади бассейнов. Если расстояние между бассейнами составляет 1000 км, то коэффициент убывает и даже становится отрицательным, 1500 км – вновь положительный коэффициент, что, по-видимому, обусловлено характерным размером барических систем – циклонов и антициклонов. Таким образом, пространственная взаимосвязь стока в значительной степени определяется атмосферной циркуляцией, следовательно, территориальная близость весьма важна.

Модуль стока. Объем воды, проходящий через живое сечение реки за год, является важной величиной, но информативность ее ограничена. Более географичным является показатель, характеризующий интенсивность того или иного процесса, например, интенсивность водообмена (см. приложение 8). Таким показателем является модуль стока (л*сек/км2). 



а) 

б) 

Рис. 2.4.3. Распределение средней величины модуля стока по территории Рязанской области за период: а) 1970 – 2006; б) 1990 – 2006

				 < 4,0	 4,5 – 5,0	5,5 – 6,0



			4,0 – 4,5	 5,0 – 5,5	> 6,0



Как показано на рисунке 2.4.3 (а), модуль стока зависит и от климатических, и от геолого-геоморфологических факторов. Максимальных величин данный показатель достигает на западном склоне Среднерусской возвышенности и северо-западной Мещере. На востоке возвышенности, в бассейне Прони он существенно меньше, что связано, по нашему мнению, не только с меньшим количеством осадков (рис 4.3.3), но и с запитыванием поверхностными водами Прони горизонтов подземных вод, приуроченных к известнякам. Характер падения известняков и морфология долины Прони весьма способствует подобным утечкам поверхностных вод. То же можно сказать и про сток Истьи.

Модуль стока Мокши, бассейн которой в значительной степени находится в пределах более континентальных районов Русской равнины достаточно близок к минимальным значениям. 

Поверхностный сток с Окско-Цнинского вала и Мещеры близок к максимальным значениям. Этому способствует высокое количество осадков на северо-востоке региона (рис. 4.3.3) и выпуклая конфигурация кровли коренных пород Окско-Цнинского вала. 

Если сопоставить данные рисунка 2.4.3 (а) с данными по последним 15 годам (рис. 2.4.3 (б)), когда эффект потепления и увлажнения климата проявляется особенно четко, можно отметить рост модулей стока рек, который в той или иной степени проявляется почти везде, кроме бассейна Мокши. Особенно значительно увеличение модуля стока в северной части Мещеры и западе Среднерусской возвышенности. В данном обстоятельстве проявляется нарастание контрастности климата Русской равнины в условиях роста интенсивности западного переноса (запад – все более увлажнен, восток – проявляется аридизация). Причиной может служить увеличение количества осадков, однако рост температуры способен нивелировать данное увеличение. 

Для всех рек, за исключением Мокши, характерно увеличение модуля стока во времени (таблица 5).



Таблица 5. Линейный тренд модуля стока в разные десятилетия

Река

1970-1979

1980-1989

1990-1999

1997-2006

Ока

-0,2

-1,8

-0,6

0,8

Гусь

3,2

-2,5

0

1,4

Пет

-

-5

1,5

3,4

Проня

0,8

-2,2

1

2,9

Истья

-0,4

-3

1,9

0,8

Мокша

3,4

-4

1,1

1



Модули стока – такие показатели, которые позволяют количественно охарактеризовать различия между изучаемыми бассейнами и степень значимости этих различий. Для этого был использован метод дисперсионного анализа, смысл которого заключается в том, чтобы сгруппировать данные, например, модули стока рек по различным бассейнам, и оценить степень значимости имеющихся различий на основании сравнения дисперсии, то есть величин колебания модуля стока от года к году. Данный метод ценен тем, что даже при одинаковых средних модулях, но существенно различающихся дисперсиях, фиксируются различия между группами, поскольку в данном случае действительно имеют место различные природные режимы. Анализ только средних величин не позволяет зафиксировать имеющиеся в реальности различия.



Таблица 6. Результаты оценки значимости различий модуля поверхностного стока по бассейнам

Группы бассейнов

Значимость

Вероятность ошибки

1) Ока, Гусь, Пёт, Проня, Истья, Мокша

21,8%

< 0,001

2) Гусь, Пёт, Проня, Истья, Мокша

14,5%

< 0,001

3) Гусь, Проня, Истья, Мокша

15,0%

< 0,001

4) Гусь, Истья, Мокша

11,8%

0,004

5) Истья, Мокша

-

0,804



Результаты расчетов, приведенные в таблице 6, показывают, что значимость позиционного фактора в целом невелика и составляет в большинстве случаев менее 20%, а остальные 80% следует отнести на счет климатической нивелировки и различных случайных факторов.

Наибольшая значимость различий наблюдается при присутствии дисперсии комплексных данных по Оке, как реке, имеющей множество специфических особенностей формирования стока: Ока формирует свой сток за пределами Рязанской области, в том числе под влиянием Московского региона и обладает значительной водностью.

Внутри региона различия измеряются 15% и менее, причем исключение из комплексов данных по Среднерусской возвышенности снижает различия до 12%, а исключение данных по Мещере и учет рек только Окско-Донской равнины вообще делает различия незначительными. Это подтверждает литературные данные о принципиальных различиях поверхностного стока в пределах основных морфоструктур Русской равнины и свидетельствует о том, что ведущий фактор подобных различий в пределах небольших регионов – геолого-геоморфологический, даже при таком сравнительно малоконтрастном рельефе, как в Рязанской области.

Коэффициенты вариации. Согласно известным закономерностям, коэффициент вариации является показателем либо мощности самой системы (применительно к нашим объектам – показателем интенсивности водообмена), либо масштабов влияния внешних факторов на систему. Зачастую оба обстоятельства действуют совместно. Внешними факторами в нашем случае могут быть колебания климата, различия в геолого-геоморфологических условиях в бассейнах, неоднородность хозяйственного освоения, особенно гидротехническое строительство.

Результаты расчетов коэффициентов вариации приведены в таблице 7.



Таблица 7. Коэффициенты вариации гидрометеорологических характеристик

Реки

Показатель

Ока

Истья

Проня

Пёт

Мокша

Гусь

Модуль стока

19,7%

20,3%

44,0%

43,5%

39%

29,5%



м/с Павелец

м/с Елатьма

Осадки

16,67%

16,61%



Они свидетельствуют о существенно меньших колебаниях атмосферных осадков по сравнению со стоком. В этом находит подтверждение принцип изменчивости функций геосистем, которому Дьяконов К. Н. придает статус ландшафтного закона. Согласно данному принципу в любой геосистеме колебания внешних факторов меньше, чем собственных параметров на выходе, то есть временная изменчивость осадков меньше, чем параметра на выходе – стока.

В бассейнах высшего порядка происходит взаимная компенсация колебаний стока, следовательно, коэффициент вариации вновь снижается, но даже для Оки он не достигает столь низких значений, которые свойственны осадкам.

Принцип изменчивости функций объясняется внутренней сложностью системы, когда многократно передающийся импульс от компонента к компоненту увеличивает «шум», а трение расстояния – специфика любой пространственной системы – дополнительно снижает стабильность системы. Все это наблюдается в изучаемых бассейнах, особенно в тех из них, которые отличаются внутренним разнообразием природных условий (Мокша, Пёт). Максимума этот показатель достигает у Прони, так как наряду с разнообразием условий бассейн данной реки приурочен к возвышенности, где интенсивность водообмена повышена, а также имеются два водохранилища. Для Прони характерна совокупность факторов, наиболее благоприятствующая росту временных колебаний стока. Это как факторы мощности системы, так и факторы внешних воздействий.

Временные колебания осадков в Павельце несколько выше, чем в Елатьме. Колебание внешних воздействий по осадкам также высоко.

Анализ влияния климатических факторов на речной сток. Согласно данным литературы наиболее значимо речной сток зависит от колебаний осадков, в первую очередь, зимнего периода. Меньшее значение имеют метеоусловия теплого времени, так как реки переходят на автономный режим питания, а осадки подвергаются испарению и транспирации. 

В случае близкого расположения к поверхности грунтовых вод возможно их испарение и снижение стока, но такие процессы характерны для более юго-восточных районов и для Рязанской области это в целом нетипично.

Важное влияние на сток могут оказывать метеоусловия переходных сезонов, в первую очередь апреля и октября, так как именно в данное время осуществляется подпитка грунтовых вод.

В случае интенсивного перевода поверхностного стока в подземный в данном сезоне среднегодовой сток будет более стабильным. Причем особую значимость для стока имеют условия предшествующего сезона. 

Для установления связи стока с климатическими факторами использовались суммы осадков теплого (май - сентябрь), холодного (ноябрь – март) периодов, средняя температура за указанный период, температура и осадки апреля и октября.

Расчет производился для бассейнов рек Гусь и Проня, как бассейнов, ближайших к метеостанциям, по которым имеется наиболее полный ряд данных – Елатьма и Павелец. Использовался метод пошаговой регрессии с постепенной выбраковкой факторов, влияние которых на результат незначимо (см. пункт 2.3).

В ходе анализа рассчитывался также коэффициент детерминации – R2, характеризующий степень адекватности уравнения, реальных данных и вероятность ошибки (приемлемый уровень ошибки составляет 0,05 (5%)).

Результаты представлены в таблице 8. Факторы в приведенных зависимостях перечислены в порядке убывания их значимости независимо от характера их влияния (знак коэффициента).



Таблица 8. Связь стока с климатическими параметрами по результатам регрессионного анализа

Объект

Уравнение зависимости

R2



Бассейн

р. Гусь

Y = -0,129 + 0,089ОСХП +0,063ОСо + 0,022ОСТП – 0,012ТХП

0,338

0,015



Бассейн

р. Проня

Y = 0,269 + 0,260ОСХП – 0,031ТХП – 0,030ТТП – 0,024То-пред

0,389

0,013



Примечание: ОСХП, ОСТП и ОСо – осадки соответственно холодного периода (ноябрь – март), теплого периода (май – сентябрь) и октября данного года, в сотнях мм; ТХП, ТТП и То-пред - температура соответственно холодного, теплого периодов и октября предыдущего года, в 0С;  - уровень значимости.



Для Гуся наиболее значимыми оказались осадки холодного периода и осадки октября предшествующего года, что вполне закономерно. Однако достаточно значимой является роль осадков теплого периода (увеличивают сток реки Гусь). Таким образом, в условиях Мещеры вполне возможно достаточно интенсивное дождевое питание рек. В этой связи выглядит закономерным то, что модуль стока увеличивается наиболее интенсивно именно в Мещере, поскольку и осадки увеличиваются осенью и зимой. Сток реки Гусь зависит и от температуры холодного периода (чем ниже температура, тем сильнее промерзает почва, тем лучше условия для весеннего стока, следовательно, коэффициент отрицательный). Однако данная взаимосвязь наиболее слабая. Таким образом, сток реки гусь зависит главным образом от осадков.

Для Прони максимального значения коэффициент достигает также для осадков холодного периода, но роль данного фактора на порядок более значительна, чем для Мещерских рек (развитие эрозионного рельефа). Также существенно увеличивается влияние температуры холодного периода на сток Прони. В числе факторов появляется температура теплого периода и температура октября предшествующего года (в обоих случаях зависимость отрицательная).

Таким образом, для Прони, расположенной южнее, значительную роль играет фактор испарения, что способствует снижению среднегодового стока. Для реки Гусь роль фактора испарения практически не проявлялась.

Бассейн Прони, расположенный в условиях практически полной распаханности и, кроме того, на возвышенности, характеризуется зависимостью стока от зимнего промерзания почвы, поэтому влияние зимних температур для Прони существенно выше, чем для Гуся, где в условиях преобладания лесной растительности, почва может вообще не промерзать.

Таким образом, различия в уровнях зависимости стока от климатических параметров определяются как зональными различиями, так и геолого-геоморфологическими факторами, причем последние, по нашему мнению, в целом преобладают. Также проявляется влияние хозяйственной деятельности.

Сравнение величин коэффициентов при осадках и температуре позволило заключить, что отклик поверхностного стока на колебания осадков в 7 – 9 раз более значителен, чем на изменение температуры. Предположительно в последние годы увеличивается роль температурного фактора в формировании поверхностного стока.

Остатки от уровня регрессии характеризуют степени стационарности во времени процесса стока. При анализе можно выявить годы, существенно отличающиеся от других по факторам формирования стока, когда на него влияли неучитываемые внешние воздействия. Наличие тренда в остатках свидетельствует о направленном изменении стока во времени.

Анализ остатков от уравнений, рассчитанных для Гуся и Прони, свидетельствует о наличии значимого положительного тренда, то есть о закономерном росте стока, что подтверждают и другие методы исследования. Хорошо заметно, что положительные аномалии «группировались» в основном в 90-е годы. Современная динамика, то есть динамика в первые годы XXI века пока еще не установлена. Возможно, многоводные годы сменятся маловодными.

Характер колебания остатков во времени содержит информацию о характере устойчивости систем водосборов, в частности, опираясь на данные Пузаченко Ю. Г. [8], можно сделать вывод, что процессы в бассейне реки Гусь соответствуют так называемой модели Лапласа (значительная роль циклических автоколебаний). График остатков для Прони больше соответствует модели Пуассона. Различия в данных моделях сводятся к разным скоростям процессов и различиям в эффективности саморегуляции.

Модель Пуассона характеризует малостационарный процесс с интенсивным нарастанием и практически полным отсутствием внутренних стабилизирующих факторов. В результате резко возрастают случайные колебания с большой амплитудой. По нашему мнению, это обусловлено особенностями рельефа Среднерусской возвышенности, который способствует высоким скоростям движения воды как при таянии снега или дождевом стоке, так и при стекании воды по руслам рек. Более равнинный рельеф Мещеры, даже при отсутствии водоупора – юрских глин, способствует стабилизации процессов стока.

Итогом анализа особенностей формирования стока бассейнов рек является классификация водотоков на основе мер связности их гидрологических режимов (рис. 3.4.3). Четко выделяется две группы бассейнов: реки Мещеры и Окско-Донской равнины (Гусь, Пёт, Мокша) и реки более возвышенной территории (Истья, Проня, Ока). Внутри каждой группы прослеживается весьма тесная взаимосвязь. Это происходит из-за сходства природных условий формирования стока. Связь между группами выражена слабее, но также довольно значительна (коэффициент корреляции составляет 0,676). Это связано с близостью расположения бассейнов, что обусловливает сходство климатических параметров.





Рис. 3.4.3. Классификация водотоков Рязанской области на основе мер связности их гидрологических режимов

4.4 Климат как фактор динамики региональных экосистем



Как известно, 1990-е годы признаны самыми теплыми за последние 100 лет, и за последние 1000 лет. Изменения климатических условий за последние десятилетия оказывают значительное влияние на динамику экосистем.

Рассмотрим, как данные изменения повлияли на сельское хозяйство. Ю.А. Израэль и О.Д. Сиротенко была рассчитана динамика урожайности яровых зерновых культур в Ставропольском крае. Выяснилось, что климатообусловленная урожайность последних 20 лет увеличилась на 30% по сравнению с аналогичным по продолжительности периодом в середине прошлого века. Обеспеченность урожаев, превышающих 2 т/га, повысилась при этом более чем в пять раз. Также заметно увеличились влагозапасы метрового слоя почвы в июле на европейской территории России.

Согласно рассматриваемым в [11] сценариям на территории России с развитым сельским хозяйством ожидается увеличение осадков до 20 – 30% как зимой, так и летом. Температура зимнего периода будет расти быстрей, чем температура воздуха в теплый период года.

При глобальном потеплении существенно изменится физико-географическая зональность территории. Резко сократится площадь полярно-тундровой зоны – в европейской части России тундра должна практически исчезнуть. Значительно сократится и зона тайги, но пояс широколиственных лесов, занимающий сейчас сравнительно небольшую площадь, при потеплении образует сплошную широтную зону от западной границы страны до Тихого океана. Степная и лесостепная зона также расширится и продвинется на север до южных границ Московской области.

Однако при интерпретации подобных данных необходимо проявлять осторожность, учитывая, что эти модели отражают лишь необходимые, но не достаточные условия смены растительного покрова.

Анализ классического показателя теплообеспеченности растений – суммы температур воздуха за период с температурой выше 100С выявил, что северная граница земледелия, совпадающая с изолинией сумм, равной 10000С, к середине текущего столетия достигнет побережья Белого и Карского морей, т. е. почти вся европейская территория России станет пригодной для земледелия.

Изолиния сумм температур 22000С определяет северную границу территории, где в 90%лет могут созревать ранние сорта кукурузы, т.е. возможно интенсивное земледелие. Более того, в России появятся территории с суммами температур, превышающими 3400 – 36000С, где может быть создана база субтропического земледелия (хлопчатник, цитрусовые и др. теплолюбивые культуры).

При потеплении климата земельные ресурсы для интенсивного сельского хозяйства возрастут в 1,5 раза, а биологическая продуктивность земель в среднем на 25 – 30%.

Рассмотрим для Рязанской области изменение таких параметров как суммарная солнечная радиация, гидротермический коэффициент Селянинова, первичная биопродуктивность ландшафтов. 

На рисунке 1.4.4 изображено изменение годовой суммарной радиации по данным метеостанций Павелец и Елатьма. Как видно, за период с 1936 по 2003 произошло некоторое снижение данного показателя на величину, примерно равную 90 – 100 МДж/м2. Этому способствовало усиление влияния Атлантики, а именно рост количества циклонов. Максимум же наблюдался в конце 30-х гг. за счет устойчивой антициклональной погоды, формировавшейся вследствие закономерной эволюции форм циркуляции атмосферы в северном полушарии. Распространение на европейскую территорию отрогов Азорского максимума и Азиатского антициклона было необходимым и закономерным этапом этой эволюции [10]. В последние годы вновь наблюдается рост данного показателя, однако он не достиг уровня конца 30-х гг. XX века. 



Рис.1.4.4. Изменение годовой суммарной радиации за период с 1936 по 2003 годы



Также нами был рассчитан гидротермический коэффициент Селянинова (рис. 2.4.4) – «коэффициент увлажнения вегетационного периода» – характеризует сбалансированность ресурсов тепла и влаги в период активной вегетации. Он позволяет дать приближенную оценку благоприятности климата для сельскохозяйственных культур. По данным большинства авторов, максимальные урожаи зерновых отмечаются при ГТК=1,2; значения свыше 2,0 свидетельствуют о значительном переувлажнении (наблюдалось в 1978, 1990, 1993); ГТК менее 0,6 соответствует сильной и очень сильной засухе (отмечалась в области повсеместно в 1936, 1938, 1972 гг., в 1981 и 2002 гг. – только в Мещере). Анализ динамики ГТК показывает, что происходящие изменения направлены в сторону оптимизации увлажнения: тенденция к переувлажнению 1970-1980-х гг. сейчас не проявляется, а среднее значение ГТК за период «глобального потепления» (начиная с 1970 г.) практически точно составляет – на севере и на юге области – «оптимальное» значение 1,2 (против 1,0 в середине ХХ в.). Этим, в частности, можно объяснить высокие урожаи прошлых лет на территории Рязанской области.



Рис. 2.4.4. Изменение гидротермического коэффициента Селянинова по данным метеостанций Павелец и Елатьма



В таблице 9 охарактеризованы вековые изменения климатических условий функционирования различных растительных сообществ. Из таблтцы следует что наблюдаемая климатическая динамика отличается прежде всего сопряженным ростом ресурсов тепла и влаги («термогумидным трендом»), причем происходят не просто изменения средних значений метеоэлементов, но существенные климатические сдвиги, способные в будущем повлиять на границы природных зон. 

В частности, климатическая ситуация в начале XX века в Елатьме благоприятствовала развитию там хвойно-широколиственных подтаежных лесов. В настоящее время возрастание суммы активных температур до 23800С, а количества осадков примерно до 700 мм пока еще не препятствует функционированию подтаежных геосистем, но обеспечивает возможность существования дубово-осиновых лесов и остепненных сосняков. 


Таблица 9. Изменения условий существования растительных сообществ в Рязанской области в связи с климатической динамикой (с 1930-х гг. по начало XXI в.)

Район метео-станции

 Период

Средние значения:

Возможность существования сообществ:







r, мм

хвойных и смешанных лесов

широколиственных лесов, лесостепи, степи

Павелец

1936-1940

2493

412

-

Типчаково-ковыльные засушливые степи



1936-1969

2315

464

-

Луговые степи



1970-2003

2295

546

Остепненные сосняки, дубово-сосновые неостепненные леса (приуральские)

Луговые степи, дубово-осиновые леса



2001-2003

2439

562

Остепненные сосняки, дубово-сосновые неостепненные леса (приуральские)

Луговые степи, дубово-осиновые леса, восточноевропейские дубравы

Елатьма

1886-1935

2319

572

Остепненные сосняки, дубово-сосновые неостепненные леса (приуральские)

Луговые степи, дубово-осиновые леса



1936-1940

2455

405

-

Типчаково-ковыльные засушливые степи



1936-1969

2288

516

Остепненные сосняки

Луговые степи, дубово-осиновые леса



1970-2003

2295

640

Остепненные сосняки, дубово-сосновые неостепненные леса (приуральские)

Луговые степи, дубово-осиновые леса, восточноевропейские дубравы



2001-2003

2381

688

Дубово-сосновые неостепненные леса (приуральские)

Луговые степи, дубово-осиновые леса, восточноевропейские дубравы, грабово-дубовые мезофильные леса



Дальнейший рост суммы биологически активных температур при возрастании или сохранении уровня осадков будет способствовать переходу данной территории в состав зоны широколиственных лесов. 

На юге области нет принципиальных различий между направлением развития сообществ Окско-Донской равнины (район Ряжска) и Среднерусской возвышенности (район Павельца). Климатические условия прошлых десятилетий соответствовали параметрам, свойственным северной границе лесостепи. Тенденция к одновременному росту температуры и увлажнения не исключает пока возможности развития луговых степей, но все же более благоприятна для существования восточно-европейских дубрав. Согласно вышеуказанным данным в будущем наиболее вероятно ожидать увеличения количества осадков во всем Центральном регионе России в независимости от особенностей рельефа в соответствии с климатическими аналогами оптимумов голоцена и микулинского межледниковья. В этих условиях в развитии геосистем юга Рязанской области появляется еще один возможный вариант – складывание условий для распространения грабово-дубовых лесов, характерных сейчас для более юго–западных регионов.

Таким образом, современные климатические процессы во многом укладываются в тенденции, характерные для их палеоаналогов, что весьма существенно для процессов зональной динамики. По ряду параметров текущие процессы более значительны, чем в климатический оптимум голоцена.

Необходимо подчеркнуть, что скорость климатических изменений на 1 – 2 порядка выше реальной скорости динамики природных зон, поэтому реальный сдвиг зональных границ возможен лишь при сохранении устойчивой тенденции современных изменений на протяжении нескольких десятилетий. Однако существуют указания на то, что к 2030-м гг. в процессе «глобального потепления» произойдет переход к термоаридному тренду (по правилу Воейкова: «тепло на севере – сухо на юге»), и процессы начнут развиваться по неблагоприятному сценарию.

Видовая структура сообществ – достаточно консервативный параметр, откликающийся на климатические изменения со значительным запаздыванием, в отличие от первичной биопродуктивности. Как следует из данных рисунка 3.4.4, начиная с середины XX века, наблюдается значительный рост продуктивности зональных сообществ, наиболее значительный в ландшафтах Мещеры. При этом в настоящее время прирост достиг значений, типичных для западноевропейских широколиственных лесов (12 – 14 т/га, что примерно на 1/3 выше зональной нормы).





Рис. 3.4.4. Динамика первичной биопродуктивности ландшафтов за период с 1936 по 2007 гг.



Вышеприведенные факты указывают на значимость происходящих климатических изменений, которые при сохранении существующих тенденций могут привести к серьезным изменениям в природной среде: усилению водообмена, росту биопродуктивности и в будущем – сдвигу границ природных зон.



4.5 Предполагаемые перспективы климатических изменений и сопряженных с ними преобразований ландшафтов



Региональный подход к оценке глобальных изменений правомерно рассматривается как один из ведущих методологических аспектов географической экологии, призванной решать глобальные экологические проблемы (Коломыц, 2003).

Анализ данных по Рязанской области позволил выявить отличия климатической ситуации во второй половине XX века и начале XXI века. 

Кроме того, был выявлен отклик на климатические изменения таких интегральных характеристик ландшафтов, как сток, биопродуктивность и почвообразование. 

Современная климатическая динамика (в частности рост количества осадков) привела к увеличению стока рек на территории Рязанской области.

Термогумидная направленность климатических изменений привела к изменению процессов почвообразования – гумидизации и наступлению леса на степь.

Наблюдается также консервация биопродуктивности на более высоком уровне.

Необходимо отметить, что отклик данных характеристик заметен только при действительно значимых климатических изменениях. Сохранение направленности климатических изменений может повлиять на видовую структуру сообществ, которая является более консервативным параметром. Возможно, что в недалеком будущем на территории Рязанской области будут преобладать широколиственные леса со значительным участием мелколиственных пород. 


ЗАКЛЮЧЕНИЕ



В результате проделанной работы было выявлено следующее:

1. За период с конца XIX в. по начало XXI в. произошло увеличение глобальной среднегодовой температуры примерно на 10С. При этом на протяжении рассматриваемого времени можно выделить периоды относительного потепления и похолодания. Наиболее интенсивный рост температуры наблюдается, начиная с начала 1970 гг. ( сейчас коэффициент линейного тренда составляет 0,40С/10 лет, тогда как в начале XX века он равнялся 0,030С/10 лет). Также возросло и количество осадков. Предполагаемой естественной причиной климатических изменений ученые считают изменение количества солнечной радиации, приходящей на верхнюю границу атмосферы в результате колебания солнечной постоянной, колебания радиации из-за изменений астрономических параметров земной орбиты или из-за ослабления радиации стратосферным аэрозолем после крупных вулканических извержений взрывного типа. Из антропогенных причин можно назвать увеличение концентрации углекислого газа и малых примесей в атмосфере, рост производства энергии, который приводит к дополнительному нагреванию атмосферного воздуха и другие.

В результате происходящих изменений уже можно выявить серьезные последствия. Так, например, это сокращение площади ледников (до 50% по сравнению с началом XX века) и уменьшение толщины морских льдов (на 1 – 2 м), изменение границ и толщины снежного покрова в умеренных и высоких широтах (смещение 00 изотермы на 120 км к северу), изменение структуры кораллов в тропических широтах (разрушение и изменение окраски), увеличение длины вегетационного периода на 7 – 10 дней, смещение сроков наступления сезонных явлений в жизни растений и животных (более ранние сроки наступления весенних явлений (на 6 – 8 дней) и более поздние – осенних (также на 6 – 8 дней), расширение границ ареалов растений и животных к северу. 

2. В течение рассматриваемого периода на территории Рязанской области также наблюдались климатические изменения. При этом периоды климатической динамики, которые можно выделить на протяжении XX века, в целом совпадают с аналогичными периодами, выделенными М. И. Будыко для мира (до середины 40-х гг. XX века – преимущественное потепление, относительное похолодание до конца 60-х гг. и новая фаза потепления с начала 70-х гг. по настоящее время). Нами было установлено, что за рассматриваемый период времени среднегодовая температура увеличилась более чем на 1,50С, зимние температуры в целом возросли на 50С, а летние снизились на 2 – 30С. Произошло увеличение количества осадков. Прирост составил около 100 мм. 

В связи со снижением среднегодовой амплитуды температур коэффициент Хромова снизился примерно на 1,5%.

По сравнению с началом XX века произошло снижение по модулю суммы температур ниже -100С (примерно на 2250С), а также некоторое уменьшение суммы активных температур (примерно на 500С). Снизилась продолжительность периода с суммой температур ниже -100C (на 18 дней) и увеличилась продолжительность периода с суммой активных температур (на 3 дня). Сумма температур выше +150C также снизилась по сравнению с 1886 годом.

3. На основе полученных нами данных можно выявить ряд отличий в современной климатической динамике на территории Рязанской области по сравнению с серединой XX века. В частности, летние температуры оказались на 2 – 30С выше среднемноголетних, однако данная тенденция характерна лишь для первых нескольких лет XXI века, не является устойчивой и была связана с засушливым периодом. Сейчас снова наблюдается обратный процесс – процесс снижения летних температур. Сохраняется субширотное простирание июльских изотерм, при этом они проходят практически перпендикулярно преобладающим северо-западным ветрам. 

Простирание январских изотерм в субмеридиональном простирании в целом сохраняется и в начале XXI века. При этом по сравнению с серединой прошлого столетия произошло увеличение средней температуры января примерно на 50С.

Количество осадков на Среднерусской возвышенности осталось практически неизменным, однако сейчас здесь расположен один из минимумов осадков, тогда как еще в конце 80-х гг. в этом районе отмечался один из их максимумов.

По нашим данным приблизительно на 200 – 2500С увеличились суммы активных температур. На 7 – 10 дней в среднем произошло увеличение длительности вегетационного периода.

По сравнению с 1965 годом примерно на 0,4 увеличился коэффициент увлажнения. Современные значения коэффициента увлажнения на территории Рязанской области почти повсеместно соответствуют северной периферии широколиственно-лесной и подтаежной природных зон.

4. Речной сток зависит как от климатических, так и от геолого-геоморфологических факторов. На основе полученных нами данных наиболее значимыми климатическими факторами для стока рек Рязанской области являются осадки, в первую очередь холодного периода, а также зимние температуры. Данные факторы могут значительно усиливаться, или наоборот ослабляться геолого-геоморфологическими факторами и хозяйственной деятельностью человека (например, бассейн Прони, расположенный в условиях практически полной распаханности и, кроме того, на возвышенности, характеризуется зависимостью стока от зимнего промерзания почвы, поэтому влияние зимних температур на сток тоже существенно увеличивается).

Сравнение величин регрессионных коэффициентов при осадках и температуре позволило заключить, что отклик поверхностного стока на колебания осадков в 7 – 9 раз более значителен, чем на изменение температуры. 

В целом на всей территории России суммарная годовая величина стока рек является устойчивой. Отклонения стока в отдельные годы невелики и за 21 год не превышают 9 – 10%. 

5. Климатическая динамика, наблюдаемая на территории Рязанской области, отличается сопряженным ростом ресурсов тепла и влаги («термогумидным трендом»). Проведенный нами анализ интенсивности происходящих изменений, а также вариационный анализ среднегодовой и зимней температур позволил придти к выводу, что происходят не просто изменения средних значений метеоэлементов, но существенные климатические сдвиги, способные в будущем повлиять на границы природных зон. Термогумидный тренд современного климата привел к многовариантности развития экосистем, к приближению климатических условий на территории области к более северным (по ресурсам увлажнения) и к более западным (по ресурсам тепла). При сохранении существующих тенденций через несколько десятилетий следует ожидать значимых изменений в природной среде: усилению водообмена, росту биопродуктивности и в будущем – сдвигу границ природных зон.


СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННОЙ ЛИТЕРАТУРЫ



		Агроклиматические условия Рязанской области. Под редакцией Крючкова М. М. Рязань, 1989. – 53 с. 

		Антропогенные изменения климата: Монография / М.И. Будыко и др./ Под редакцией М.И. Будыко, Ю.А. Израэля. – Л.: Гидрометеоиздат, 1987. – 407 с.

		Атлас Рязанской области – М., 1965. – 36 с.

		Атлас Рязанской области – М., 2006. – 72 с.

	Базилевич Н.И., Гребенщиков О.С., Тишков А.А. Географические закономерности структуры и функционирования экосистем. М., Наука, 1986.

		Бардин М.Ю. Изменчивость температуры воздуха над западными территориями России и сопредельными странами в XX веке. // Метеорология и гидрология. №8, 2002. с. 5 – 23.

		Борзенкова И.И. О природных индикаторах современного глобального потепления. // Метеорология и гидрология. №6, 1999. с. 98 – 109.

		Будыко М.И. Климат в прошлом и будущем. – Л.: ГМИ. 1980.

	Гирс А.А., Кондратович К. В. Методы долгосрочных прогнозов погоды. Л., Гидрометеоиздат, 1978. – 343 с.

		Глобальные и региональные изменения климата и их природные и социально-экономические последствия. Под редакцией Котлякова В. М., М., ГЕОС, 2000 г.

		Израэль Ю.А., Сиротенко О.Д. Моделирование влияния изменений климата на продуктивность сельского хозяйства России. //Метеорология и гидрология. №6, 2003. с. 5 – 17.

		Касаткина Е.А., Шумилов О.И., Канатьев А.Г. Проявления циклов солнечной активности в атмосфере Северной Атлантики и Европы. // Метеорология и гидрология. №1, 2006. с. 55 – 59.

		Коломыц Э.Г. Региональная модель глобальных изменений природной среды. М., Наука, 2003. – 371 с.

		Кондратьев С.А., Бовыкин И.В. Влияние возможных климатических изменений на гидрологический режим системы водосбор – озеро. // Метеорология и гидрология. №10, 2003. с. 86 – 96.

		Кренке А.Н., Чернавская М.М. Климатические экстремумы на территории России \\ Природа, №7, 2003 год, с. 62 – 66.

	Крыжов В.Н. Связь средних месячной, сезонной и годовой температур воздуха на севере России с индексами зональной циркуляции зимой. // Метеорология и гидрология. №2, 2003. с. 15 – 28.

		Логинов В.Ф. и др. Оценка вклада естественных и антропогенных факторов в изменчивость солнечной радиации на поверхности Земли. // Метеорология и гидрология. – 1983, №8. – С. 55-60.

		Лурье П.М., Панов В.Д. Влияние изменений климата на гидрологический режим р. Дон в начале XXI столетия. // Метеорология и гидрология. №4, 1999. с. 90 – 97.

		Мохов И.И., Хон В.Ч. Гидрологический режим в бассейнах сибирских рек: модельные оценки изменений в XXI веке. // Метеорология и гидрология. №8, 2002. с. 77 – 91.

		Национальный доклад по проблемам изменений климата. – М.,2002. – 29 с.

		Нестеров Е.С. О фазах североатлантического колебания. // Метеорология и гидрология. №1, 2003. с. 64 – 73.

		Оганесян В.В. Изменения климата Москвы с 1879по 2002 г. в значениях экстремумов температуры и осадков. // Метеорология и гидрология. №9. 2004. с. 31 – 37.

		Официальный сайт Федерального агентства лесного хозяйства Министерства сельского хозяйства Российской Федерации www.rosleshoz.gov.ru

		Природа Рязанского края: Монография / Кривцов В.А. и др. / Под ред. В.А. Кривцова; Ряз. гос. пед. ун–т им. С.А. Есенина. – Рязань, 2004. – 257 с.

	Природа Рязанской области: Монография/В.А. Кривцов и др./ Под редакцией В.А. Кривцова; Ряз. гос. ун-т им. С.А. Есенина. – Рязань, 2008. – 407 с.: ил.

	Пузаченко Ю.Г. Математические методы в экологических и географических исследованиях: Учебное пособие для студентов ВУЗов. – М.: «Академия», 2004 – 416 с.

		Семенов В.А., Семенова И.В. Антропогенные и климатические изменения гидрологического и гидрохимического режимов рек бассейна Верхней Оки. // Метеорология и гидрология. №10, 2003. с. 76 – 85.

		Соловьев А.Н. Биота и климат в XX столетии. Региональная фенология. – М.: Пасьва, 2005. – 288 с.: ил.

		Суркова Г.В. особенности глобальной циркуляции в период оптимума голоцена и позднеплейстоценового криохрона по данным моделей общей циркуляции атмосферы. // Метеорология и гидрология. №6, 2003. с. 18 – 31.

		Тобратов С.А., Хламцова О.В. К вопросу об изменениях климата Рязанской области за период инструментальных наблюдений. // Вопросы региональной географии и геоэкологии: Материалы Всероссийской научной конференции «Петр Петрович Семенов-Тян-Шанский и географическая наука: вопросы региональной географии: Межвузовский сборник научных трудов. / Отв. ред. В.А. Кривцов. – Рязань, 2007. – 279 с.


ПРИЛОЖЕНИЯ



Приложение 1



Среднегодовая температура, осадки, амплитуда температур и коэффициент Хромова по данным метеостанции Елатьма за период с 1886 по 2003 гг.



Год

Температура

Осадки

Амплитуда

Коэф. Хромова

1886

4,82

550,8

29,7

85,12%

1887

4,6

525,1

29,5

85,02%

1888

2,64

635,6

34,5

87,19%

1889

3,54

489,5

35,2

87,44%

1890

4,98

367,8

35,9

87,69%

1891

4,14

431,2

40,5

89,09%

1892

3,43

470,4

34,9

87,34%

1893

3,12

654,9

41,2

89,27%

1894

4,09

568

28,9

84,71%

1895

4,14

542,6

33,2

86,69%

1896

3,1

530,5

36,3

87,82%

1897

4,26

546,6

33,5

86,81%

1898

4,24

544,1

33,4

86,77%

1899

3,99

677,4

33,7

86,88%

1900

3,03

610,8

33,3

86,73%

1901

4,88

544,8

30,6

85,56%

1902

3,08

601,3

32,7

86,48%

1903

5,42

496,6

38,5

88,52%

1904

3,44

494

26,4

83,26%

1905

4,89

762,4

32,3

86,32%

1906

5,3

576,6

31,4

85,92%

1907

2,5

623,5

35,8

87,65%

1908

2,38

489,5

31,9

86,14%

1909

4,11

550,4

29,3

84,91%

1910

5,12

629,4

34,8

87,30%

1911

4,97

519,3

34

87,00%

1912

3,44

785,3

36,5

87,89%

1913

5,06

527,7

33,3

86,73%

1914

4,6

616,4

31,7

86,06%

1915

4,07

578,9

30

85,27%

1916

4,04

588,2

27,1

83,69%

1920

4,63

410,9

31,9

86,14%

1921



469,6





1922

4,44

689

30,8

85,65%

1923

4,17

755,2

31,3

85,88%

1924

3,89

429,8

32,4

86,36%

1925

5,46

883,3

26,7

83,45%

1926

3,19

685,8

30,2

85,36%

1927

3,34

690,4

35,1

87,41%

1928

3,43

606,8

30,6

85,56%

1929

3,22

524,7

39,9

88,92%

1930

4,84

527,8

32,1

86,23%

1931

3,59

594,9

37,6

88,24%

1932

5,31

456,6

36,5

87,89%

1933

2,79

486,3

38,1

88,40%

1934

4,84

481,4

31,4

85,92%

1935

4,71

662,1

29,2

84,86%

1936

5,3

406,6

36,9

88,02%

1937

5,2

356,1

31,5

85,97%

1938

5,75

395,6

35,7

87,62%

1939

4,29

444,4

31,3

85,88%

1940

3,39

416

41,1

89,25%

1941



510,4





1942

2,15

381,8

39,8

88,89%

1943

4,35

459,1

34

87,00%

1944

4,67

468

29,3

84,91%

1945

2,16

522,7

31,3

85,88%

1946

3,99

421,8

30,8

85,65%

1947

3,91

608,8

30,6

85,56%

1948

4,63

462,3

33,1

86,65%

1949

5,05

545,2

27,4

83,87%

1950

3,69

514,5

34,7

87,26%

1951

3,98

484,7

34,4

87,15%

1952

4,26

763,9

27,1

83,69%

1953

3,83

581,1

36,3

87,82%

1954

4,02

441,5

39,6

88,84%

1955

3,8

596,3

33,5

86,81%

1956

2,49

503,9

42

89,48%

1957

5,64

441,3

27,9

84,16%

1958

3,89

669,2

29

84,76%

1959

4,04

480

32,3

86,32%

1960

4,6

506,9

31,4

85,92%

1961

5,19

443,9

28,5

84,49%

1962

4,88

785,9

26,3

83,19%

1963

2,89

530,8

38,3

88,46%

1964

4,19

513,9

31,8

86,10%

1965

3,52

579,5

29,4

84,97%

1966

5,03

667,9

31,9

86,14%

1967

4,42

493,4

35,4

87,51%

1968

3,28

629,5

34,2

87,08%

1969

2,25

528,7

36,2

87,79%

1970

4,1

604,9

31,8

86,10%

1971

4,36

596,6

31

85,74%

1972

5,33

422,9

40,2

89,00%

1973

4,59

705,3

31,6

86,01%

1974

5,38

568,5

32,1

86,23%

1975

5,85

485,4

28,5

84,49%

1976

2,15

743,6

31,4

85,92%

1977

4,36

687,7

33,1

86,65%

1978

3,28

741,7

32,5

86,40%

1979

4,46

618,1

30,1

85,32%

1980

5,49

787,5

30,3

85,41%

1981

6,01

585,1

28,4

84,44%

1982

4,62

590,7

29,4

84,97%

1983

5,57

562

25,5

82,67%

1984

4,23

611,1

33,2

86,69%

1985

3,61

756,5

34,1

87,04%

1986

4,23

522,9

35,7

87,62%

1987

2,41

533,8

38,8

88,61%

1988

4,86

471,2

31,1

85,79%

1989

6,35

725,9

26,2

83,13%

1990

5,49

885

25,8

82,87%

1991

5,68

495,3

28

84,21%

1992

5,12

683,6

27,2

83,75%

1993

3,91

764,2

24,5

81,96%

1994

3,68

687,7

31

85,74%

1995

6,29

638,5

30,1

85,32%

1999

6,03

624,8

28

84,21%

2000

5,7

693,8

27,1

83,69%

2001

5,56

681,6

34,6

87,23%

2002

5,3

677

37,1

88,09%

2003

4,94

705,7

31,1

85,79%




Приложение 2



Изменение температуры и осадков по месяцам по данным метеостанции Елатьма









































































Приложение 3



Сумма температур ниже -100C, длительность периода с такими температурами и количество осадков за этот период по данным метеостанции Елатьма



Год

Сумма Т

Длительность

Осадки

1886

-450,7

33

0,6

1887

-571,7

40

8,3

1888

-1358,6

78

59,5

1889

-1138,7

74

38,4

1890

-959,5

60

54,7

1891

-933,9

56

29,4

1892

-987

53

35,2

1893

-1226,5

66

58,5

1894

-628,9

47

33,1

1895

-813,4

54

38,4

1896

-1211,6

76

64,8

1897

-1049,1

64

30,8

1898

-858,7

54

45

1899

-796,2

52

24,6

1900

-925,9

57

45

1901

-630,1

45

47,8

1902

-971,7

54

33,6

1903

-611,5

40

28,3

1904

-626,7

42

13,9

1905

-637,8

42

30,7

1906

-470,2

32

12,3

1907

-1221,6

71

90

1908

-1021,6

65

80,2

1909

-761,8

50

28,5

1910

-501,2

36

10,5

1912

-927,4

55

62,7

1913

-699,3

43

38,2

1914

-466,6

31

19,8

1915

-603,8

44

42,8

1916

-420,5

31

25

1920

-797,2

53

23,9

1922

-664,9

33

30,2

1923

-756,9

53

43,9

1924

-880,6

56

22,1

1925

-278,2

19

5,7

1926

-910,9

61

50,2

1927

-1102,7

68

62,5

1928

-847,5

53

12,6

1929

-1253,2

72

28,2

1930

-697,3

38

39,3

1931

-1124,2

71

25,5

1932

-641,8

40

25,9

1933

-1430,5

82

40,5

1934

-709

46

9,7

1935

-531,6

36

10,2

1936

-432,1

28

21,2

1937

-665,8

43

7

1938

-707,2

45

14,3

1939

-598,7

41

25,2

1940

-1208,3

70

53,4

1942

-1306

73

13,3

1943

-753,5

45

14,3

1944

-422,7

31

5,6

1945

-1120,5

72

32,9

1946

-677,9

40

12,2

1947

-830,4

52

40,2

1948

-668,2

45

15,6

1949

-307,3

18

6

1950

-900,5

49

11,2

1951

-940,4

60

16,3

1952

-533

42

17,7

1953

-961,2

60

24,9

1954

-1290,6

76

29,2

1955

-875,2

54

77,5

1956

-1166,6

63

62,1

1957

-497,5

35

37,5

1958

-659,7

40

41,1

1959

-644,8

45

7,7

1960

-536,5

33

45

1961

-514,3

30

24,9

1962

-484,6

35

24,9

1963

-1430,6

78

54,4

1964

-813,5

54

31

1965

-845,4

57

42,1

1966

-761

45

58,4

1967

-1090,4

64

72,7

1968

-933,5

42

35,7

1969

-1386,2

80

36,1

1970

-659,5

41

23,8

1971

-629,6

44

48,1

1972

-859,4

50

5,3

1973

-555,5

32

50,5

1974

-453,3

29

5,6

1975

-429,3

28

37

1976

-945,1

51

33,8

1977

-829,7

52

40,8

1978

-910,9

53

24

1979

-680,1

43

51,2

1980

-732,9

50

33,6

1981

-258,7

20

1,4

1982

-491,8

30

45,7

1983

-391,9

27

6,9

1984

-938,3

62

4

1985

-973,4

62

60,3

1986

-839

53

43,8

1987

-995,1

57

53,5

1988

-704,3

40

19,6

1989

-204,6

17

9

1990

-246,8

16

7,8

1991

-512,5

34

18

1992

-422,6

28

18,6

1993

-630,4

43

8,4

1994

-741

45

9,5

1995

-398,9

28

22,3

1999

-305,3

21

153,8

2000

-307,1

22

174

2001

-523,2

37

325,5

2002

-633,6

35

283,6

2003

-498,2

30

254,8




Приложение 4



Линейный тренд температуры и осадков по месяцам за десятилетние периоды по данным метеостанции Елатьма

Годы

Январь

Февраль

Март

Апрель



тренд Т

К1*

Тренд осадков

К2**

тренд Т

К1

Тренд осадков

К2

тренд Т

К1

Тренд осадков

К2

тренд Т

К1

Тренд осадков

К2

1891-1900

+

8

+

21

-

3,6

-

10

-

4,2

-

3

-

0,4

+

26

1901-1910

-

3,3

+

4

-

3,8

-

27

-

0,8

пост.

33

-

0,2

-

20

1911-1920

+

5,5

+

5

+

4,4

-

14

+

2,3

+

17

+

3

-

36

1921-1930

+

1

-

35

-

4

+

6

-

2,4

+

5

-

3,7

-

1

1931-1940

-

5

+

0,5

+

6

+

11

+

2

+

1

-

0,4

-

8

1941-1950

+

4,5

-

14,5

+

0,8

+

2

+

4

+

3

+

3,2

-

40

1951-1960

+

4

+

25

+

6,5

+

42

+

0,5

+

12

-

1,7

+

5

1961-1970

-

7

+

29

-

4,7

+

0,01

+

0,4

-

17

+

1,9

-

20

1971-1980

-

1

+

12

-

1,3

+

3,5

-

0,2

-

0,5

-

1,5

-

14

1981-1990

-

1,9

-

44

+

6,1

-

6

+

4,6

+

20

+

1,5

+

3,5

1991-2000

+

1

+

20

+

4,7

+

30

+

2,8

+

34

+

3,8

+

16

За весь период

+

3,5

+

20

+

2

+

20

+

2,5

+

2

+

2,3

+

1



Годы

Май

Июнь

Июль

Август



тренд Т

К1

Тренд осадков

К2

тренд Т

К1

Тренд осадков

К2

тренд Т

К1

Тренд осадков

К2

тренд Т

К1

Тренд осадков

К2

1891-1900

-

1,1

+

32

-

2,2

+

8

-

1

+

34

+

0,5

-

20

1901-1910

-

1

+

21

-

4,5

+

57

+

2,5

+

60

-

1,5

-

30

1911-1920

+

3,6

-

44

-

2,5

+

40

+

2,6

-

92

пост.

16,5

-

50

1921-1930

-

2,3

-

28

-

3,6

+

5

+

0,4

+

80

+

3

-

0,3

1931-1940

-

2

-

17

+

0,1

-

26

+

0,05

-

5

+

2

-

70

1941-1950

+

2

-

32

+

4

+

13

-

3,5

+

57

-

1

+

44

1951-1960

+

2

-

46

-

1,5

-

21

+

2

-

62

-

1,5

-

12

1961-1970

-

1,8

+

10

-

0,2

+

7

-

1

+

7

+

0,5

-

36

1971-1980

пост.

13

+

66

-

2,2

+

58

-

2

+

35

-

3

+

60

1981-1990

-

1,8

+

55

+

2

+

6

-

1

+

100

-

1,5

+

40

1991-2000

-

4,8

+

7

+

0,3

-

8

+

3

-

50

-

0,4

-

11

За весь период

-

1,6

-

3

-

0,5

-

4

-

1

+

10

-

0,5

+

6



































Годы

Сентябрь

Октябрь

Ноябрь

Декабрь



тренд Т

К1

Тренд осадков

К2

тренд Т

К1

Тренд осадков

К2

тренд Т

К1

Тренд осадков

К2

тренд Т

К1

Тренд осадков

К2

1891-1900

+

0,4

+

40

+

3,3

+

12

+

4,6

-

18

-

1

+

13

1901-1910

+

4

-

45

+

0,4

-

30

+

0,5

+

9

+

0,6

+

13

1911-1920

+

0,9

+

27

-

1,6

-

30

-

4,4

-

25

-

4,1

-

9

1921-1930

-

2,1

-

18

+

2,1

-

7

+

0,1

-

6

-

3,8

-

33

1931-1940

+

0,5

-

35

-

2,9

-

38

+

4,9

+

16

+

0,2

-

10

1941-1950

+

1

+

31

-

0,2

-

10

+

3,5

+

38

+

4,5

-

7

1951-1960

-

2,1

-

24

-

1,4

-

10

-

0,9

-

15

-

0,4

+

26

1961-1970

-

0,2

-

23

-

1,5

+

40

-

0,4

+

26

-

1,8

-

11

1971-1980

-

0,4

+

32

-

1

-

45

-

0,4

-

26

-

3,6

+

28

1981-1990

-

2

+

22

-

1,1

-

13

-

2,4

-

5

-

2,7

-

11

1991-2000

-

0,9

+

23

+

1,3

-

44

-

0,15

+

15

+

4

+

16

За весь период

+

0,3

+

0,05

+

0,2

+

5

+

0,6

+

20

+

2

+

17

*К1 – коэффициент линейного тренда температуры.

**К2 – коэффициент линейного тренда осадков.


Приложение 5



Сумма активных температур, длительность периода с такими температурами и осадки за этот период по данным метеостанции Елатьма

Год

Сумма Т>10

Длительность

Осадки

1886

2092,5

116

326,2

1887

2365,2

140

176,6

1888

2273

144

316,2

1889

2458,6

144

234,7

1890

2762,8

152

166,9

1891

2339,8

125

180,6

1892

2453,6

141

151,8

1893

2282

132

321,7

1894

2176,7

129

276,3

1895

2291,6

135

242,4

1896

2472,4

148

267,7

1897

2633,2

147

273,4

1898

2444,6

133

205,9

1899

2241,9

140

322,6

1900

2008,1

124

277,8

1901

2517,1

143

211,3

1902

2111,5

122

281,6

1903

2603,8

147

189,9

1904

1821,8

121

202,6

1905

2522,5

153

353,6

1906

2645

147

231,6

1907

2061,9

123

297,7

1908

2017,9

124

223,1

1909

2368,1

146

262,6

1910

2451,5

146

315,5

1911

2234,7

135

347

1912

2173,4

125

343,7

1913

2405,5

141

253,7

1914

2164,3

130

303,8

1915

2209,6

143

248,2

1916

2013

130

313,8

1920

2616,2

153

226

1922

2197,8

131

207

1923

2318,1

147

463,2

1924

2470,2

150

201,2

1925

2346,2

143

400,8

1926

2040,1

129

354,5

1927

2377,7

140

336,7

1928

2161,6

142

373,2

1929

2353,4

139

300,5

1930

2216,5

128

231,4

1931

2420,5

139

273

1932

2600,4

149

159,2

1933

2179,8

130

277,4

1934

2515,9

151

232,4

1935

2259,1

142

317,5

1936

2512,1

139

148,3

1937

2469,9

149

166,2

1938

2647,1

141

129,5

1939

2217,8

121

173,2

1940

2426,1

139

154,3

1942

2158,5

130

155,5

1943

2323,2

140

206,6

1944

2220

137

203,6

1945

1849,3

113

270,9

1946

2411,7

135

174,7

1947

2143,2

130

221,6

1948

2478

142

256,3

1949

2320,8

136

366,5

1950

2183,9

145

306,7

1951

2285

132

225

1952

2251,2

134

393,5

1953

2333

137

265

1954

2517,5

138

175,3

1955

2310,5

149

222,2

1956

2069,9

128

216,9

1957

2613

149

140,6

1958

1919,3

115

224

1959

2185,2

128

164,1

1960

2245,9

128

179,5

1961

2219,8

127

151,5

1962

2163,9

144

377,4

1963

2518,3

154

232,1

1964

2296

142

286,5

1965

2102

132

224

1966

2466,9

142

162,8

1967

2495,3

145

195,6

1968

2153,1

131

265,3

1969

2012,5

130

251,1

1970

2183

135

251,8

1971

2193,9

135

228,7

1972

2649,4

140

117,6

1973

2265,9

141

244,7

1974

2324,4

145

245,2

1975

2694,5

162

190,3

1976

1862,6

125

410,9

1977

2307,2

134

289

1978

1871,4

124

398,7

1979

2457

150

228,8

1980

2016,3

129

393

1981

2522,1

141

152,6

1982

2125,6

135

270,9

1983

2315,5

146

229,6

1984

2355,4

143

325,2

1985

2252,4

138

334,7

1986

2308,3

138

172,6

1987

2105,2

130

288

1988

2488

143

234,1

1989

2510,6

151

394,2

1990

1867,2

122

433,2

1991

2551,7

155

250,6

1992

2263,3

137

207

1993

1997,4

126

458,7

1994

2106,8

141

328,5

1995

2673

152

194

1999

2545,2

145

160,2

2000

2194,7

133

160,8

2001

2504,2

144

168,2

2002

2320,9

138

144,8

2003

2317,2

146

164,4

	


Приложение 6

климат региональный ландшафт

Сумма температур выше +150C по данным метеостанции Елатьма

Год

Сумма Т



Год

Сумма Т



Год

Сумма Т

1886

1642,4



1927

1887,2



1965

1515

1887

1765,4



1928

1227



1966

1890,5

1888

1428,2



1929

1738



1967

1949,8

1889

1932,7



1930

1741,9



1968

1493,6

1890

2208,9



1931

1797



1969

1134,8

1891

1869,3



1932

2003,5



1970

1541,2

1892

1844,3



1933

1483,3



1971

1543

1893

1757,7



1934

1866,8



1972

2165,2

1894

1615,3



1935

1420



1973

1524,5

1895

1622,2



1936

1939,2



1974

1686,2

1896

1750,9



1937

1778,3



1975

2019,2

1897

2129,3



1938

2202,4



1976

1011

1898

2062,6



1939

1863,1



1977

1815,9

1899

1365,6



1940

1851,3



1978

1054,6

1900

1290,1



1942

1649,5



1979

1778,9

1901

1921,7



1943

1734,1



1980

1320,9

1902

1680,9



1944

1590,3



1981

2035,9

1903

2082



1945

1356,7



1982

1274

1904

957,5



1946

1765,7



1983

1570,4

1905

1757,4



1947

1486



1984

1682,9

1906

2109,3



1948

1914,4



1985

1629,3

1907

1442



1949

1902,6



1986

1726,3

1908

1329



1950

1274,9



1987

1399

1909

1667,1



1951

1747,2



1988

1905,3

1910

1793,4



1952

1640,8



1989

1760,4

1911

1539,1



1953

1802,7



1990

1073,6

1912

1605,4



1954

2041,7



1991

1737,9

1913

1842,9



1955

1397,6



1992

1541,8

1914

1501,1



1956

1336,9



1993

1364,2

1915

1253,6



1957

2050



1994

1177,8

1916

1216,2



1958

1340,2



1995

2194,1

1920

1979,1



1959

1630,6



1999

1963,2

1922

1556,4



1960

1792,6



2000

1599,4

1923

1379,2



1961

1768,7



2001

1824,5

1924

1833,1



1962

1203,1



2002

1627,1

1925

1663,5



1963

1826,8



2003

1428,3

1926

1206,8



1964

1570,9










Приложение 7



Кривые распределения среднегодовых (а, б) и зимних температур (в, г) по данным метеостанции Елатьма











































	
Приложение 8

	

	Интенсивность водообмена в бассейнах рек за изучаемый период, линейный и полиномиальный тренды

	

	

	

	

	

	

	

	

Размещено на http://www.