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

Лимнологический институт СО РАН, г. Иркутск

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

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

Оценка динамики продолжительности времени ледостава и времени открытой воды за период инструментальных наблюдений (1950-2007 гг.) по ГМС озера Байкал представляет определенный интерес в связи с общим потеплением климата на планете.

По морфологическим признакам озеро Байкал делится на Северный, Средний и Южный Байкал с хорошо выраженными котловинами с максимальными и средними (в скобках) глубинами: 904 (576), 1642 (853) и 1461 (843) метра соответственно (Шерстянкин и др. 2006). Все котловины являются глубоководными, делают озеро Байкал подобным маленькому океану и дают основание проводить сравнение по климату с Северным Ледовитым океаном (Arctic Ocean).

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

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

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

Таблица 1

Рост Т_возд. в ^оС в разные периоды

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

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

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

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

Таблица 2

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

В прогнозах по 13 GCMs моделям за период 2000-2100 гг. темпы сокращения площади льдов в начале ~2000-2030 гг. и в конце ~2065-2100 гг. примерно одинаковы и составляют ~3.6·10⁶ км² на 100 лет и возрастают более, чем в два раза за годы с 2030 по 2065, достигая ~8.1·10⁶ км² на 100 лет. Примерно такими же темпами идет реальное, по наблюдениям за 1970-2006 гг. сокращение площадей морского льда в Арктике.

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

Рис. 2. Максимальные толщины льда на озере Байкал за период 1955-2005 гг.

По прогнозам одной группы ученых (Stroeve at al. 2007, и др.) в Арктике к 2040-2050 гг. лед растает. По прогнозам других ученых: (Х.Абдусаматов, 2005 и др.), Фролов И.Е. (2008) и других к 2040-2050 гг. можно ожидать похолодание типа малого ледникового периода.

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

Устойчивое уменьшение максимальных толщин льда на Байкале за период наблюдений 1950-2007 гг. по разным пунктам составляет 15-24 см, а отношение толщины льда в 2005 г. к 1955 г. в среднем для всего озера равно 0.81.

Продолжительность ледостава за период 1951-2007 гг. уменьшилась от 12 до 25 дней для различных областей Озера Baikal и соответственно на 12-25 дней увеличилась продолжительность открытой воды.

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

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

Работа поддержана Российским Фондом Фундаментальных Исследований гранты №№ 08-05-00395 и 06-05-64685.

Иркутский государственный университет, г. Иркутск

Для изучения многолетнего режима заморозков были рассчитаны отклонения продолжительности безморозного периода по отношению к начальному периоду исследования 1951-1970 гг., который существенно отличался по климатическим условиям от современного периода исследований (рис. 1).

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

Рис. 1. Средние многолетние отклонения продолжительности безморозного периода

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

Из рис. 2 следует, что в среднем многолетнем режиме заморозки на территории Иркутской области в воздухе наступают позже по сравнению с нормой, на почве весной наступают раньше, а осенью позже. Однако в 2000-2007 гг. как в воздухе, так и на почве, наблюдались ранние весенние заморозки, в среднем на 6-7 дней раньше, и поздние осенние, среднем на 4 дня позже.

Рис. 2. Средние многолетние отклонения от нормы даты наступления весенних

В многолетнем режиме наиболее интенсивные заморозки на территории Иркутской области отмечались в 1980-1990-х гг. (рис. 4). В настоящий период интенсивность заморозков незначительно снизилась, но все же осталась выше по сравнению с начальным периодом исследований.

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

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

Иркутский государственный университет, г. Иркутск

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

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

Рис. 2. Вертикальный профиль среднегодовой температуры воздуха

Рис. 3. Средние значения вертикального градиента температуры на разных

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

Рис. 4. Многолетний ход средних значений вертикальных градиентов температур

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Рис. 1. Средние декадные характеристики снежного покрова на станциях:

Запас воды в снеге напрямую зависит от двух рассмотренных ранее характеристик. В окрестностях станции Тулун в начале февраля, не зависимо от маршрута он составляет около 56 мм. Постепенное его увеличение в лесу происходит быстрее, чем в поле и во второй декаде марта достигается максимальное значение – 66 мм и 62 мм, соответственно. Затем, вследствие таяния, наблюдается уменьшение запаса воды в снеге и теперь уже в поле, процесс более интенсивен, чем в лесу.

В окрестностях Бохана период, характеризующийся максимальным значением воды в снеге, для различных маршрутов не совпадает (поле – третья декада февраля, лес – вторая декада марта). Различия между полем и лесом в начале февраля составляют около 1 мм, в конце марта – около 10 мм.

На станции Тулун максимальная скорость повышения температур воздуха 0,9 ºС/10 лет наблюдается в ноябре - декабре, годовая величина тренда составляет 0,2 ºС/10 лет. Тенденции изменения высоты снежного покрова по постоянной рейке с октября по март незначительны и составляют ± 1см / 10 лет. Тренды температуры почвы в зимние месяцы статистически не значимы.

Коэффициенты корреляции между температурой воздуха и температурой почвы на глубине 20 см в период устойчивого снежного покрова (ноябрь – февраль) составляют 0,33-0,41. В октябре, апреле, когда происходит образование и разрушение снежного покрова и высота снега небольшая, коэффициенты корреляции увеличиваются до 0,74. Такая же зависимость между температурой воздуха и температурой почвы наблюдается на глубинах 40 и 80см, но коэффициенты корреляции ниже.

Коэффициенты корреляции между высотой снежного покрова и температурой почвы на глубине 20 см с ноября по февраль составляют 0,53-0,86, в марте - 0,3, а в октябре и апреле зависимость обратная. Соответственно с чуть меньшими коэффициентами корреляции прослеживается связь между высотой снежного покрова и температурой почвы на глубинах 40 и 80 см.

В зимний период разность температур почвы и воздуха (Тп-Тв) зависит от высоты снежного покрова. Так, в январе, в условиях одинаковой температуры воздуха (-16,2 ºС) при меньшей высоте снега 16,7 см разность (Тп-Тв) меньше на глубинах 20, 40, 80 см, чем при высоте снега 30,5 см на 2,6; 2,2 и 1,4 ºС.

Более низкая температура воздуха (-22,2 ºС) в сочетании с той же разностью высот снега (около 13 см) приводит к уменьшению значений (Тп-Тв) до 0,2; 0,7 и 0,0 ºС на глубинах 20, 40, 80 см соответственно.

В декабре и январе при увеличении высоты снега величины (Тп-Тв) практически не изменяются, что связано с низкими температурами воздуха и пористой структурой снега. В конце зимы феврале – марте температура воздуха повышается, увеличивается плотность снега и его теплоизолирующие свойства и изменение высоты снега на каждые 10 см приводит к увеличению разности температур почвы и воздуха на 1,5 – 1,1 ºС.

В работе получены некоторые оценки климатических характеристик холодного периода, которые требуют дальнейших исследований и привлечения большего количества данных по территории.