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

Федеральноеагентство по образованию РФ
Государственноеобразовательное учреждение
высшегопрофессионального образования
«Рязанский государственный университет имени С.А. Есенина»
 
Естественно-географическийфакультет
Кафедрафизической географии и методики преподавания географии
Выпускнаяквалификационная работа
Региональныйклимат Рязанской области, его вековая динамика и роль в эволюции ландшафтов
Работу выполнила:
Юсова ОльгаВикторовна
 
 
 
 
 
 
 
Рязань 2009

ОГЛАВЛЕНИЕ
 
Введение
Глава 1. Современные подходы к оценкеклиматических изменений и их последствий для природных комплексов
1.1  Вековая динамика климатическойсистемы Земли, её масштабы и периодизация
1.2  Предполагаемые причины и факторыклиматических изменений. Циклические колебания климата
1.3  Наблюдаемые последствия климатическихизменений и их возможные влияния на эволюцию ландшафтов
1.4  Ландшафтно-климатическая динамика вЦентре России и сопредельных регионах на рубеже XX – XXI вв.
Глава 2. Материалы и методыисследования
2.1 Физико-географические условияРязанской области
2.2  Источники данных
2.3  Методология исследований
Глава 3. Основные особенностирегионального климата Рязанской области и его динамики
3.1  Среднемноголетние и экстремальныезначения метеорологических величин
3.2  Вековая динамика климата и спецификапериода «глобального потепления»
3.3  Пространственная неоднородность климатав пределах Рязанской области и её физико-географические факторы
3.4  Общий обзор наиболее существенныхизменений регионального климата, произошедших к началу XXI века
Глава 4. Связь региональныхклиматических изменений с функционированием и эволюцией ландшафтов
4.1  Сток, биопродуктивность ипочвообразование – важнейшие интегральные характеристики ландшафтов
4.2  Анализ физико-географических условийформирования стока на территории Рязанской области
4.3  Региональные гидроклиматическиевзаимосвязи
4.4  Климат как фактор динамикирегиональных экосистем
4.5  Предполагаемые перспективыклиматических изменений и сопряженных с ними преобразований ландшафтов
Заключение
Список использованной литературы
Приложения
 

ВВЕДЕНИЕ
На протяжении многих летбыло широко распространено представление, что современный глобальный климатболее или менее постоянен и что нет оснований ожидать его заметных изменений вближайшем будущем. Немногочисленные высказывания отдельных ученых, которые,начиная с конца XIX века,выдвигали предположения о возможном влиянии на климат роста количествауглекислого газа в атмосфере, образуемого при сжигании углеродного топлива, невызывали доверия и не получали какой-либо поддержки.
Однако во второй половинеXX века стало очевидно, что общаяклиматическая ситуация меняется гораздо быстрее, чем в прежние времена. Этообстоятельство заставило ученых всего мира направить усилия на изучение природыклиматических изменений и их воздействия на биосферу и общество.
Стоит отметить, чтобольшая часть работ связана с изучением изменений глобального климата, климатарегионов мира, отдельных стран, а климатические колебания в пределах небольшихтерриторий исследуются в меньшей степени.
Таким образом, цельданной работы: проанализировать закономерности вековой динамики климата натерритории Рязанской области, её пространственно-временные особенности ипоказать значимость происходящих изменений для природных комплексов области ихозяйственной деятельности человека в этом регионе.
В рамках данной цели былипоставлены следующие задачи:
1. Изучить современныепредставления о процессах глобальной климатической динамики.
2. Охарактеризоватьизменения параметров климата на территории Рязанской области в конце XIX и в XX веке и сравнить их с глобальными тенденциями климатическихизменений.
3. На основаниипространственно распределенных метеоданных за первые годы XXI века дать характеристику современныхклиматических параметров Рязанской области и провести сопоставление споказателями за 60-е – 80-е годы, а также выявить тенденции территориальныхизменений в распределении соответствующих величин.
4. Охарактеризоватьречной сток с территории Рязанской области, проанализировать факторы егодинамики (в первую очередь климатические).
5. Оценить направленностьклиматических изменений, происходящих на территории исследуемого региона иоценить изменение состояния природных комплексов под их влиянием.
Исходными материаламиявляются ряды метеонаблюдений по 13 метеостанциям Рязанской области и соседнихтерриторий, среди которых наиболее длительные периоды наблюдений в Елатьме(1886 – 2003) и Павельце (1936 – 2003). Также использовались данные по расходу водыв реках Рязанскойобласти (Ока, Мокша, Проня, Гусь, Пёт, Истья).
Достоверность определяетсябольшими объемами выборок метеоданных (ежесуточные данные наблюдений с 1886 по2003 гг.). Полученные результаты являются статистически достоверными, чтоподтверждается в процессе применения соответствующих методов (методстатистического анализа, эмпирических зависимостей и др.).
Основные положения работыдокладывались и обсуждались на студенческих научных конференциях по итогам 2006и 2008 гг.
По теме выпускнойквалификационной работы опубликовано 2 статьи, вошедшие в межвузовские сборникинаучных трудов («Вопросы региональной географии и геоэкологии: МатериалыВсероссийской научной конференции «Петр Петрович Семенов-Тян-Шанский игеографическая наука: вопросы региональной географии»: Межвузовский сборникнаучных трудов» / Отв. ред. В.А. Кривцов, 2007 год; «Вопросы региональнойгеографии и геоэкологии: Межвузовский сборник научных трудов» / Отв. ред. В.А.Кривцов: Вып. 8, 2008 год).
Дипломная работа состоитиз введения, четырех глав, заключения. Содержит 90 страниц основного текста, 32рисунка, 9 таблиц, список литературы из 30 наименований и приложения.
климатрегиональный ландшафт рязанский

ГЛАВА 1. Современные подходы к оценке климатическихизменений и их последствий для природных комплексов
 
1.1 Вековая динамикаклиматической системы Земли, ее масштабы и периодизация
Для понимания физического механизма современныхизменений климата большое значение имеет изучение колебаний климатическихусловий, происходивших за последнее столетие, когда на большей частиповерхности континентов существовала сеть постоянно действующихметеорологических станций.
Наиболее крупное изменение климата за времяинструментальных наблюдений началось в конце XIX века. Оно характеризовалось постепенным повышениемтемпературы воздуха на всех широтах северного полушария во все сезоны года,причем наиболее сильное потепление происходило в высоких широтах и в холодноевремя года. Потепление ускорилось в 10-х годах XX в., после небольшого минимума в конце XIX в., и достигло максимума в 30-хгодах, когда средняя температура воздуха в северном полушарии повысиласьприблизительно на 0,6 0C по сравнению сконцом XIX в. Затем до середины 60-х годовнаблюдалось некоторое снижение глобальной средней температуры воздуха впределах 0,30C,которое сменилось дальнейшим повышением, с максимумом в 1990-1992 гг., относительно60-х годов прошлого столетия. Об этом говорят и рассчитанные Л. П. Спиринойаномалии температуры для внеэкваториальных широт, которая использовала неданные отдельных метеостанций, а карты средних аномалий температуры воздуха длякаждого месяца с 1881 года на северном полушарии, кроме экваториальной зоны.
Из рисунка 1.1.1 также следует, что вовнеэкваториальных широтах северного полушария в конце XIX в. началось потепление, которое достигло слабовыраженного максимума в последние годы прошлого столетия. Затем последовалонекоторое понижение температуры, сменившееся быстрым повышением. Это повышениеособенно ускорилось для холодного периода года в конце 10-х и начале 20-хгодов. Положительная аномалия температуры была максимальной в конце 30-х годов,в 40-х годах процесс потепления сменился похолоданием, которое ускорилось в60-х годах. К середине 60-х годов средняя температура для северного полушариядостигла уровня температуры конца 10-х годов.
/>
Рис. 1.1.1. Вековой ход аномалий температуры воздуха(пятилетнее скользящее осреднение).
1 — аномалии средней за год температуры северногополушария, 2 — аномалии температуры широтной зоны 70—85° с. ш. для теплогополугодия, 3 — то же для холодного полугодия.
 
Можно думать, что вековой ход температуры длявнеэкваториальной зоны северного полушария качественно соответствует вековомуходу температуры воздуха у земной поверхности для земного шара в целом.Имеющиеся данные (более ограниченные по сравнению с материалами длявнетропических широт северного полушария) показывают, что в экваториальной зонеи во внетропических широтах южного полушария также происходили изменениясредней температуры воздуха, причем характер этих изменений в большинстверайонов, для которых имеются соответствующие данные, по-видимому, совпадал сизменениями в зоне, освещенной многочисленными материалами наблюдений. Изрисунка 1.1.1 видно, что с повышением широты вековой ход температуры воздухаусиливался и что температура воздуха для холодного периода года, в особенностив более высоких широтах, изменялась сильнее, чем температура для теплогопериода.
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 глобальнойтемпературы в определенной степени было замаскировано естественными изменениямиклимата (колебания прозрачности атмосферы и частично с влиянием циркуляционныхпроцессов типа Эль-Ниньо – южное колебание, североатлантическое колебание идругие), то со второй половины 80-х годов отмечается почти линейный ростаномалий глобальной температуры. Если за 1971 – 1975 гг. аномалия среднейглобальной температуры по сравнению с нормой 1951 – 1975 гг. была ещеотрицательной (-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 какСеверное, так и Южное полушарие. Глобальное повышение температуры, с учетомтерритории континентов и акватории океанов, за последние 100 лет составило 0,830С.При этом Северное полушариепрогрелось 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 океанасоставила около 0,80С [10].
Анализ колец древесины лиственницы (Larix sibirica) из северных районов Сибири (62,5 и67,20с. ш.) с 914 по 1990 г. показал, что, несмотря на относительнохолодную погоду в 1960 – 1970 гг., температура воздуха в XX столетии была самой высокой запоследние 1000 лет и на 0,130С превышала температуру воздухаклиматического оптимума средних веков («потепление викингов») [7].
Материалы полярных исследований указывают на то, чтотемпература воды в районе Северного полюса выросла на 20С,вследствие чего началось подтаивание льда снизу.Температура воды втропических широтах в 1995 году также была значительно выше нормы, наиболеевысокие значения температуры были зафиксированы в районе Азорского максимума вАтлантике и в экваториальных широтах Тихого океана.
Согласно данным измерений температуры поверхности почвыв 56 отработанных нефтяных скважинах в Канадских прериях на площади более 7млн. км2, со второй половины XX века отмечается статистически значимое увеличениетемпературы поверхности почвы в среднем на 2,10С за 100 лет, чтохорошо согласуется с трендом температуры воздуха для этой территории, равным2,00С за 100 лет.
Развитие потепления и увеличение контрастноститемператур между океаном и континентами, между северными и южными широтамиприводит к интенсификации циркуляционных процессов в атмосфере с возрастанием вСеверном полушарии переноса с запада на восток, смещением и усилением центровнизкого давления, например, Алеутская депрессия увеличилась более, чем на 6млн. км2. Это вызвало увеличение количества глубоких циклонов надЕвропой на 50%. Происходит заметная активизация циклональных процессов и надВосточной Европой, в результате чего в последнее десятилетие возрослоколичество циклонов на 12% (в августе – на 31%, в сентябре – на 38%). Возрослочисло атлантических (на 48%) и западно-европейских (на 31%) циклонов содновременным ростом их водности на 35% и 18% на фоне глобального повышениятемпературы воздуха. Это привело к росту облачности и атмосферных осадков.
Существенное возрастание количества ураганов итропических циклонов происходит в северной части Атлантического океана. Оновозросло в четыре раза по сравнению с началом текущего столетия. Увеличениеколичества тропических циклонов на 30% наблюдается на востоке северной частиТихого океана.
Потепление климата привело к интенсификации процессовводообмена. Возросло испарение с океанической поверхности приблизительно на 4%,что привело к изменению динамики тепловлагообмена между океаном, атмосферой иконтинентами. Материалы спутниковых наблюдений показывают, что в атмосферепроисходит постоянный рост облачности, как над океанами, так и над континентамии это увеличение составляет почти 10%.
Облачность является мощным фактором, регулирующимтепловое состояние и увлажнение земной поверхности. Влияние диапазона колебанийоблачности в природе на изменение температуры воздуха и количества осадков напорядок превышает эффект, обуславливаемый ростом содержания в атмосферепарниковых газов антропогенного происхождения. Наблюдаемый рост облачностиявляется мощным фактором, который сдерживает потепление климата.
Рост испарения, как с морской поверхности, так и стерритории суши, вызвавший рост облачности, привел к увеличению количестваатмосферных осадков, как над акваторией океана, где их выпадает около 80%, таки над территорией суши. Увеличение количества осадков в среднем составило около3 – 4%. Наибольший прирост осадков характерен для приокеанических склоновконтинентов и, особенно – над островами, в то время как вовнутриконтинентальных районах они могли и сокращаться вследствие меридиональныхградиентов 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 выпадающихосадков при потеплении или похолодании в высоких широтах довольно сложна, врайонах недостаточного увлажнения умеренных широт преобладает тенденция кувеличению количества осадков при понижении температуры в Арктике. Этот эффектДроздов и Григорьева объяснили усилением переноса водяного пара в глубьматериков при увеличении контраста температуры между низкими и высокимиширотами.
С изложенной выше концепцией хорошо согласуются результатыисследования Лэма, в котором были построены мировые карты аномалий осадков дляпериода с повышенными и пониженными средними температурами воздуха у земнойповерхности (1974). Из этих карт видно, что во время глобальных похолоданийсуммы осадков увеличивались на большей части поверхности континентов в среднихширотах, уменьшались в субтропической и тропической зонах пояса высокого давленияи увеличивались в экваториальных широтах. Эти данные подтверждаются ирезультатами 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 наличиезакономерной связи между распределением атмосферных осадков и глобальнымиколебаниями средней температуры воздуха. Анализ данных об осадках в Северномполушарии (8300 станций и дождемерных постов) показал, что 1980-е и начало1990-х годов были не только самыми теплыми, но и самыми влажными годами за весьпериод инструментальных наблюдений. Высокий уровень увлажнения обеспечивался восновном за счет районов, расположенных севернее 500с. ш., в товремя как в тропической зоне отмечалось заметное его уменьшение. Положительныйтренд осадков в зоне 35 – 700с. ш. оценивается равным 6 – 8% за 100лет. Исследования последних лет показали, что в 80-х и 90-х годах статистическизначимо увеличились ливневые осадки, что, по-видимому, связано с усилениемвнутримассовой конвекции в летнее время во внутриконтинентальных районах из-заповышения температуры воздуха (П.Я. Гройсман, устное сообщение). Определенныеизменения в циркуляционном режиме, характерные для теплых эпох прошлого, такжеотмечаются и в последние 15–20 лет. В частности, максимум зональной циркуляции,обеспечивающий высокий уровень увлажнения в высоких широтах, с начала 80-хгодов постепенно смещается в более северные широты. Такие изменения вклиматическом режиме, произошедшие за последнее столетие, и особенно запоследние 15 – 20 лет, свидетельствуют о фундаментальной перестройке глобальнойклиматической системы. Можно предположить, что в значительной степени этиизменения обусловлены антропогенными причинами, и прежде всего изменениемконцентрации парниковых газов.
1.2 Предполагаемые причины и факторыклиматических изменений. Циклические колебания климата
 
Известно, что естественные колебания глобальногоклимата определяются изменениями в приходе солнечной радиации на верхнююграницу атмосферы в результате колебания солнечной постоянной, колебаниярадиации из-за изменений астрономических параметров земной орбиты или из-заослабления радиации стратосферным аэрозолем после крупных вулканическихизвержений взрывного типа. Одна из концепций, утверждающая зависимость современных климатическихизменений от вулканической активности, была предложена Гемфрисом (1913, 1929 идр.).
Уже в работах Гемфриса было установлено, что среднееколичество прямой солнечной радиации, приходящей к земной поверхности вбезоблачных условиях, в различные годы может заметно изменяться. Эти измененияхорошо видны на кривых векового хода прямой радиации, построенных по материаламнаблюдений на ряде актинометрических станций. Такие кривые показывают, чтопрямая радиация, заметно изменяясь от года к году, в среднем изменяется также иза более длительные периоды времени, порядка десятилетий. Представляетзначительный интерес сопоставление векового хода температуры в северномполушарии с вековым ходом радиации, приходящей к земной поверхности. Для этойцели был обработан материал актинометрических наблюдений за 1880— 1965 гг. длягруппы станций Европы и Америки с наиболее длительными рядами наблюдений,расположенных в зоне 40—60° с. ш., и построена средняя для этих станций криваявекового хода прямой радиации при безоблачном небе (Будыко, Пивоварова, 1967;Пивоварова, 1968). На рис. 1.2.1 представлены сглаженные по 10-летнемускользящему периоду значения солнечной радиации для рассматриваемого интервалавремени (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 предположенияо 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 метеорологическойсолнечной постоянной, т. е. количества радиации, поступающей на верхнюю границутропосферы, которое может изменяться при постоянной светимости Солнца из-занестабильности прозрачности стратосферы. Первая гипотеза была предложена внескольких работах, примером которых является исследование Босоласко и егосоавторов (1964).
/>
Рис. 1.1.2. Вековой ход аномалий температуры (а) ипрямой радиации (б)
 
В этой работе из данных наблюдений на трехактинометрических станциях был сделан вывод, что солнечная постоянная растетпри повышении солнечной активности (характеризуемой числами Вольфа) донекоторого предела, после чего при дальнейшем увеличении солнечной активностисолнечная постоянная уменьшается.
Для выяснения механизмасовременных изменений климата сравним кривую б на рис. 1.2.1 сосглаженной по скользящему 10-летнему периоду кривой векового хода температуры(кривая а). Очевидно, что между этими кривыми имеется определенноесходство. Так, на обеих кривых имеется два максимума, из которых один относитсяк концу XIX в., а второй (главный) — к 30-мгодам XX в. Можно предположить, что это естественное потепление климата,связанное с увеличением прозрачности нижних слоев атмосферы в результатедлительного отсутствия вулканических извержений взрывного типа. Обычно этотпроцесс сильнее всего проявляется в высоких широтах в летнее время, когдавступает в действие механизм обратной связи со льдами.
Вместе с тем, между этими кривыми имеются некоторыеразличия; в частности, первый максимум более заметен в вековом ходе радиации посравнению с вековым ходом температуры. Сходство кривых а и бпозволяет предположить, что изменения радиации, обусловленные нестабильностьюпрозрачности атмосферы, являются существенным фактором изменений климата. Длявыяснения этого вопроса следует выполнить количественный расчет измененийтемпературы в результате изменений атмосферной прозрачности для коротковолновойрадиации.
В упомянутых исследованиях Гемфриса было установлено,что наибольшее влияние на планетарные колебания прозрачности атмосферыоказывают сравнительно небольшие частицы аэрозоля, которые длительное времязадерживаются в нижних слоях стратосферы.
Гемфрис и Векслер предполагали, что наиболее мелкиечастицы могут оставаться в атмосфере на протяжении нескольких лет. Эти частицымало влияют на длинноволновое излучение, но заметно усиливают рассеяниекоротковолновой радиации, в результате чего увеличивается планетарное альбедоЗемли и уменьшается величина радиации, поглощенной Землей как планетой.
Оценивая влияние изменения количества прямой радиациина среднюю температуру у поверхности Земли, следует принять во вниманиезависимость средней температуры от приходящей солнечной радиации. Расчетыпоказывают, что при изменении приходящей радиации на 1 % средняя температура уповерхности Земли при постоянном альбедо системы Земля — атмосфера изменяетсяна 1,1—1,50C.
С.И. Савинов (1913), Кимбалл (1918), H.H. Kaлитин (1920) идругие авторы установили, что после сильных вулканических извержений взрывногохарактера происходят резкие уменьшения солнечной радиации. В таких случаяхсредняя для больших территорий величина прямой радиации в течение несколькихмесяцев или лет может быть понижена на 10—20%. Пример такого изменения радиациипредставлен на рис. 2.2.1, где изображено изменение отношения средних месячныхзначений прямой радиации при безоблачном небе к их нормам после извержениявулкана Катмай на Аляске в 1912 году.
Эта кривая, построенная по данным наблюдений нанескольких актинометрических станциях в Европе и Америке, показывает, что вотдельные месяцы атмосферный аэрозоль уменьшил прямую радиацию более чем на 20%.
/>
Рис. 2.1.2. Изменение прямой радиации послевулканического извержения.
 
В некоторых районах уменьшение прямой радиации былоеще более значительным. Так, например, в Павловске (район Петербурга),расположенном на громадном расстоянии от Аляски, солнечная радиация в течениеполугодия была на 35 % ниже нормы. Аналогичные изменения радиации имели местопосле извержения вулкана Кракатау (Индонезия) в 1883 г. В обоих случаях после извержения вулканов на огромных территориях наблюдались аномальныеоптические явления в атмосфере, что подтверждало планетарный характер измененийрадиационного режима в результате распространения стратосферного аэрозоля.
После крупных изверженийв течение нескольких лет существенно снижается температура воздуха в теплоевремя года, причем в северном полушарии это снижение достигает максимума всеверной части средних широт. В холодные сезоны изменения температуры послеизвержения имеют более сложный характер; она обычно понижается в полярной зонеи часто повышается в средних широтах. В результате этого средняя годоваятемпература понижается значительно сильнее в высоких широтах по сравнению сосредними широтами. Так, запоследние 20 лет произошло два крупных вулканических извержения такого типа(Эль-Чичон в 1982 г. и Пинатубо в 1991 году), последствием которых былозаметное уменьшение средней глобальной температуры в течение 2 – 3 лет. В концеиюня 1997 г. было зафиксировано еще одно значительное извержение (вулканПопокатепетль), влияние которого на климат пока еще не совсем ясно, так какизвержение этого типа отличается от извержений вулканов Эль-Чичон и Пинатубо.
Таким образом, вулканическая деятельность оказываетопределенное влияние на климат, а именно способствует снижению температуры засчет накопления продуктов вулканической деятельности (в частности, аэрозолей) встратосфере, что в свою очередь приводит к уменьшению поступления количествасолнечной радиации к поверхности Земли. Наиболее яркий пример – это снижениесреднегодовой температуры в 60-е годы, которое, скорее всего, было вызваносерией извержений: Агунг (1963), Суртсей (1964), Таал (1965), Таал и Аву(1966), Фернандина (1968). Однако, извержения вулканов наблюдались и в годыотносительного увеличения температуры: Фуэго (1974), Суфриер (1979),Сент-Хеленс (1980), Алаид (1981). Возможно, что в данный период факторы,способствующие повышению температуры, оказались более значимыми и сгладиливлияние продуктов вулканической деятельности на климат.
Анализ хода метеорологическихэлементов (осадков, давления, температуры и пр.) по современным даннымуказывает на существование прямой связи между ходом солнечной активности ичастотой и интенсивностью смены воздушных масс над данной произвольно выбраннойтерриторией. С усилением солнечной активности возрастает частота иинтенсивность смены воздушных масс, а с ослаблением солнечной активности онападает. В соответствии с этим и основные переносы претерпевают усиление илиослабление.
Как правило, проявления солнечнойактивности связывают с появлением солнечных циклов с периодами 11, 22, 33 и 88– 90 лет в климатических вариациях метеовеличин [12]. Проявление 11-летнегоцикла солнечной активности (цикл Швабе – Вольфа) представляет собой колебаниячисла солнечных пятен. Данная периодичность не столь выражена, как 22-летний циклХэйла, обнаруженный в климатических записях во многих регионах земного шара.Этот цикл связан с переполюсовкой магнитного поля на Солнце. Для объяснениясуществующих неопределенностей в климатическом отклике на солнечное воздействие(пространственные неоднородности, слабость внешнего сигнала) в ряде работразработан механизм возникновения в атмосфере энергоактивных областей (систем),связанных с зонами развития неустойчивости, усиливающими атмосферный эффектсолнечно-обусловленного сигнала из-за внутренних свойств самой системы. Свойствоусиливать внешний сигнал характерно для нелинейных динамических систем. Вчастности, одной из таких областей по мнению [12] является зона СевернойАтлантики.
33-летний цикл был выявлен Э.Брюкнером. Он соответствует трем 11-летним циклам и выражает многолетниеколебания климата от холодных и влажных лет к теплым и сухим на протяжении от20 до 50 лет. В отдельных случаях продолжительность цикла Брюкнера можетменяться.
Периодичность около 88 – 90 лет (циклГлейсберга) проявляется в климатических характеристиках очень редко.
Определенное влияние наизменение глобальной температуры может оказывать тропосферный аэрозоль, причемвлияние его на температуру имеет обратный знак по сравнению с ростомконцентрации парниковых газов. В настоящее время не существует единого мнения ороли тропосферного аэрозоля в современном изменении климата. Ряд исследователейсчитают, что эти два процесса, действующие в противоположных направлениях,оказывают равнозначное влияние на температуру воздуха. Однако существует идругое мнение о том, что роль тропосферного аэрозоля значительно меньше посравнению с влиянием антропогенной деятельности в результате выбросовпарниковых газов в атмосферу.
Существует и ряд другихфакторов, вызывающих естественные колебания климата, среди которых особоевнимание уделяется автоколебаниям климатической системы, включающих такиеявления, как Эль-Ниньо – южное колебание. Эти естественные изменения климатапродолжительностью от 3 до 7 лет оказывают наибольшее влияние на изменениелокальных температур поверхности воды и воздуха в тропических районах Тихогоокеана.
Среди причинантропогенного изменения климата можно назвать:
— увеличение концентрацииуглекислого газа в атмосфере. По данным наблюдений объемная концентрация CO2 в атмосфере повысилась с 315 млн -1 в 1958году до 343 млн -1 в 1984 г. Исходя из расчетов Будыко М. И. [2]можно заключить, что в середине XIXвека эта концентрация составляла около 280 млн -1. Таким образом, ксередине 80-х годов прошлого века количество углекислого газа возросло на 20 –25%. Весьма вероятно, что удвоение количества CO2будетиметь место во второй половине XXIвека. Есть основания считать, что увеличение количества CO2, достигнутое в современную эпоху, уже оказываетсущественное влияние на глобальный климат и на биосферу в целом. Так,существуют неоспоримые доказательства прямого влияния увеличения концентрации CO2 на физиологические процессы в растениях (см. пункт1.3).
— увеличение содержаниямалых примесей в атмосфере. Хозяйственная деятельность человека приводит кросту концентрации не только углекислого газа, но и ряда других газов, которыетакже усиливают парниковый эффект и способствуют повышению температуры нижнихслоев воздуха: метан (CH4), окислы азота, озон и др.
Содержание метана ватмосфере, куда он поступает из болот, глубоких трещин в земной коре инекоторых других источников невелико (примерно 1 – 2 млн -1). Всовременную эпоху количество атмосферного метана быстро возрастает как врезультате развития сельскохозяйственного производства (особенно расширенияобильно орошаемых рисовых полей), так и в результате роста добычи природногогаза.
Из окислов азота главноезначение имеют N2O и NO2, концентрация которых составляет около 0,3 млн -1.Значительное количество окислов азота поступает в атмосферу при производствеминеральных удобрений и в результате некоторых других видов хозяйственнойдеятельности.
Есть основания считать,что хозяйственная деятельность оказывает влияние на рост озона (О3) втропосфере. Увеличение массы тропического озона также должно усилить парниковыйэффект в атмосфере.
В современном воздухеимеются также малые примеси, поступившие туда только из антропогенныхисточников – хлорфторуглеводороды (фреоны).
— рост производстваэнергии, который приводит к дополнительному нагреванию атмосферного воздуха.Имеются оценки количества тепла, которое выделяется в результате хозяйственнойдеятельности человека. В целом для Земли это количество на единицу поверхностиневелико и составляет около 0,01 Вт/м2. Для наиболее развитыхпромышленных районов указанная величина на два порядка больше и достигает 2 – 3Вт/м2. На территориях больших городов эта величина возрастает еще наодин – два порядка, т. е. до десятков и сотен Вт/м2.
При изменении притокаэнергии, получаемой Землей от Солнца на 1% средняя температура у ее поверхностиизменяется на 1,50С. Если считать, что производство тепла врезультате деятельности человека составляет около 0,006% от общего количестварадиации, поглощенной системой Земля – атмосфера, то соответствующее этомуповышение средней температуры будет равно примерно 0,010С. Этавеличина сравнительно незначительна, однако при резкой неравномерностиразмещения на поверхности Земли источников тепла, созданных человеком, в отдельныхрайонах повышение температуры может быть значительно большим.
— другие факторы. К ихчислу можно отнести: увеличение массы антропогенного аэрозоля в атмосфере,орошение засушливых районов (понижение альбедо примерно на 0,10 [2]),строительство водохранилищ (понижение альбедо).
1.3 Наблюдаемыепоследствия климатических изменений и их возможное влияние на эволюциюгеосистем
 
Несмотря на относительнуюнедолговременность происходящих климатических изменений, уже сейчас можновыявить ряд вызванных ими последствий. В частности, к ним можно отнести:
· отступлениегорных ледников практически во всех широтных зонах;
· сокращениеплощади и уменьшение толщины морских льдов в Арктическом бассейне;
· уменьшениеплощади шельфовых ледников в Антарктиде;
· изменениеструктуры кораллов в тропических широтах;
· изменение граници толщины снежного покрова в умеренных и высоких широтах;
· увеличение длинывегетационного периода;
· изменениесезонных амплитуд температуры воздуха и сезонных колебаний концентрации CO2 в атмосфере;
· прямое влияниеувеличения концентрации CO2 на естественную и культурнуюрастительность;
· смещение сроковнаступления сезонных явлений в жизни растений и животных;
· расширение границареалов растений и животных к северу.
Так же как и в прошлом,криосфера, и, прежде всего горные ледники, является наиболее чувствительнойчастью глобальной климатической системы. В таблице 3 приведены следующие данныеоб уменьшении длины ледников (l, м/год),наблюдаемом начиная с конца прошлого века практически во всех районах земногошара.
Наиболее значительныеизменения площадей горных ледников происходят в Центральной Европе, вТропической Африке, Исландии и Азии. В Центральных Альпах объем ледниковсократился на 10 – 20% в 1980 – 1990 гг. по сравнению с их объемами в 1970-егоды. Около половины ледников Исландии активно отступают в последние 20 – 25лет. Площадь ледников Восточной Африки с начала века уменьшилась на 50 – 60%. ВСредней Азии сокращение площадей горных ледников происходит быстрее, чем всеизвестные сокращения за последние 12 тысяч лет[7].
Таблица 1. Уменьшениедлины ледников с конца XIX доконца 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 изменениибаланса массы ледников в различных горных районах после 1980-х годов посравнению с предыдущим 20-летним периодом, показывают, что в горах Тянь-Шанябаланс массы ледников уменьшился в 1,9 раз, в Скалистых горах – в 2 раза, вАльпах – в 10 раз. В целом на Северном полушарии баланс массы горных ледниковуменьшился в 1,3 раза при увеличении глобальной температуры на 0,380С.
Исследования такжепоказали, что реакция горных ледников на современное глобальное потеплениепроисходит с меньшим временным сдвигом, чем это предполагали ранее. Считалось,что реакция ледника на глобальное потепление может происходить через 70 – 80лет, однако последние данные свидетельствуют о том, что она происходит не болеечем через 10 – 20 лет.
Кислородно-изотопныйанализ ледниковых кернов, взятых на больших высотах в Тибете, в Андах и в горахТянь-Шаня, свидетельствует о быстром сокращении площади горных ледников и обыстром 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 современногоглобального потепления может быть обнаружен в центральных районах Азиатскогоматерика, как наиболее обширного и удаленного на значительное расстояние отокеана, который сглаживает колебания температуры.
Заметные изменения впоследние годы происходят и в состоянии морских льдов в высоких широтах обоихполушарий. 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 наиболеесущественное уменьшение площади произошло в 1990, 1993 и 1995 гг.
Эффективная толщина льдав 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 исследованияпоследних лет отмечают необычайно высокую температуру воды в высоких широтах(севернее 75 – 770с. ш.) в начале 90-х годов (положительнаяаномалия 0,5 – 10С). Как показала анализ этих материалов,современное потепление арктических вод не имеет аналогов в предшествующийпериод инструментальных наблюдений, при этом процесс потепления в высокихширотах 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 ледниковогопокрова Антарктиды также происходят определенные изменения. Анализ 50-летнихметеорологических рядов температуры воздуха и данных о состоянии ледниковАнтарктического полуострова указывает на устойчивый тренд потепления иразрушения ледников: площадь пяти из девяти шельфовых ледников в этом районебыстро уменьшается. Прибрежные моря очищаются ото льда примерно на месяц раньшепо сравнению со среднемноголетними сроками. Отмечаются также и более поздниесроки образования льда (примерно на месяц) в прибрежных морях Антарктиды и вморе Уэдделла. Таким образом, продолжительность безледного периода на морскойакватории Антарктиды увеличилась не менее чем на 1 – 1,5 месяца.
По данным Е.И.Александрова, устойчивый тренд повышения температуры воздуха в районеАнтарктиды отмечается уже более 30 лет.
Однако также имеютсясведения об увеличении высоты Гренландского ледникового щита, как следствиеувеличения осадков в высоких широтах. Этот процесс не противоречит развитиюсовременного потепления, а, наоборот, согласуется с тенденцией измененияосадков в полярных широтах при развитии глобального потепления. Имеются данныеоб увеличении облачности (до 25%) в районе Антарктиды за последние 10 – 12 лет.Последствием этого процесса, с одной стороны, является увеличение осадков искорости аккумуляции снега, а с другой – увеличение облачности может привести ктому, что океан в районе Антарктиды будет поглощать меньшее количествоуглекислого газа, а это вызовет усиление парникового эффекта.
Определенным индикаторомсовременного глобального потепления являются данные об уменьшении площади итолщины снежного покрова в Северном полушарии и об изменении сроков вскрытия изамерзания крупных рек.
По данным спутниковыхнаблюдений, за 1970 – 1988 гг. площадь снежного покрова в Северном полушарииуменьшилась с 23 млн. км2 до 17 млн. км2. В речныхбассейнах европейской территории России продолжительность ледового периодасократилась 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 оповышении температуры поверхности почвы в районах вечной мерзлоты на севереАляски и Канады (на 2 – 40С по сравнению с температурой 70-х гг.).Это привело к частичному таянию вечной мерзлоты и изменению баланса углерода втундровых экосистемах. Есть мнение, что вследствие потепления может изменитьсянаправление потоков углекислого газа тундровые экосистемы могут статьдополнительным источником CO2, т. е. будут способствовать усилениюпарникового эффекта.
Другим важнейшиминдикатором изменения глобальной температуры могут быть данные об измененииглубины проникновения колебаний температуры почвы. Известно, что сезонныеколебания температуры проникают в глубину на несколько метров, в то время какклиматические колебания, продолжительность которых составляет десятки и сотнилет, могут проявляться на глубинах более 100 м. В северной части Аляски и на севере Канады температура за последние годы увеличилась на 2 – 40С, вцентральной части Северной Америки – от 0,40С на широте 41,10с. ш. до 2,00С на широте 500с. ш. Измерения, выполненныев тропических районах Замбии и Заира, в центральной части Германии и Чехии,свидетельствуют о том, что на больших глубинах температура за последнеестолетие возросла на 0,6 – 0,70С, что практически полностью согласуетсяс материалами наземных метеорологических станций.
Имеются данные,свидетельствующие о быстром повышении температуры поверхности воды втропических и субтропических районах Мирового океана (Тихий океан и Атлантика).В восточной части Тихого океана температура воды увеличилась на 2 – 30Сза последние 15 – 20 лет. Также в этом районе отмечается процесс разрушениякоралловых рифов и изменение их окраски (выбеливание). Возможно, это связано сувеличением концентрации парниковых газов в результате глобального потепления.Анализ эмпирических данных об изменении температуры воды на разных глубинах вСеверной 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 времясуществует ряд неоспоримых свидетельств реакции растительности на современноеглобальное потепление. Первые признаки такого влияния – увеличение шириныгодичного кольца древесины – были обнаружены еще в 1986 г. при анализе древесины хвойных деревьев из высокогорных районов Калифорнии.
Также произошли измененияв анатомическом строении листа по сравнению с растительностью доиндустриальногопериода, что связано с ростом концентрации СO2 в атмосфере. Последствием таких изменений является болееэффективное использование воды растениями, что позволяет им существовать вусловиях более засушливого климата.
Есть данные, что с конца1960-х гг. продолжительность вегетационного периода в высоких широтах Северногополушария увеличилась не менее чем на 7 дней. За два последних десятилетиясельскохозяйственный сезон удлинился на 18 дней в Евразии и на 12 дней вСеверной Америке.
Современное глобальноепотепление климата отразилось на сроках наступления сезонных явлений на всехконтинентах Северного полушария. Причем общие направления фенологическойтенденции везде одинаковы – смещение к более ранним срокам наступления весеннихявлений и к более поздним – осенних. Смещение сроков к более раннему началубиологической весны до 8 дней за 1969 – 1998 гг. установилось по всей Европе на6 дней с 1959 по 1993 г. – в Северной Америке [27].
Средние даты распусканиялистьев сместились на 6 дней к более ранним срокам, а осенняя окраска листьевстала появляться на 5 дней позднее. С удлинением вегетационного периода всеверных широтах участились случаи массового вторичного цветения, кактравянистых, так и древесно-кустарниковых растений.
С глобальным потеплениемклимата связывают расширение границ ареалов растений и животных к северу всвязи со смещением изотерм: в Европе при общем потеплении в среднем на 0,80Сизотерма 00сместилась к северу на 120 км. В горных районах с хорошо выраженной поясностью также отмечается смещение нулевой изотермывверх и, как следствие, — смещение геоботанических границ. Так, на Южном Уралеза 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 вышематериалы об отклике различных природных объектов на современные климатическиеизменения свидетельствуют о реальности глобального потепления. Существует рядпричин, которые позволяют считать, что столь быстрое и значительное потеплениеклимата последних 20 – 25 лет не является естественным колебанием климата, асвязано с антропогенным влиянием, и, прежде всего, с ростом концентрациипарниковых газов в атмосфере.
 
1.4Ландшафтно-климатическая динамика в Центре России и сопредельных регионах нарубеже XX– XXIвеков
 
Конец XXвека, как известно, характеризовался заметным потеплением во многих районах Земли,наиболее ярко выраженным в умеренных широтах Северного полушария в зимниемесяцы. В начале 1980-х гг. аномалии среднегодовой температуры Северногополушария превысили потепление 1930-1940-х годов, а со второй половины 1990-хгодов рекордные значения аномалий температуры сменялись почти ежегодно. За 10лет с конца 1980-х годов она увеличилась на 0,40С, как и запредыдущие 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-егоды стали самым теплым десятилетием за период инструментальных наблюдений, какдля территории России, так и для Евразии в целом.
Известно, что современноеглобальное потепление реализуется в виде крупномасштабных положительныханомалий приземной температуры воздуха, повторяемость которых значительноувеличилась в последние десятилетия. В Северной Евразии они наблюдаются главнымобразом зимой (см. рис. 1.1.4).
/>
Рис. 1.1.4. Коэффициент линейноготренда (дни/10лет) в рядах числа дней с аномально высокой температурой воздухав зимний период (декабрь-февраль). 1961-1998 гг.
 
Из рисунка видно, чтонаиболее высокой температурой отличаются центр Восточно-Европейской равнины,восток Среднесибирского плоскогорья, а также восточное побережье Камчатки.Непосредственная причина этих аномалий – усиление циклонической активности ввысоких широтах Евразии, связанное с изменениями крупномасштабной атмосфернойциркуляции. Интенсификация циклонической деятельности, связанная с усилениемадвекции теплого атлантического воздуха, сопровождается перемещением зоныфронта к северу. Это в свою очередь обусловливает положительную аномалию ТПВ,большую повторяемость сильных юго-западных ветров, меньшую толщину исплоченность ледяного покрова и, в конечном счете, более раннее его разрушение.
Из-за меньшей толщины и сплоченностиледяного покрова, увеличения потоков тепла от океана к атмосфере, а такжеменьшего альбедо подстилающей поверхности положительная аномалия ТПВподдерживается в течение всего ледового сезона. Была получена связь ледовитостив восточном секторе Арктики, альбедо, температуры воды и воздуха с индексамисевероатлантического колебания (САК). Также было выявлено определяющеевоздействие интенсивности зимней зональной циркуляции на ТПВ не только зимнегопериода, но и весеннего, и осеннего. Рост ТПВ зимой, несмотря на обычное приэтом увеличение количества осадков, ведет к уменьшению снегонакопления и болеераннему разрушению снежного покрова. Следует ожидать, что температура воздухавесной в той или иной мере будет связана с циркуляцией в предшествующую зиму.
/>
Рис. 2.1.4. Коэффициентлинейного тренда (дни/ 10 лет) в рядах числа дней с аномально — большимиосадками летом (июнь-август). 1966-1998 г.

Межгодовые изменения количества осадков над сушей необнаруживают однонаправленной тенденции. В последние 50 лет отмечаетсятенденция к уменьшению годовых и сезонных сумм осадков по России в целом и в еевосточных регионах. Наиболее заметно снизились осадки на северо-востоке страны.А на европейской территории прослеживается слабая тенденция к их росту.
Если говорить о климатических экстремумах натерритории России, то получается, что более трети территории нашей странызанимают районы, где экстремально высокие температуры воздуха > 300C, по среднемноголетним данным, случаются 5 – 10 и более дней вгоду. Но площадь, где наблюдаются самые низкие температуры (средний изежегодных абсолютных минимумов
Экстремально интенсивные осадки (50 мм/сутки, свероятностью появления не реже одного раза в 10 лет) выпадают на пятой частинашей территории, сильные ветры (скорость 20 м/с и более, случаются не режеодного раза в 10 лет) отмечаются почти на половине территории страны.
Известно, что климатические условия определяютсяциркуляцией атмосферы и особенностями рельефа – существованием замкнутыхкотловин, ориентацией склонов и горных хребтов по отношению к преобладающемунаправлению ветра и т. д. Самые низкие температуры воздуха наблюдаются, когданад Атлантическим и Тихим океанами развивается активная циклоническаядеятельность, а стационарный Сибирский антициклон занимает большую частьЕвразийского материка. Гребни этого антициклона вытянуты на восточную половинуЕвропейской России, а также на бассейны Лены и Колымы. При таких условиях вянваре 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 устойчиваяполоса повышенного давления, объединяющая его с арктическим регионом, возникабсолютный минимум температуры воздуха для нашей страны, равный -680C, который наблюдался в Оймяконе в январе 1931 года и феврале1933 года [15].
Летние температурные экстремумы на Русской равнинеобычно наблюдаются при формировании поля повышенного давления в результатеусиления субтропического Азорского антициклона и распространения его отрога наЕвропу. Именно при таких условиях зафиксированы абсолютные максимумытемпературы воздуха, равные 410C вВоронежской и Самарской областях и 420C – вСаратовской [15]. Образование области повышенного давления над регионами Сибиритакже способствует формированию малооблачной погоды и высокого температурногофона. Так, в июле 1981 года интенсивный вынос теплого воздуха из Азии определилвозникновение максимумов температуры воздуха на востоке Якутии (36 – 370C). В июне 1970 года в Иркутской области температураподнималась до +400C [15].
Экстремальные суточные суммы осадков, превышающие 100 мм, наблюдаются в разных регионах Европейской и Азиатской территории России. Они по большей частилокальны, выпадают в летние месяцы и циркуляционные условия их формированияразличны. В большинстве случаев в европейской части России такие осадкиприходят с южными средиземноморскими циклонами. Так, 14 августа 1904 года воВладимире 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 возможнысуточные суммы осадков, превышающие 100 мм. Так, 6 августа 1958 года в Ленске выпало 103 мм осадков [15]. Тогда восточный отрог Азорского антициклоназанимал всю Европу, южные циклоны шли через Каспийское и Аральское моря набассейны Оби и Енисея.
Благоприятные условия для формирования рекордныхсуточных сумм осадков в Амурской области, Хабаровском и Приморском краях, наСахалине определяются южными циклонами, проходящими по западной периферииТихого океана. На Сахалине выпало 137 мм осадков 3 августа 1981 года, в Хабаровском крае – 158 мм 22 июля 1976 года. На Камчатке максимум суточных суммосадков сдвинут на холодную половину года (9 ноября 1934 года вПетропавловске-Камчатском выпало 207 мм осадков) [15].
По последним данным, продолжительность действия иповторяемость циркуляционных условий, при которых южные циклоны активизируются,возрастают на протяжении XXвека, и особенно за последние десятилетия. При сохранении этой тенденции можноожидать повышения повторяемости и величины экстремумов атмосферных осадков.
Современные расчетные климатические модели учитываютне только температуру и осадки, но и множество дополнительных параметров, в томчисле содержание в атмосфере углекислого газа. Если его концентрация возрастетвдвое, то в среднем количество осадков увеличится на 10 – 30%, но изменится иххарактер. В умеренных широтах Северного полушария чаще будут наблюдатьсясильные ливни и обильные снегопады, а на планете в целом усилятся температурныеконтрасты между континентами и океанами, интенсивнее станут муссоны в ВосточнойАзии.

ГЛАВА 2. Материалы и методы исследования
 
2.1Физико-географические условия Рязанской области
 
Рязанская областьрасположена в центральной части Русской равнины. Её площадь составляет 39,6тыс. км2. Крайняя северная точка находится на 55022’ с. ш., крайняя южная – 53019’ с. ш. С запада на восток областьпротянулась от 38038’ в. д. до 42031’ в. д. [24].
С поверхности в пределахобласти залегают четвертичные отложения разного генезиса: ледниковые,водно-ледниковые, озерно-аллювиальные. Они подстилаются различными по составуосадочными породами неогенового, мелового, юрского и каменноугольного возраста,местами вскрывающимися в склонах долин, балок и оврагов.
В современном рельефетерритории, которую занимает область, по абсолютным высотам обособляется рядкрупных неровностей – возвышенных и сниженных участков, отличающихся друг отдруга по глубине и густоте эрозионного расчленения, морфологии междуречий иречных долин.
На западе областирасположена северо-восточная часть Среднерусской возвышенности, восточнеенаходятся относительно пониженные участки – Мещерская низина и приокская частьОкско-Донской равнины, входящие в субмеридионально вытянутую полосуВолжско-Окско-Донских равнин.
Рязанская частьСреднерусской возвышенности отличается наибольшими для области абсолютнымивысотами междуречий, наиболее интенсивным эрозионным расчленением,преобладанием полого-увалистых и холмисто-увалистых междуречий. Навозвышенности расположена максимальная отметка поверхности в пределах области – 245 м.
Рязанская частьОкско-Донской равнины приурочена в основном к ее северной (окской) покатости,ограниченной на севере долиной Оки, а на юге – Окско-Донским водоразделом. Впределы области входит и небольшая часть донской покатости равнины.
Часть Мещерской низины,расположенная в пределах области, занимает около 10,7 тыс. км2. Кней относят также долину Оки, Ковров-Касимовское плато, участок правобережьяОки в низовьях р. Вожи и Константиновское плато на междуречье Оки и Мечи. Впределах низины расположена минимальная отметка поверхности – 78 м.
Климат Рязанской области,расположенной в умеренном климатическом поясе, умеренно-континентальный степлым летом и умеренно-холодной зимой. Величина суммарной солнечной радиации,поступающей на поверхность земли в пределах области, увеличивается с севера наюг с 90 до 95 ккал/см2*год. Радиационный баланс изменяетсясоответственно от 33 до 35 ккал/см2*год. Зимой радиационный балансотрицательный. 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 меридиональномнаправлении. Это связано с тем, что зимой тепло на Русскую равнину выносится сАтлантики. Характерно, что в юго-западной, наиболее приподнятой части областисредние январские температуры относительно понижены, до -110С — -11,20С. Эффект понижения температуры связан с высотой [24].
Средняя температурасамого теплого месяца – июля – повышается с северо-запада на юго-восток от+18,50С до +19,50С. Наиболее низкие значения среднихиюльских температур, как и в январе, отмечаются в относительно приподнятойюго-западной части области, что связано с понижением температуры с высотой. Среднегодоваятемпература воздуха положительная. В северных районах области она составляетчуть ниже +40С, в южных – более +40С. Продолжительностьбезморозного периода в среднем колеблется от 134 дней в северной части областидо 150 дней в южной.
Годовая сумма осадков натерритории области составляет от 700 мм в северной части до 600 мм и менее на юго-западе области. Северная часть области, расположенная на левобережье Оки иправобережье Мокши, характеризуется избыточным увлажнением (превышение осадковнад испарением). К югу от Рязани увлажнение становится недостаточным.
Продолжительность периодаактивной вегетации в области увеличивается с севера на юг от 144 до 152 дней.
Внутренние воды Рязанскойобласти включают поверхностные и подземные воды. Поверхностные водыпредставлены реками, озерами, болотами и группой искусственных водоемов. Рекиобласти принадлежат бассейнам Каспийского и Азовского морей. Большая частьРязанского края дренируется р. Окой и ее притоками. Бассейну Оки принадлежит850 рек и речек общей протяженностью 10 тыс. км. Небольшой участок наюго-западе области относится к бассейну реки Дон. Реки области имеют смешанноепитание с преобладанием снегового. На весну, когда тает снег, приходится 60%годового стока, на лето и осень – 25%, на зиму – 15%. Летом и осенью питаниерек происходит за счет дождевых осадков и подземных вод, зимой – почтиисключительно за счет грунтовых вод. Замерзают реки в конце ноября – началедекабря, вскрываются – в конце первой – начале второй декады апреля.Среднегодовой сток, формирующийся на территории области, составляет 4,2 км3.
На территории областинасчитывается 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 областиимеется около 1230 болот общей площадью около 92,5 тыс.га. Подавляющая частьболот сосредоточена в Мещере.
Рязанская областьрасположена в трех природных зонах. Это является причиной разнообразия почв.
В почвенном покроветерритории области преобладают дерново-подзолистые почвы (около 35%), серыелесные почвы (около 30%) и черноземные почвы (более 26%); на долю пойменных(аллювиальных) почв приходится 8%, болотных почв – более 3%.
Северная часть областиотносится к зоне смешанных хвойно-широколиственных лесов (подтаежная зона),представленной на плакорах хвойно-широколиственными лесами с травяным покровомна дерново-подзолистых почвах. На плохо дренированных участках располагаютсяболотно-подзолистые и подзолистые почвы под осоковой, древесной, моховой и инойрастительностью. Южнее находится зона широколиственных лесов с серыми леснымипочвами, которые в понижениях сменяются серыми лесными глеевыми почвами подмелколиственными лесами, а также дерново-глеевыми почвами под травянистойрастительностью. Самые южные районы Рязанской области относятся к лесостепнойзоне (подзона северной лесостепи) с присущими ей злаково-разнотравными лугамина оподзоленных и выщелоченных черноземах и участками дубово-липовых лесов сбогатым разнотравьем на серых лесных почвах. Плохо дренированные участки влесостепной зоне заняты лугово-черноземными почвами, дерново-глеевыми почвами.
Естественные ландшафты взоне широколиственных лесов и в лесостепи в значительной мере преобразованы врезультате хозяйственной деятельности человека.
2.2 Источники данных
 
Источник данных,используемых в работе – ряд метеонаблюдений, а также данные по расходу воды вреках. Метеонаблюдения включают в себя результаты измерений среднесуточныхтемпературы и количества осадков на метеостанциях Рязанской области. Наиболеедлинные ряды содержат сведения, начиная с 1886 года (Елатьма). К сожалению, другие метеостанцииобладают меньшими рядами сведений (в частности, Павелец – начиная с 1936 года).Климатическая ситуация начала XXIвека (2001 – 2003 гг.) оценена по 13 метеостанциям Рязанской области и смежныхрегионов.
Полученные данныеанализировались и сравнивались с данными различных литературных источников,посвященных рассматриваемой тематике.
2.3 Методологияисследований
 
Для анализа полученныхданных использовались такие методы, как картографический, методы эмпирическихзависимостей (расчет коэффициента континентальности Хромова), методыстатистического анализа (описательная статистика, автокорелляция, регрессионныйанализ, расчет фрактальной размерности).
· Для расчета коэффициентаконтинентальности Хромова использовалась формула:
Кхр=(Агод-5,4sin />/Агод)*100%,
где Агод –годовая амплитуда температур (арифметическая разность температур самого теплогои самого холодного месяцев данного года), /> - географическая широта региона.
· Методикаопределения параметров функционирования геосистем по метеорологическим данным.Исходными данными для вычисления различных параметровклиматической динамики являлись средняя температура января и июля, а такжегодовое количество осадков. На этой основе были вычислены все остальные(производные) гидротермические параметры, как частные, так и комплексные. Для расчетовтакже использовались приведенные в таблице 2 статистические связи междуисходными и производными параметрами [13].
Таблица 2. Формулы длярасчетов частных и комплексных ландшафтно-геофизических характеристик поисходным 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 оценкироли случайных факторов динамики среднегодовых температур и годовыхсумм осадков был применен анализ автокорреляции и анализ фрактальнойразмерности.
Слово «фрактал»употребляется в значении «разрыв», которое указывает на то, что процесс,попадающий под понятие «фрактальность», будучи непрерывным, содержит в себеразрывы, то есть области, в которых значения имеют резкий скачок. Эта модель вобщем случае описывает скачкообразные переходы системы из одной локальнойобласти равновесия в другую. Эти переходы могут иметь более или менеерегулярный или хаотический характер. Фрактальная размерность системы в отличиеот топологической нецелочисленна.
Один из основных методовизмерения – метод ящиков. Исходный ряд значений делится пополам и считаетсячисло пересечений графика с секущей линией. Затем две, полученные ранееделением пополам графика, части делятся еще на две равные части и сновасчитается количество пересечений. Далее действие продолжается необходимоеколичество раз.
Затем по полученнымданным определяется размерность D,которая вычисляется по формуле D=log(N)/log(1/r). Размерность определяется изуравнения регрессии, которая графически представлена прямой.
Фрактальная размерностьпозволяет охарактеризовать различные уровни шума и, соответственно, различныйвклад случайных факторов в динамику изучаемой величины (степени случайностипроцесса) [25]:
2. 0,1 — «черный шум» связывается с турбулентнымипроцессами в очень вязкой среде.
3. 0,5 — «бурый шум» описывает рельеф, целикомопределяемый эрозионной системой, близкой к равновесию.
4. 0,9 — «розовый шум» связывается с турбулентнымипроцессами в среде малой вязкости.
5. 1 — «белый шум» описывает чисто случайный нормальныйпроцесс.
Таким образом, роствеличины фрактальной размерности показывает степень стохастичности процесса иявляется критерием энтропии системы (в том числе климатической). Кроме того,фрактальная размерность представляет собой устойчивую статистическуюхарактеристику.
· Для установлениясвязи стока с климатическими факторами использовался метод пошаговойрегрессии.
Смысл регрессионногоанализа состоит в формировании уравнения, связывающего сток с указанными вышефакторами. В простейшем случае уравнение имеет вид прямой, а зависимость имеетследующую структуру:
Y=a + b1x1+ b2x2 + … + bnxn, где

Y – зависимая переменная, величинастока;
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 определяетхарактер и влияние факторов на зависимую переменную. Положительные коэффициентыговорят об усилении стока под влиянием данного фактора, отрицательные – обослаблении [19].

ГЛАВА 3. Основныеособенности регионального климата Рязанской области и его динамики
 
3.1 Среднемноголетниеи экстремальные значения метеорологических величин
 
Рассмотрим данныехарактеристики на примере метеостанции Елатьма, измерения которой охватываютпериод с 1886 по 2003 гг. (отсутствовала информация за 1917-1919, 1996-1998 ичастично 1941 гг.).
Среднегодовая температураприземной атмосферы в Елатьме составила 4,310С с коэффициентом вариации23,2%. Наиболее холодными годами (с температурой менее 2,50С) заисторию метеонаблюдений были 1907, 1908, 1942, 1945, 1956, 1969 (все – за счетодновременно зимних и летних сезонов); а также 1976 (холодное лето) и 1987(суровая зима) (см. приложение 1, 2). Наибольшая повторяемость аномально теплыхлет с температурой свыше 5,30С наблюдается в последнее время: это1989-1991, 1995, 1999-2002 (все как за счет мягкой зимы, так в большинствеслучаев высокой температуры в летние месяцы); а также 1975 и 1981 (мягкая зимаи теплое сухое лето), 1932 и 1936-1938 (очень сухие годы, к тому же с мягкимизимами), 1906 (теплая зима с высокой повторяемостью циклонов) и 1903 (сухоелето).
Годовая норма осадков висследуемом регионе составляет 574 мм с коэффициентом вариации 19,5%.Выделяются годы, когда выпадало свыше 750 мм: это 1912, 1952, 1993 (за счетвлажного лета); а также 1962, 1980, 1990 (положительные аномалии и зимних, илетних 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 жаркоебездождное лето); близки к ним 1975 (за счет сухого лета) 1988 и 1991 (за счетзимних месяцев) (см. приложение 1, 2).
3.2 Вековые колебанияклимата и специфика периода глобального потепления (на примере м/с Елатьма)
 
Изучение данныхрегулярных метеонаблюдений позволило охарактеризовать с большой подробностью идостоверностью внутривековые изменения климата Земли. В частности, выделено 3больших 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 настоящеевремя). По мнению Будыко и его единомышленников, данные колебания температурыобусловлены изменениями коэффициента прозрачности атмосферы под влияниемвулканических извержений. При этом наиболее активное снижение прямой радиациинаблюдалось в 60-е гг. ХХ в, когда крупные вулканы извергались ежегодно [8,17].В последние десятилетия рост температуры наблюдается вопреки росту запыленностиатмосферы, что данные авторы объясняют накоплением антропогенного СО2.По имеющимся оценкам [20], темпы современного потепления не имеют прецедентов вистории человечества и не сравнимы даже со знаменитой «эпохой викингов».
На основе имеющихсяданных метеостанции Елатьма нами были вычислены: среднегодовые значения температурыи количества осадков, амплитуда температуры, сумма активных температур,продолжительность периода с активными температурами и количество осадков заданный период, сумма температур ниже -100C, а также некоторые другие величины. Затем полученныеданные подверглись статистической обработке (расчет трендов, фрактальнойразмерности и др.).
Рассмотрим, как меняласьсреднегодовая температура на территории Рязанской области за период с 1886 по2003 год.
Из рисунка 1.3.2 следует,что на протяжении последних 117 лет среднегодовая температура не оставаласьпостоянной, а менялась, причем четкой закономерности, глядя только на график,выявить нельзя. Лишь после построения полиномиального тренда можно выделитьпериоды 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, длившеесяпримерно до середины 60-х годов. Оно составило 0,30C (0,0960C/10 лет). С конца 60-х годов температура снова начала увеличиваться. Этотпроцесс продолжается до сих пор. К 2003 году коэффициент линейного трендасоставил 0,320C/10лет (1,550C за весь период).
/>
Рис. 1.3.2.Изменение среднегодовой температуры с 1886 по 2003 год. Линейный (штрихпунктирнаялиния) и полиномиальный (сплошная черная линия) тренд.
 
Максимальнаясреднегодовая температура наблюдалась в 1989 году и составила 6,350C, минимальная – в 1945 году: 2,160C.
Целесообразно провестианализ динамики климатических показателей отдельно по периодам температурнойдинамики, существование которых доказано М.И. Будыко.
Как показано на рис.1.3.2, на территории Рязанской области за 1886 – 1946 годы тренд температурыбыл 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 положительныйтренд, составивший 0,40C/10 лет. Это говорит о том, что ситуация в Рязанской области в целомсовпадает с общемировой тенденцией изменения температуры.
За период с 1886 по 2003год наблюдалась общая тенденция к увеличению температуры. В целом она возрослана 10C по сравнению с началом XX века. По миру в среднем этотпоказатель составляет 0,60C. Разница объясняется неравномерностью роста температуры на материках иокеанах. Среднемировой показатель учитывает изменение температуры и в Южном –более океаническом – полушарии.
Количество осадков натерритории Рязанской области за период 1886 – 2003 возросло более чем на 100 мм (коэффициент линейного тренда составил 8,4 мм/10 лет). Проанализируем изменение количестваосадков по тем же периодам времени, что и температуру. Однако четкойзависимости между количеством осадков и температурой нет, то есть увеличениетемпературы может приводить как к увеличению количества осадков, так и егоуменьшению (приложение 4). Скорее всего, это связано с тем, что на осадки,кроме температуры, оказывают влияние и другие факторы, которые зачастуюявляются более важными, чем температура (местное испарение, температурнаястратификация атмосферы, формирующаяся под влиянием местных условий и др.).
За период с 1886 по 1946гг. тренд осадков был отрицательным и составил в среднем 16,7 мм/10 лет, с 1947по 1968 гг. – положительным: количество осадков увеличивалось в этот период на22,7 мм/10 лет. В течение 1969 – 2003 гг. тренд также был положительным: 32,4мм/10 лет.
Максимальное количествоосадков 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 (сплошнаячерная линия) и линейный (пунктирная линия) тренды.
 
Рассмотрим подробнеерезультаты, полученные при расчете тренда температуры и осадков каждого месяцаза период в десять лет (приложение 4). На основе полученных данных можносделать определенный вывод о том, что между температурой и осадками нетопределенной закономерности, они меняются независимо друг от друга. Однако, привидимой хаотичности процессов, некоторые десятилетия характеризуются довольноупорядоченным ходом температуры и осадков. Это такие периоды, как 1961 – 1970,в течение которого температура и осадки характеризовались обратнойзависимостью, кроме сентября и декабря, когда снижение температуры приводило куменьшению количества осадков; 1971 – 1980, когда во все месяцы, кромепоследних двух весенних и последних двух осенних, температура и количествоосадков также характеризовались обратной зависимостью, а весной и зимойснижение температуры приводило к уменьшению количества осадков. Следуетвыделить и последнее десятилетие XXвека, на протяжении которого в мае, июне и июле, а также осенью уменьшениетемпературы приводило к росту количества осадков и наоборот. В остальные месяцынаблюдалась прямая зависимость.
Таким образом, прогнозосадков более сложен, чем прогноз температуры, так как на увлажнение влияетбольшее число факторов, значительная часть которых не может быть адекватноучтена.
Рассмотрим теперь, какменялась годовая амплитуда температуры (рис. 3.3.2, приложение 1).
/>
Рис. 3.3.2. Изменениегодовой амплитуды температур. Полиномиальный (сплошная черная линия) и линейный(пунктирная линия) тренды.
Сопоставляя рис. 1.3.2 и3.3.2, можно увидеть, что период повышения температуры совпадает с периодомпонижения амплитуды и лишь за последние 10 лет рост температуры сопровождаетсяростом амплитуды. Такая противоположность связана с повышением зимних инекоторым снижением летних температур, что сглаживает контраст между сезонами.В целом, среднегодовая амплитуда снизилась на 30C.
Рассмотрим такжеамплитуду среднесуточных температур за разные годы (разность температур самогохолодного и самого теплого дня в году).
Как видно из рисунка4.3.2 амплитуда среднесуточных температур снизилась по сравнению с 1886 годомна 2,50C, что почтисовпадает с величиной снижения среднегодовой амплитуды. В целом, между даннымивеличинами наблюдается четко выраженная прямая зависимость.
/>
Рис. 4.3.2.Амплитуда среднесуточных температур. Полиномиальный (сплошная черная линия) илинейный (пунктирная линия) тренды.
Снижение амплитуды самоготеплого и самого холодного дня в году связано с теми же факторами, что и снижениесреднегодовой амплитуды.
/>
Рис. 5.3.2.Изменение коэффициента Хромова. Полиномиальный (сплошная черная линия) илинейный (пунктирная линия) тренд.
На рисунке 5.3.2 изображенграфик изменения коэффициента, или индекса континентальности, Хромова, которыйуказывает на соотношение влияний, оказываемых континентом и океаном на годовуюамплитуду температуры воздуха в конкретном месте, в данном случае – в Рязанскойобласти (см. также приложение 1). Этот график полностью идентичен графикугодовой амплитуды, так как именно от нее зависит степень континентальностиклимата. Из-за снижения амплитуды температуры континентальность климата такжеуменьшилась и, как следствие, коэффициент Хромова снизился на 1,5% по сравнениюс 1886 годом. В течение периода 1886 – 1946 гг., который характеризовалсяростом среднеглобальных температур, на территории Рязанской области преобладалатенденция снижения коэффициента Хромова: примерно на 0,01%/10 лет. Далее с 1947по 1968 гг. тренд коэффициента был положительный и составлял в среднем 0,02%/10лет. За последний промежуток времени с 1969 по 2003 гг. произошло снижениекоэффициента Хромова на 0,44%/10 лет. Минимальное значение коэффициента Хромованаблюдалось в 1993 году (в период последнего «глобального потепления») исоставило 81,96%, максимальное значение – в 1956 году (на фоне снижениясреднеглобальной температуры, имевшего место в тот период) и равнялось 89,48%.Снижение коэффициента Хромова говорит о том, что происходит сглаживаниеконтрастности между материком и океаном и сезонами года. Наиболее интенсивноеуменьшение происходит за последние годы. Это указывает на то, что интенсивностьпроцессов, влияющих на снижение контрастности температур, значительно возросла.
Можно рассмотреть ещенекоторые параметры, которые также доказывают, что повышение температурыпроисходит в основном за счет увеличения зимних температур. В частности, намибыла рассчитана сумма температур ниже -100C, а также продолжительность периода с такими температурамии количество осадков за этот период (см. приложение 3). Сравнивая рисунок 1.3.2и 6.3.2, можно увидеть, что полиномиальный тренд температуры и суммы температурниже -100C практически совпадают, то естьповышение в положительную сторону суммы температур ниже -100C приводит к росту среднегодовой температуры и наоборот.     
/>
Рис. 6.3.2. Сумматемператур ниже -100C. Полиномиальный(сплошная черная линия) и линейный тренд (пунктирная линия).
 
Линейный тренд указываетна то, что сумма температур ниже -100Cуменьшилась по модулю за весь рассматриваемый промежуток на 2250C, что также способствовало росту среднегодовой температуры,что и наблюдается в настоящее время.
/>
Рис. 7.3.2. Продолжительностьпериода с температурами ниже -100и линейный тренд.
 
Длительность периода стемпературами ниже -100C уменьшилась за весьпериод на 18 дней (рис.7.3.2), что говорит о том, что температура в холодноевремя года стала реже опускаться ниже -100C.
Количество осадков заэтот период снизилось (рис 8.3.2) примерно на 10 мм.
Возможно, уменьшениеколичества осадков связано с тем, что в связи с ростом зимних температур,снизилась контрастность между океаном и материком, однако этому противоречитувеличение циклональной активности, которая также связана с контрастами температурна материках и океанах.
/>
Рис. 8.3.2.Количество осадков за период с температурами ниже -100и линейныйтренд.
 
Это еще раз подчеркивает,что на осадки оказывает влияние большее количество факторов по сравнению стемпературой.
Рассмотрим также, какменялись суммы активных температур (арифметическая сумма среднесуточныхтемператур свыше +100С) и температур выше +150C.
/>
Рис. 9.3.2. Суммаактивных температур. Полиномиальный (сплошная черная линия) и линейный(пунктирная линия) тренд.

Сумма активных температурза последние 117 лет снизилась примерно на 500C (рис. 9.3.2, приложение 5).
Скорее всего, этообъясняется понижением летних температур за счет повышенной циклоническойактивности. Это доказывает и увеличение количества осадков за этот периодпримерно на 15 мм (рис. 10.3.2).
Можно проследить связьмежду суммой активных температур и коэффициентом Хромова. До середины XX века существовала однозначная прямаясвязь между суммой активных температур и коэффициентом Хромова: период снижениякоэффициента Хромова сопровождался периодом снижения суммы активных температури наоборот. Это связано с усилением взаимодействия океана и континента, вчастности с увеличением циклонической активности в летний период. С середины XX века связь стала несколько менееопределенной, в частности, в первой половине 60-х годов наблюдалось снижениесуммы активных температур при высокой величине коэффициента Хромова из-заснижения поступления прямой радиации вследствие активизации вулканическойдеятельности [8] и общего снижения летних температур на континентах. В 80-егоды на фоне однозначного снижения коэффициента Хромова имел место выраженныйрост суммы активных температур.
/>
Рис. 10.3.2.Количество осадков за период активных температур. Полиномиальный (сплошнаячерная линия) и линейный (пунктирная линия) тренд.
Длительность периода сактивными температурами в 1995 году возросла по сравнению с 1886 годом на 3дня.
/>
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 темиже факторами, которые влияют и на сумму активных температур, причем тенденция кросту данного параметра в последние 30-35 лет еще не сказалась на характерединамики за весь рассмотренный период времени.
/>
Рис. 12.3.2. Сумматемператур выше +150C. Полиномиальный(сплошная черная линия) и линейный (пунктирная линия) тренд.
 
Таким образом,современная климатическая динамика в Рязанском регионе характеризуется рядомсущественных особенностей, не имеющих аналогов в прошлые десятилетия регулярныхметеонаблюдений. В первую очередь это касается устойчивого роста температуры, восновном за счет зимних месяцев, а также роста увлажненности.
О значимости современныхклиматических изменений может свидетельствовать и вариационный анализ(приложение 7). Нами были проанализированы среднегодовая и зимняя температуры.В стабильных условиях среды фиксируется колоколообразная форма распределениялюбого параметра. При этом доказано, что такая форма распределения весьмаконсервативна и ее изменения свидетельствуют о кардинальных измененияхпроцесса.
Как видно из приложения 7сейчас формируется новый «класс типичности» среднегодовых температур (выше+5,510С), не имевших прецедентов в прошлом, что на 1,50Сбольше средней величины, характерной для всего XX века. Потепление происходит в основном за счет температурзимних месяцев.
 
3.3 Пространственнаянеоднородность климата в пределах Рязанской области и ее физико-географическиефакторы
 
Для оценкипространственной неоднородности климатических параметров использовались данные,полученные метеостанциями. Наиболее длинные ряды содержат сведения, начиная с1886 года (Елатьма). К сожалению, другие метеостанции обладают меньшими рядамисведений (в частности, Павелец – начиная с 1936 года). При этом в существующихрядах имеются разрывы в наблюдениях. В результате нами было построено несколькокартосхем. Сравнение картографических данных середины XX века и начала XXIвека показало, что современная климатическая обстановка отличается рядомособенностей.
Сопоставление полученныхданных со средними картами второй половины ХХ в. (опубликованы, в частности, в[3,4]), показало, что конфигурация изотерм в целом не изменилась, и они имеютсубширотное простирание, что связано с закономерным возрастанием количествасолнечной радиации с севера на юг. Однако на юго-западе Рязанской областинаблюдается понижение среднегодовых температур (рис. 1.3.3). Это связано с тем,что юго-запад региона – участок Среднерусской возвышенности – приподнят надостальной территорией. Относительно пониженная среднегодовая температура этогоучастка выражена в основном за счет зимнего периода, когда фактор снижениятемпературы с высотой – в том числе при адиабатическом охлаждении воздухаатлантических циклонов при подъеме – оказывается более существенным в связи сболее активным воздухообменом с Атлантикой (рис. 1.3.3(б)).
/>/> 
а)                                          б)
Рис. 1.3.3. Картосхемысреднегодовой температуры воздуха середины XXвека (а) и начала XXIвека (2001 – 2003гг) (б)
 
Простирание январскихизотерм в субмеридиональном направлении – в связи с адвекцией тепла сАтлантического океана – в целом сохраняется и в начале ХХI в. (рис. 2.3.3).

/>/>а)                                                            б)
Рис. 2.3.3.Картосхема температуры января середины XXвека (а) и начала XXIвека (2001 – 2003 гг) (б).
При этом зимойнаблюдается повышение температуры с юго-востока на северо-запад до окрестностейРязани, где локализован региональный максимум зимней температуры, обусловленныйтем, что адвекция на данном участке территории области проявляется наиболееинтенсивно. Далее к северу температура вновь снижается – уже в соответствии сзональными закономерностями. Необходимо отметить, что по сравнению с серединойпрошлого столетия температуры января увеличились примерно на 50С,хотя существенных различий в конфигурации изотерм в целом не наблюдается. Этоподтверждает, что пространственная картина метеопараметров значительноустойчивее их средних величин и сохраняется даже при принципиальных измененияхклимата.
Летние температуры в2001-2003 годы оказались выше среднемноголетних на 2-30С. Даннаятенденция характерна лишь для первых нескольких лет ХХI в. и не является устойчивой. Ранее на этапе «глобальногопотепления» наблюдался обратный процесс – процесс снижения летних температур.

/>/>
а)                                                                            б)
Рис.3.3.3.Картосхемы температуры июля середины XXвека (а) и начала XXIвека (2001 – 2003 гг) (б).
Сохраняется субширотноепростирание июльских изотерм, при этом они проходят практически перпендикулярнопреобладающим северо-западным ветрам (рис. 3.3.3). Тем самым наиболее теплаячасть области сейчас – юго-восточная (менее подверженная адвекции с Атлантики,воздушные массы над которой летом холоднее, чем над Русской равниной). Факторснижения температуры с ростом абсолютной высоты – на Среднерусскойвозвышенности – летом менее значителен, чем в зимний период.
Сравнивая современные(рис. 4.3.3) и средние данные по осадкам [23], можно отметить некоторыеизменения. Во-первых, годовая сумма осадков возросла в среднем примерно на 100 мм. Во-вторых, – и это еще более существенно – рязанский участок Среднерусской возвышенности всередине ХХ в. отличался количеством осадков, близким к максимальному, тогдакак сейчас это место является одним из самых сухих на территории Рязанскойобласти. Это говорит об усилении роли Среднерусской возвышенности, как барьерана пути прохождения влажных воздушных масс, вследствие усиления интенсивностизападного переноса. Высокие среднегодовые осадки на территории возвышенности исейчас отмечаются, но – в пределах Тульской области на наветренном склоне (рис.4.3.3). «Барьерный эффект» проявляется и на восточной периферииКовров-Касимовского плато, гораздо меньшего по относительной высоте и площади,чем Среднерусская возвышенность. Столь существенная трансформацияпространственной картины увлажнения свидетельствует о масштабности наблюдаемыхклиматических изменений, которые отнюдь не ограничиваются простыми колебаниямиоколо средних величин.
/>
Рис. 4.3.3.Картосхема годового количества осадков (2001-2003 гг).
 
На рис. 5.3.3 изображеныграфики количества осадков за год по данным шести метеостанций Рязанскойобласти. Можно видеть, что максимум осадков выпадает в мае – июне, чтособственно и характерно для умеренно-континентального пояса. Однако появляютсяеще два максимума, выраженных не столь сильно: в январе – феврале и началеосени.

/>
Рис. 5.3.3Количество осадков за 2001 – 2003 год по месяцам
Так как осадки зимой, восновном зависят от влажных воздушных масс, идущих с Атлантики, то появлениезимнего максимума осадков может свидетельствовать об увеличении интенсивностизападного переноса. Осенний максимум связан с активизацией циклонов.
По сравнению с серединой XX века возрос коэффициент увлажнения(соотношение осадков и испаряемости), отражающий наиболее фундаментальныеклиматические закономерности. Существенно изменились и его пространственныеособенности. Если раньше юг и юго-восток Рязанской области характеризовалисьнедостаточным увлажнением (лесостепная зона), то сейчас на большей частитерритории области увлажнение достаточное и избыточное (рис. 6.3.3).
Исключением являетсякрайний юго-запад территории (Кувл

 
/>  
 
 

Рис. 6.3.3. Картосхемакоэффициента увлажнения Высоцкого – Иванова (данные 2001 – 2003 гг.)
С севера на юг происходитрост суммы биологически активных температур, не считая юго-западной частиобласти, где происходит некоторое снижение величины (рис.7.3.3 (а)).
/>
/>
а)                                                                           б)
Рис.7.3.3. Картосхемасуммы биологически активных температур (2001 – 2003 гг.) (а) и продолжительностивегетационного периода (2001 – 2003) (б)
В северной части областиданный параметр составляет около 24000С, а в южной – 25400С.При этом необходимо отметить, что еще в источниках [1,3] данная величина имеласледующие значения: на севере сумма биологически активных температур составляла2150 – 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)): насевере области от 134 до 144 дней, на юге – от 145 – 147 дней до 150 – 152. Такимобразом, пространственная неоднородность климатических параметров в пределахРязанской области обусловлена зональными (солнечная радиация, западный переносвоздушных масс) и азональными (прежде всего, рельеф) факторами, которые в тойили иной мере взаимодействуют друг с другом и способствуют усилению илиослаблению климатических характеристик.
3.4 Общийобзор наиболее существенных изменений регионального климата, произошедших кначалу XXIвека
 
Колебания климата и егоизменчивость всегда оказывали определенное влияние на природные процессы иразвитие общества. Во второй половине XX века стало очевидно, что общая климатическая ситуация меняется гораздобыстрее, чем в прежние времена, как в среднем по миру, так и внутри отдельныхрегионов. Рязанская область не является исключением. Проведенные расчетыпозволили выявить следующее:
· к 2003 году посравнению с 1886 годом произошло повышение среднегодовой температуры более чем на 10C. При этом на протяжении XX века можно выделить периодыотносительного потепления и похолодания климата, которые в принципиальныхчертах совпадают с аналогичными периодами, установленными при анализеглобальной климатической динамики [8]. Если сравнить между собой периодыотносительного потепления климата, можно придти к выводу, что наиболееинтенсивное повышение температуры наблюдается в последнее время (коэффициентлинейного тренда составил 0,40С/10 лет, тогда как в первую половинуХХ века – 0,030С/10 лет). Рост температур происходит за счетувеличения зимних температур (+50С) и некоторого снижения летних (доконца XX века). С начала XXI века наблюдается рост летнихтемператур (+ 2 – 30С). При этом продолжительность периода сосреднесуточными температурами ниже –100С и их годовая сумма наиболеерезко снижались также в последние 30-35 лет. Сохранилось субширотноепростирание изотерм;
· на протяжении XX века также наблюдался ростколичества осадков. По сравнению с 1886 годом количество осадков возросло на 100 мм, главным образом за счет осадков теплого периода. При этом усилилась роль Среднерусскойвозвышенности как барьера на пути прохождения воздушных масс. Кроме характерного для умеренно-континентальногоклимата максимума осадков в мае – июне, появилось еще два слабо выраженныхмаксимума в январе – феврале и начале осени;
· произошлоснижение среднегодовой амплитуды температур и, как следствие, коэффициентконтинентальности Хромова снизился на 1,5%.
· по сравнению сконцом XIX – началом XX вв. снизилась по модулю сумма температур ниже -100C, а также сумма активных температур, что скорее всего связанос ростом циклонической активности. Однако в последние три десятилетиянаблюдается рост последней величины (кроме юго-запада области). Он составил 200– 2500С. Произошло уменьшение продолжительности периода с суммойтемператур ниже -100C и увеличениепродолжительности периода с суммой активных температур. Сумма температур выше +150C также снизилась по сравнению с 1886 годом. Отмеченныеизменения, предположительно, непосредственно связаны со снижением индексаконтинентальности климата;
· по сравнению с1965 годом увеличился коэффициент увлажнения;
· возрослапродолжительность вегетационного периода на 5 – 10 дней.

ГЛАВА 4. Связь региональных климатических изменений сфункционированием и эволюцией ландшафтов
 
4.1 Сток,биопродуктивность и почвообразование – важнейшие интегральные характеристикиландшафтов
 
Временные измененияприродных режимов характеризуются разной степенью упорядоченности. Наряду схаотическими колебаниями присутствуют и регулярные. Знание временнойупорядоченности используется при прогнозировании природных процессов, в томчисле неблагоприятных. Также эта информация позволяет изучить отклик различныхприродных компонентов на современные климатические изменения. В данном случаеречной сток является наиболее доступным для изучения. Он также позволяетреконструировать влияние климата на другие компоненты, выявить цикличностьтакого влияния и закономерные тенденции. Изучение данных тенденций – способизучения наиболее глубинных основ организации любых систем.
Биологическаяпродуктивность – одна из важнейших характеристик ландшафта. Обычно, чем вышебиопродуктивность, тем устойчивее экосистемы и ландшафт в целом. Поэтомупродуктивность, которая выражает совокупность природных и антропогенных влиянийна экосистемы, часто используют в качестве интегрального показателя состоянияландшафта.
Докучаев В.В. называлпочвы «зеркалом ландшафта», подчёркивая таким образом, что почвенный покровявляется зависимым компонентом биогеоэкосистем, в то время как элементыландшафта – ведущим фактором. Тем не менее, почвы вносят огромный вклад в общеефункционирование геосистем (поглощение, отражение, рассеивание поступающих всистему веществ и энергии).
4.2 Анализфизико-географических условий формирования стока на территории Рязанскойобласти
 
Условия формированиястока оценивались нами по данным о стоке шести рек, протекающих по территорииРязанской области: Ока, Гусь, Пёт, Истья, Мокша и Проня. Для расчетовиспользовались данные, начиная с 1970 года, для того, чтобы оценить влияниесовременной климатической динамики на изменение годового стока. По М. И. Будыкоименно начало 1970-х гг. является объективной границей, подтвержденнойглобальными наблюдениями.
Для вышеперечисленных рекбыли 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 таблице3.
Таблица 3. Площадибассейноврек 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 навосточной периферии Среднерусской возвышенности и охватывает два различныхприродных региона с большим участием Окско–Донской равнины.
Исток Прони находится навосточном склоне Среднерусской возвышенности, а геометрический центр бассейнареки к востоку от города Михайлова, но также в пределах данной макроформырельефа.
Геометрический центрбассейна реки Гусь находится на границе Рязанской и Владимирской областей.Бассейн реки Гусь характеризуется низкой контрастностью рельефа и высокойоблесенностью, причем гидромелиоративная преобразованность сравнительноневысока. В целом сохраняются естественные условия формирования стока. Наименеетрансформирован.
Для Пёта, берущего началона Окско-Цнинском валу, характерно высокое разнообразие природных условий.Коренными породами являются глины и известняки. Распаханность бассейна меняетсяот почти сплошной до полного отсутствия. Продольные профили притоков Пёта невыработаны, сохранились пороги. В пределах бассейна Пёта местами развитыкарстовые процессы.
Мокша также объединяетразличные по природным особенностям территории, начинаясь на западном склонеПриволжской возвышенности, протекает через территорию Пензенской области,республики Мордовия. Распаханность при этом также существенно меняется: вверховьях она достаточно высока, в среднем течении менее значительна. Вкачестве коренных пород в верховьях выступают известняки, в среднем течении –юрские глины. На некоторых участках течение зарегулировано плотинами малых ГЭС.
Ока берет начало вцентральной части Среднерусской возвышенности на границе Орловской и Курскойобластей. Геометрический центр бассейна реки находится в пределах Калужскойобласти, на западном склоне Среднерусской возвышенности, который в современныхусловиях 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 Рязанскойобласти занимает территория, где не проводится непосредственных гидрологическихизмерений.
Также был рассчитан объемстока за год, его минимальные, максимальные и средние значения за 1970 – 2006годы (таблица 4).

Таблица 4. Показателистока 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 Региональныегидроклиматические взаимосвязи
 
Закономерностивзаимосвязи стока различных рек. Основными факторами являются: близость расположения рек иплощадь 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, чембольше площади бассейнов и чем ближе они расположены, тем больше коэффициенткорреляции многолетней динамики стока. Согласно исследованию ученых Институтагеографии АН, в пределах 500 км коэффициент корреляции составляет не менее 0,7у сопоставимых по площади бассейнов. Если расстояние между бассейнамисоставляет 1000 км, то коэффициент убывает и даже становится отрицательным, 1500 км – вновь положительный коэффициент, что, по-видимому, обусловлено характерным размеромбарических систем – циклонов и антициклонов. Таким образом, пространственнаявзаимосвязь стока в значительной степени определяется атмосферной циркуляцией,следовательно, территориальная близость весьма важна.
Модуль стока. Объем воды, проходящий через живое сечение реки загод, является важной величиной, но информативность ее ограничена. Болеегеографичным является показатель, характеризующий интенсивность того или иногопроцесса, например, интенсивность водообмена (см. приложение 8). Такимпоказателем является модуль стока (л*сек/км2).
а) />
б) />
Рис. 2.4.3.Распределение средней величины модуля стока по территории Рязанской области запериод: а) 1970 – 2006; б) 1990 – 2006
/>/>/>/>           /> /> /> /> /> /> /> /> /> />  

4,0 – 4,5                                       5,0 – 5,5                                 > 6,0
Как показано на рисунке2.4.3 (а), модуль стока зависит и от климатических, и отгеолого-геоморфологических факторов. Максимальных величин данный показательдостигает на западном склоне Среднерусской возвышенности и северо-западнойМещере. На востоке возвышенности, в бассейне Прони он существенно меньше, чтосвязано, 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 долиныПрони весьма способствует подобным утечкам поверхностных вод. То же можносказать и про сток Истьи.
Модуль стока Мокши,бассейн которой в значительной степени находится в пределах болееконтинентальных районов Русской равнины достаточно близок к минимальнымзначениям.
Поверхностный сток сОкско-Цнинского вала и Мещеры близок к максимальным значениям. Этомуспособствует высокое количество осадков на северо-востоке региона (рис. 4.3.3)и выпуклая конфигурация кровли коренных пород Окско-Цнинского вала.
Если сопоставить данныерисунка 2.4.3 (а) с данными по последним 15 годам (рис. 2.4.3 (б)), когдаэффект потепления и увлажнения климата проявляется особенно четко, можноотметить рост модулей стока рек, который в той или иной степени проявляетсяпочти везде, кроме бассейна Мокши. Особенно значительно увеличение модуля стокав северной части Мещеры и западе Среднерусской возвышенности. В данномобстоятельстве проявляется нарастание контрастности климата Русской равнины вусловиях роста интенсивности западного переноса (запад – все более увлажнен,восток – проявляется аридизация). Причиной может служить увеличение количестваосадков, однако рост температуры способен нивелировать данное увеличение.
Для всех рек, заисключением Мокши, характерно увеличение модуля стока во времени (таблица 5).
Таблица 5. Линейный трендмодуля стока в разные десятилетияРека 1970-1979 1980-1989 1990-1999 1997-2006 Ока -0,2 -1,8 -0,6 0,8 Гусь 3,2 -2,5 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 – такиепоказатели, которые позволяют количественно охарактеризовать различия междуизучаемыми бассейнами и степень значимости этих различий. Для этого былиспользован 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 сравнениядисперсии, то есть величин колебания модуля стока от года к году. Данный методценен тем, что даже при одинаковых средних модулях, но существенноразличающихся дисперсиях, фиксируются различия между группами, поскольку вданном случае действительно имеют место различные природные режимы. Анализтолько средних величин не позволяет зафиксировать имеющиеся в реальностиразличия.
Таблица 6. Результатыоценки значимости различий модуля поверхностного стока по бассейнамГруппы бассейнов Значимость Вероятность ошибки 1) Ока, Гусь, Пёт, Проня, Истья, Мокша 21,8%  
Результаты расчетов,приведенные в таблице 6, показывают, что значимость позиционного фактора вцелом невелика и составляет в большинстве случаев менее 20%, а остальные 80%следует отнести на счет климатической нивелировки и различных случайныхфакторов.
Наибольшая значимостьразличий наблюдается при присутствии дисперсии комплексных данных по Оке, какреке, имеющей множество специфических особенностей формирования стока: Окаформирует свой сток за пределами Рязанской области, в том числе под влияниемМосковского региона и обладает значительной водностью.
Внутри региона различияизмеряются 15% и менее, причем исключение из комплексов данных по Среднерусскойвозвышенности снижает различия до 12%, а исключение данных по Мещере и учет ректолько Окско-Донской равнины вообще делает различия незначительными. Это подтверждаетлитературные данные о принципиальных различиях поверхностного стока в пределахосновных морфоструктур Русской равнины и свидетельствует о том, что ведущийфактор подобных различий в пределах небольших регионов –геолого-геоморфологический, даже при таком сравнительно малоконтрастномрельефе, как в Рязанской области.
Коэффициентывариации.Согласно известным закономерностям,коэффициент вариации является показателем либо мощности самой системы(применительно к нашим объектам – показателем интенсивности водообмена), либомасштабов влияния внешних факторов на систему. Зачастую оба обстоятельствадействуют совместно. Внешними факторами в нашем случае могут быть колебанияклимата, различия в геолого-геоморфологических условиях в бассейнах,неоднородность хозяйственного освоения, особенно гидротехническоестроительство.
Результаты расчетовкоэффициентов вариации приведены в таблице 7.
Таблица 7. Коэффициентывариации 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 осущественно меньших колебаниях атмосферных осадков по сравнению со стоком. Вэтом находит подтверждение принцип изменчивости функций геосистем, которомуДьяконов К. Н. придает статус ландшафтного закона. Согласно данному принципу влюбой геосистеме колебания внешних факторов меньше, чем собственных параметровна выходе, то есть временная изменчивость осадков меньше, чем параметра навыходе – стока.
В бассейнах высшегопорядка происходит взаимная компенсация колебаний стока, следовательно,коэффициент вариации вновь снижается, но даже для Оки он не достигает стольнизких значений, которые свойственны осадкам.
Принцип изменчивостифункций объясняется внутренней сложностью системы, когда многократнопередающийся импульс от компонента к компоненту увеличивает «шум», а трениерасстояния – специфика любой пространственной системы – дополнительно снижаетстабильность системы. Все это наблюдается в изучаемых бассейнах, особенно в техиз них, которые отличаются внутренним разнообразием природных условий (Мокша,Пёт). Максимума этот показатель достигает у Прони, так как наряду сразнообразием условий бассейн данной реки приурочен к возвышенности, где интенсивностьводообмена повышена, а также имеются два водохранилища. Для Прони характернасовокупность факторов, наиболее благоприятствующая росту временных колебанийстока. Это как факторы мощности системы, так и факторы внешних воздействий.
Временные колебанияосадков в Павельце несколько выше, чем в Елатьме. Колебание внешних воздействийпо осадкам также высоко.
Анализ влиянияклиматических факторов на речной сток.Согласно данным литературы наиболее значимо речной сток зависит отколебаний осадков, в первую очередь, зимнего периода. Меньшее значение имеютметеоусловия теплого времени, так как реки переходят на автономный режимпитания, а осадки подвергаются испарению и транспирации.
В случае близкогорасположения к поверхности грунтовых вод возможно их испарение и снижениестока, но такие процессы характерны для более юго-восточных районов и дляРязанской области это в целом нетипично.
Важное влияние на стокмогут оказывать метеоусловия переходных сезонов, в первую очередь апреля иоктября, так как именно в данное время осуществляется подпитка грунтовых вод.
В случае интенсивногоперевода поверхностного стока в подземный в данном сезоне среднегодовой стокбудет более стабильным. Причем особую значимость для стока имеют условияпредшествующего сезона.
Для установления связистока с климатическими факторами использовались суммы осадков теплого (май — сентябрь), холодного (ноябрь – март) периодов, средняя температура за указанныйпериод, температура и осадки апреля и октября.
Расчет производился длябассейнов рек Гусь и Проня, как бассейнов, ближайших к метеостанциям, покоторым имеется наиболее полный ряд данных – Елатьма и Павелец. Использовалсяметод пошаговой регрессии с постепенной выбраковкой факторов, влияние которыхна результат незначимо (см. пункт 2.3).
В ходе анализарассчитывался также коэффициент детерминации – R2, характеризующий степень адекватности уравнения, реальныхданных и вероятность ошибки (приемлемый уровень ошибки составляет 0,05 (5%)).
Результаты представлены втаблице 8. Факторы в приведенных зависимостях перечислены в порядке убывания ихзначимости независимо от характера их влияния (знак коэффициента).
Таблица 8. Связь стока склиматическими параметрами по результатам регрессионного анализаОбъект 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 иОСо – 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; /> - уровеньзначимости.
Для Гуся наиболеезначимыми оказались осадки холодного периода и осадки октября предшествующегогода, что вполне закономерно. Однако достаточно значимой является роль осадковтеплого периода (увеличивают сток реки Гусь). Таким образом, в условиях Мещерывполне возможно достаточно интенсивное дождевое питание рек. В этой связивыглядит закономерным то, что модуль стока увеличивается наиболее интенсивноименно в Мещере, поскольку и осадки увеличиваются осенью и зимой. Сток рекиГусь зависит и от температуры холодного периода (чем ниже температура, темсильнее промерзает почва, тем лучше условия для весеннего стока, следовательно,коэффициент отрицательный). Однако данная взаимосвязь наиболее слабая. Такимобразом, сток реки гусь зависит главным образом от осадков.
Для Прони максимальногозначения коэффициент достигает также для осадков холодного периода, но рольданного фактора на порядок более значительна, чем для Мещерских рек (развитиеэрозионного рельефа). Также существенно увеличивается влияние температурыхолодного периода на сток Прони. В числе факторов появляется температуратеплого периода и температура октября предшествующего года (в обоих случаяхзависимость отрицательная).
Таким образом, для Прони,расположенной южнее, значительную роль играет фактор испарения, чтоспособствует снижению среднегодового стока. Для реки Гусь роль фактораиспарения практически не проявлялась.
Бассейн Прони,расположенный в условиях практически полной распаханности и, кроме того, навозвышенности, характеризуется зависимостью стока от зимнего промерзания почвы,поэтому влияние зимних температур для Прони существенно выше, чем для Гуся, гдев условиях преобладания лесной растительности, почва может вообще непромерзать.
Таким образом, различия вуровнях зависимости стока от климатических параметров определяются какзональными различиями, так и геолого-геоморфологическими факторами, причемпоследние, по нашему мнению, в целом преобладают. Также проявляется влияниехозяйственной деятельности.
Сравнение величинкоэффициентов при осадках и температуре позволило заключить, что откликповерхностного стока на колебания осадков в 7 – 9 раз более значителен, чем наизменение температуры. Предположительно в последние годы увеличивается рольтемпературного фактора в формировании поверхностного стока.
Остатки от уровнярегрессии характеризуют степени стационарности во времени процесса стока. Прианализе можно выявить годы, существенно отличающиеся от других по факторамформирования стока, когда на него влияли неучитываемые внешние воздействия.Наличие тренда в остатках свидетельствует о направленном изменении стока вовремени.
Анализ остатков от уравнений,рассчитанных для Гуся и Прони, свидетельствует о наличии значимогоположительного тренда, то есть о закономерном росте стока, что подтверждают идругие методы исследования. Хорошо заметно, что положительные аномалии«группировались» в основном в 90-е годы. Современная динамика, то есть динамикав первые годы XXI века пока еще не установлена.Возможно, многоводные годы сменятся маловодными.
Характер колебанияостатков во времени содержит информацию о характере устойчивости системводосборов, в частности, опираясь на данные Пузаченко Ю. Г. [8], можно сделатьвывод, что процессы в бассейне реки Гусь соответствуют так называемой моделиЛапласа (значительная роль циклических автоколебаний). График остатков дляПрони больше соответствует модели Пуассона. Различия в данных моделях сводятсяк разным скоростям процессов и различиям в эффективности саморегуляции.
Модель Пуассонахарактеризует малостационарный процесс с интенсивным нарастанием и практическиполным отсутствием внутренних стабилизирующих факторов. В результате резковозрастают случайные колебания с большой амплитудой. По нашему мнению, этообусловлено особенностями рельефа Среднерусской возвышенности, которыйспособствует высоким скоростям движения воды как при таянии снега или дождевомстоке, так и при стекании воды по руслам рек. Более равнинный рельеф Мещеры,даже при отсутствии водоупора – юрских глин, способствует стабилизациипроцессов стока.
Итогом анализаособенностей формирования стока бассейнов рек является классификация водотоковна основе мер связности их гидрологических режимов (рис. 3.4.3). Четковыделяется две группы бассейнов: реки Мещеры и Окско-Донской равнины (Гусь,Пёт, Мокша) и реки более возвышенной территории (Истья, Проня, Ока). Внутрикаждой группы прослеживается весьма тесная взаимосвязь. Это происходит из-засходства природных условий формирования стока. Связь между группами выраженаслабее, но также довольно значительна (коэффициент корреляции составляет0,676). Это связано с близостью расположения бассейнов, что обусловливаетсходство климатических параметров.
 
/>
Рис. 3.4.3.Классификация водотоков Рязанской области на основе мер связности ихгидрологических режимов
4.4 Климат как фактординамики региональных экосистем
 
Как известно, 1990-е годыпризнаны самыми теплыми за последние 100 лет, и за последние 1000 лет.Изменения климатических условий за последние десятилетия оказывают значительноевлияние на динамику экосистем.
Рассмотрим, как данныеизменения повлияли на сельское хозяйство. Ю.А. Израэль и О.Д. Сиротенко быларассчитана динамика урожайности яровых зерновых культур в Ставропольском крае.Выяснилось, что климатообусловленная урожайность последних 20 лет увеличиласьна 30% по сравнению с аналогичным по продолжительности периодом в серединепрошлого века. Обеспеченность урожаев, превышающих 2 т/га, повысилась при этомболее чем в пять раз. Также заметно увеличились влагозапасы метрового слояпочвы в июле на европейской территории России.
Согласно рассматриваемымв [11] сценариям на территории России с развитым сельским хозяйством ожидаетсяувеличение осадков до 20 – 30% как зимой, так и летом. Температура зимнегопериода будет расти быстрей, чем температура воздуха в теплый период года.
При глобальном потеплениисущественно изменится физико-географическая зональность территории. Резкосократится площадь полярно-тундровой зоны – в европейской части России тундрадолжна практически исчезнуть. Значительно сократится и зона тайги, но поясшироколиственных лесов, занимающий сейчас сравнительно небольшую площадь, припотеплении образует сплошную широтную зону от западной границы страны до Тихогоокеана. Степная и лесостепная зона также расширится и продвинется на север доюжных границ Московской области.
Однако при интерпретацииподобных данных необходимо проявлять осторожность, учитывая, что эти моделиотражают лишь необходимые, но не достаточные условия смены растительногопокрова.
Анализ классическогопоказателя теплообеспеченности растений – суммы температур воздуха за период стемпературой выше 100С выявил, что северная граница земледелия,совпадающая с изолинией сумм, равной 10000С, к середине текущегостолетия достигнет побережья Белого и Карского морей, т. е. почти всяевропейская территория России станет пригодной для земледелия.
Изолиния сумм температур22000С определяет северную границу территории, где в 90%лет могутсозревать ранние сорта кукурузы, т.е. возможно интенсивное земледелие. Болеетого, 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 климатаземельные ресурсы для интенсивного сельского хозяйства возрастут в 1,5 раза, абиологическая продуктивность земель в среднем на 25 – 30%.
Рассмотрим для Рязанскойобласти изменение таких параметров как суммарная солнечная радиация,гидротермический коэффициент Селянинова, первичная биопродуктивностьландшафтов.
На рисунке 1.4.4изображено изменение годовой суммарной радиации по данным метеостанций Павелеци Елатьма. Как видно, за период с 1936 по 2003 произошло некоторое снижениеданного показателя на величину, примерно равную 90 – 100 МДж/м2.Этому способствовало усиление влияния Атлантики, а именно рост количествациклонов. Максимум же наблюдался в конце 30-х гг. за счет устойчивойантициклональной погоды, формировавшейся вследствие закономерной эволюции формциркуляции атмосферы в северном полушарии. Распространение на европейскуютерриторию отрогов Азорского максимума и Азиатского антициклона былонеобходимым и закономерным этапом этой эволюции [10]. В последние годы вновьнаблюдается 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 рассчитангидротермический коэффициент Селянинова (рис. 2.4.4) – «коэффициент увлажнениявегетационного периода» – характеризует сбалансированность ресурсов тепла ивлаги в период активной вегетации. Он позволяет дать приближенную оценкублагоприятности климата для сельскохозяйственных культур. По данным большинстваавторов, максимальные урожаи зерновых отмечаются при ГТК=1,2; значения свыше2,0 свидетельствуют о значительном переувлажнении (наблюдалось в 1978, 1990,1993); ГТК менее 0,6 соответствует сильной и очень сильной засухе (отмечалась вобласти повсеместно в 1936, 1938, 1972 гг., в 1981 и 2002 гг. – только вМещере). Анализ динамики ГТК показывает, что происходящие изменения направленыв сторону оптимизации увлажнения: тенденция к переувлажнению 1970-1980-х гг.сейчас не проявляется, а среднее значение ГТК за период «глобальногопотепления» (начиная с 1970 г.) практически точно составляет – на севере и наюге области – «оптимальное» значение 1,2 (против 1,0 в середине ХХ в.). Этим, вчастности, можно объяснить высокие урожаи прошлых лет на территории Рязанскойобласти.
/>
Рис. 2.4.4.Изменение гидротермического коэффициента Селянинова по данным метеостанцийПавелец и Елатьма
В таблице 9охарактеризованы вековые изменения климатических условий функционированияразличных растительных сообществ. Из таблтцы следует что наблюдаемаяклиматическая динамика отличается прежде всего сопряженным ростом ресурсовтепла и влаги («термогумидным трендом»), причем происходят не просто изменениясредних значений метеоэлементов, но существенные климатические сдвиги,способные в будущем повлиять на границы природных зон.
В частности,климатическая ситуация в начале XXвека в Елатьме благоприятствовала развитию там хвойно-широколиственныхподтаежных лесов. В настоящее время возрастание суммы активных температур до23800С, а количества осадков примерно до 700 мм пока еще не препятствует функционированию подтаежных геосистем, но обеспечивает возможностьсуществования дубово-осиновых лесов и остепненных сосняков.

Таблица 9. Изменения условийсуществования растительных сообществ в Рязанской области в связи склиматической 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 суммыбиологически активных температур при возрастании или сохранении уровня осадковбудет способствовать переходу данной территории в состав зоны широколиственныхлесов.
На юге области нетпринципиальных различий между направлением развития сообществ Окско-Донскойравнины (район Ряжска) и Среднерусской возвышенности (район Павельца).Климатические условия прошлых десятилетий соответствовали параметрам,свойственным северной границе лесостепи. Тенденция к одновременному ростутемпературы 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 увеличенияколичества осадков во всем Центральном регионе России в независимости отособенностей рельефа в соответствии с климатическими аналогами оптимумовголоцена и микулинского межледниковья. В этих условиях в развитии геосистем югаРязанской области появляется еще один возможный вариант – складывание условийдля распространения грабово-дубовых лесов, характерных сейчас для болееюго–западных регионов.
Таким образом, современныеклиматические процессы во многом укладываются в тенденции, характерные для ихпалеоаналогов, что весьма существенно для процессов зональной динамики. По рядупараметров текущие процессы более значительны, чем в климатический оптимумголоцена.
Необходимо подчеркнуть,что скорость климатических изменений на 1 – 2 порядка выше реальной скоростидинамики природных зон, поэтому реальный сдвиг зональных границ возможен лишьпри сохранении устойчивой тенденции современных изменений на протяжениинескольких десятилетий. Однако существуют указания на то, что к 2030-м гг. впроцессе «глобального потепления» произойдет переход к термоаридному тренду (поправилу Воейкова: «тепло на севере – сухо на юге»), и процессы начнутразвиваться по неблагоприятному сценарию.
Видовая структурасообществ – достаточно консервативный параметр, откликающийся на климатическиеизменения со значительным запаздыванием, в отличие от первичнойбиопродуктивности. Как следует из данных рисунка 3.4.4, начиная с середины XX века, наблюдается значительный ростпродуктивности зональных сообществ, наиболее значительный в ландшафтах Мещеры.При этом в настоящее время прирост достиг значений, типичных длязападноевропейских широколиственных лесов (12 – 14 т/га, что примерно на 1/3выше зональной нормы).
/>
Рис. 3.4.4.Динамика первичной биопродуктивности ландшафтов за период с 1936 по 2007 гг.
 
Вышеприведенные фактыуказывают на значимость происходящих климатических изменений, которые присохранении существующих тенденций могут привести к серьезным изменениям вприродной среде: усилению водообмена, росту биопродуктивности и в будущем –сдвигу границ природных зон.
4.5 Предполагаемыеперспективы климатических изменений и сопряженных с ними преобразованийландшафтов
 
Региональный подход коценке глобальных изменений правомерно рассматривается как один из ведущихметодологических аспектов географической экологии, призванной решать глобальныеэкологические проблемы (Коломыц, 2003).
Анализ данных поРязанской области позволил выявить отличия климатической ситуации во второйполовине XX века и начале XXI века.
Кроме того, был выявленотклик на климатические изменения таких интегральных характеристик ландшафтов,как сток, биопродуктивность и почвообразование.
Современная климатическаядинамика (в частности рост количества осадков) привела к увеличению стока рекна территории Рязанской области.
Термогумиднаянаправленность климатических изменений привела к изменению процессовпочвообразования – гумидизации и наступлению леса на степь.
Наблюдается такжеконсервация биопродуктивности на более высоком уровне.
Необходимо отметить, чтоотклик данных характеристик заметен только при действительно значимыхклиматических изменениях. Сохранение направленности климатических измененийможет повлиять на видовую структуру сообществ, которая является болееконсервативным параметром. Возможно, что в недалеком будущем на территорииРязанской области будут преобладать широколиственные леса со значительным участиеммелколиственных пород.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В результате проделаннойработы было выявлено следующее:
1. За период с конца XIX в. по начало XXI в. произошло увеличение глобальной среднегодовойтемпературы примерно на 10С. При этом на протяжении рассматриваемоговремени 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, тогдакак в начале XX века он равнялся 0,030С/10лет). Также возросло и количество осадков. Предполагаемой естественной причинойклиматических изменений ученые считают изменение количества солнечной радиации,приходящей на верхнюю границу атмосферы в результате колебания солнечнойпостоянной, колебания радиации из-за изменений астрономических параметровземной орбиты или из-за ослабления радиации стратосферным аэрозолем послекрупных вулканических извержений взрывного типа. Из антропогенных причин можноназвать увеличение концентрации углекислого газа и малых примесей в атмосфере,рост производства энергии, который приводит к дополнительному нагреваниюатмосферного воздуха и другие.
В результате происходящих изменений уже можно выявитьсерьезные последствия. Так, например, это сокращение площади ледников (до 50%по сравнению с началом XXвека) и уменьшение толщины морских льдов (на 1 – 2 м), изменение границ и толщины снежного покрова в умеренных и высоких широтах (смещение 00изотермы на 120 км к северу), изменение структуры кораллов в тропическихширотах (разрушение и изменение окраски), увеличение длины вегетационногопериода на 7 – 10 дней, смещение сроков наступления сезонных явлений в жизнирастений и животных (более ранние сроки наступления весенних явлений (на 6 – 8дней) и более поздние – осенних (также на 6 – 8 дней), расширение границареалов растений и животных к северу.
2. В течение рассматриваемого периода на территорииРязанской области также наблюдались климатические изменения. При этом периодыклиматической динамики, которые можно выделить на протяжении XX века, в целом совпадают саналогичными 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 начала70-х гг. по настоящее время). Нами было установлено, что за рассматриваемыйпериод 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 составилоколо 100 мм.
В связи со снижением среднегодовой амплитудытемператур 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 активныхтемператур (примерно на 500С). Снизилась продолжительность периода с суммойтемператур ниже -100C (на 18 дней) иувеличилась продолжительность периода с суммой активных температур (на 3 дня).Сумма температур выше +150C также снизиласьпо сравнению с 1886 годом.
3. На основе полученных нами данных можно выявить рядотличий в современной климатической динамике на территории Рязанской области посравнению с серединой XXвека. В частности, летние температуры оказались на 2 – 30С вышесреднемноголетних, однако данная тенденция характерна лишь для первыхнескольких лет XXI века, неявляется устойчивой и была связана с засушливым периодом. Сейчас снованаблюдается обратный процесс – процесс снижения летних температур. Сохраняетсясубширотное простирание июльских изотерм, при этом они проходят практическиперпендикулярно преобладающим северо-западным ветрам.
Простирание январских изотерм в субмеридиональномпростирании в целом сохраняется и в начале XXI века. При этом по сравнению с серединой прошлогостолетия произошло увеличение средней температуры января примерно на 50С.
Количество осадков на Среднерусской возвышенностиосталось практически неизменным, однако сейчас здесь расположен один изминимумов осадков, тогда как еще в конце 80-х гг. в этом районе отмечался одиниз их максимумов.
По нашим данным приблизительнона 200 – 2500С увеличились суммы активных температур. На 7 – 10 днейв среднем произошло увеличение длительности вегетационного периода.
По сравнению с 1965 годомпримерно на 0,4 увеличился коэффициент увлажнения. Современные значениякоэффициента увлажнения на территории Рязанской области почти повсеместносоответствуют северной периферии широколиственно-лесной и подтаежной природныхзон.
4. Речной сток зависиткак от климатических, так и от геолого-геоморфологических факторов. На основеполученных нами данных наиболее значимыми климатическими факторами для стокарек Рязанской области являются осадки, в первую очередь холодного периода, атакже зимние температуры. Данные факторы могут значительно усиливаться, илинаоборот ослабляться геолого-геоморфологическими факторами и хозяйственнойдеятельностью человека (например, бассейн Прони, расположенный в условияхпрактически полной распаханности и, кроме того, на возвышенности,характеризуется зависимостью стока от зимнего промерзания почвы, поэтомувлияние зимних температур на сток тоже существенно увеличивается).
Сравнение величинрегрессионных коэффициентов при осадках и температуре позволило заключить, чтоотклик поверхностного стока на колебания осадков в 7 – 9 раз более значителен,чем на изменение температуры.
В целом на всей территорииРоссии суммарная годовая величина стока рек является устойчивой. Отклонениястока в отдельные годы невелики и за 21 год не превышают 9 – 10%.
5. Климатическаядинамика, наблюдаемая на территории Рязанской области, отличается сопряженнымростом ресурсов тепла и влаги («термогумидным трендом»). Проведенный намианализ интенсивности происходящих изменений, а также вариационный анализсреднегодовой и зимней температур позволил придти к выводу, что происходят непросто изменения средних значений метеоэлементов, но существенные климатическиесдвиги, способные в будущем повлиять на границы природных зон. Термогумидныйтренд современного климата привел к многовариантности развития экосистем, кприближению климатических условий на территории области к более северным (поресурсам увлажнения) и к более западным (по ресурсам тепла). При сохранениисуществующих тенденций через несколько десятилетий следует ожидать значимыхизменений в природной среде: усилению водообмена, росту биопродуктивности и вбудущем – сдвигу границ природных зон.

СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННОЙЛИТЕРАТУРЫ
 
1.  Агроклиматические условия Рязанскойобласти. Под редакцией Крючкова М. М. Рязань, 1989. – 53 с.
2.  Антропогенные изменения климата:Монография / М.И. Будыко и др./ Под редакцией М.И. Будыко, Ю.А. Израэля. – Л.:Гидрометеоиздат, 1987. – 407 с.
3.  Атлас Рязанской области – М., 1965. –36 с.
4.  Атлас Рязанской области – М., 2006. –72 с.
5.  Базилевич Н.И., Гребенщиков О.С.,Тишков А.А. Географические закономерности структуры и функционирования экосистем.М., Наука, 1986.
6.  Бардин М.Ю. Изменчивость температурывоздуха над западными территориями России и сопредельными странами в XX веке. // Метеорология и гидрология.№8, 2002. с. 5 – 23.
7.  Борзенкова И.И. О природныхиндикаторах современного глобального потепления. // Метеорология и гидрология.№6, 1999. с. 98 – 109.
8.  Будыко М.И. Климат в прошлом ибудущем. – Л.: ГМИ. 1980.
9.  Гирс А.А., Кондратович К. В. Методыдолгосрочных прогнозов погоды. Л., Гидрометеоиздат, 1978. – 343 с.
10. Глобальные и региональные изменения климата и ихприродные и социально-экономические последствия. Под редакцией Котлякова В. М.,М., ГЕОС, 2000 г.
11. Израэль Ю.А., Сиротенко О.Д. Моделирование влиянияизменений климата на продуктивность сельского хозяйства России. //Метеорологияи гидрология. №6, 2003. с. 5 – 17.
12. Касаткина Е.А., Шумилов О.И., Канатьев А.Г. Проявленияциклов солнечной активности в атмосфере Северной Атлантики и Европы. //Метеорология и гидрология. №1, 2006. с. 55 – 59.
13. Коломыц Э.Г. Региональная модель глобальных измененийприродной среды. М., Наука, 2003. – 371 с.
14. Кондратьев С.А., Бовыкин И.В. Влияние возможныхклиматических изменений на гидрологический режим системы водосбор – озеро. //Метеорология и гидрология. №10, 2003. с. 86 – 96.
15. Кренке А.Н., Чернавская М.М. Климатические экстремумына территории России \\ Природа, №7, 2003 год, с. 62 – 66.
16. Крыжов В.Н. Связь средних месячной, сезонной и годовойтемператур воздуха на севере России с индексами зональной циркуляции зимой. //Метеорология и гидрология. №2, 2003. с. 15 – 28.
17. Логинов В.Ф. и др. Оценка вклада естественных иантропогенных факторов в изменчивость солнечной радиации на поверхности Земли.// Метеорология и гидрология. – 1983, №8. – С. 55-60.
18. Лурье П.М., Панов В.Д. Влияние изменений климата нагидрологический режим р. Дон в начале XXI столетия. // Метеорология и гидрология. №4, 1999. с. 90 – 97.
19. Мохов И.И., Хон В.Ч. Гидрологический режим в бассейнахсибирских рек: модельные оценки изменений в XXI веке. // Метеорология и гидрология. №8, 2002. с. 77 –91.
20. Национальный доклад по проблемам изменений климата. –М.,2002. – 29 с.
21. Нестеров Е.С. О фазах североатлантического колебания.// Метеорология и гидрология. №1, 2003. с. 64 – 73.
22. Оганесян В.В. Изменения климата Москвы с 1879по 2002 г. в значениях экстремумов температуры и осадков. // Метеорология и гидрология. №9. 2004. с. 31– 37.
23. Официальный сайт Федерального агентства лесногохозяйства Министерства сельского хозяйства Российской Федерации www.rosleshoz.gov.ru
24. Природа Рязанского края: Монография / Кривцов В.А. идр. / Под ред. В.А. Кривцова; Ряз. гос. пед. ун–т им. С.А. Есенина. – Рязань,2004. – 257 с.
25. Природа Рязанской области: Монография/В.А. Кривцов идр./ Под редакцией В.А. Кривцова; Ряз. гос. ун-т им. С.А. Есенина. – Рязань,2008. – 407 с.: ил.
26. Пузаченко Ю.Г. Математические методы в экологических игеографических исследованиях: Учебное пособие для студентов ВУЗов. – М.:«Академия», 2004 – 416 с.
27. Семенов В.А., Семенова И.В. Антропогенные иклиматические изменения гидрологического и гидрохимического режимов рекбассейна Верхней Оки. // Метеорология и гидрология. №10, 2003. с. 76 – 85.
28. Соловьев А.Н. Биота и климат в XX столетии. Региональная фенология. –М.: Пасьва, 2005. – 288 с.: ил.
29. Суркова Г.В. особенности глобальной циркуляции впериод оптимума голоцена и позднеплейстоценового криохрона по данным моделейобщей циркуляции атмосферы. // Метеорология и гидрология. №6, 2003. с. 18 – 31.
30. Тобратов С.А., Хламцова О.В. К вопросу об измененияхклимата Рязанской области за период инструментальных наблюдений. // Вопросырегиональной географии и геоэкологии: Материалы Всероссийской научной конференции«Петр Петрович Семенов-Тян-Шанский и географическая наука: вопросы региональнойгеографии: Межвузовский сборник научных трудов. / Отв. ред. В.А. Кривцов. –Рязань, 2007. – 279 с.

ПРИЛОЖЕНИЯ
 
Приложение 1
 
Среднегодоваятемпература, осадки, амплитуда температур и коэффициент Хромова по даннымметеостанции 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 иосадков по месяцам по данным метеостанции Елатьма
/>
/>

/>
 
/>
/>
/>
/>
/>
/>
/>
/>
/>
/>
/>
/>
/>
/>
/>
/>
/>
/>

Приложение 3
 
Сумма температур ниже -100C, длительность периода с такими температурами и количествоосадков 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 трендтемпературы и осадков по месяцам за десятилетние периоды по данным метеостанцииЕлатьмаГоды 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 активныхтемператур, длительность периода с такими температурами и осадки за этот периодпо данным метеостанции ЕлатьмаГод 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
климатрегиональный ландшафт
Сумма температур выше +150C по данным метеостанции ЕлатьмаГод 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 распределениясреднегодовых (а, б) и зимних температур (в, г) по данным метеостанции Елатьма/> /> /> /> /> />
/>   />
/>   /> /> />



Приложение 8
Интенсивность водообменав бассейнах рек за изучаемый период, линейный и полиномиальный тренды
/>
/>
/>
/>
/>
/>
Размещено на www.