Сибирь над уровнем моря сколько метров: Физическая география — Рельеф России

Западная Сибирь

Презентация Западная Сибирь

География Западной Сибири

Крупные природные районы России

Западно-Сибирская низменность третья по величине равнина на нашей планете после Амазонской и Русской. Площадь её около 2,6 миллионов квадратных километров. Протяжённость Западно-Сибирской низменности с севера на юг (от побережья Карского моря до гор Южной Сибири и полупустынь Казахстана) составляет около 2,5 тысяч километров, а с запада на восток (от Урала до Енисея) – 1,9 тысячи километров. Западно-Сибирская низменность довольно чётко ограничена с севера береговой линией Карского моря, с юга – сопками Казахстана и горами Алтая, с запада – восточными предгорьями Урала, а на востоке – долиной реки Енисей.

Поверхность Западно-Сибирской низменности равнинная с довольно незначительным перепадом высот. Небольшие возвышенности характерны в основном для западных, южных и восточных окраин равнины. Там их высота может достигать порядка 250-300 метров.

Для северных и центральных районов характерны низменности с высотой 50-150 метров над уровнем моря.

По всей поверхности равнины расположены плоские участки междуречий, вследствие чего они значительно заболочены. В северной части иногда встречаются небольшие холмы и песчаные гривы. Довольно внушительные площади на территории Западно-Сибирской низменности занимают древне-озёрные котловины, так называемые полесья. Речные долины здесь в основном выражены довольно неглубокими ложбинами. Лишь некоторые наиболее крупные реки протекают в глубоких (до 80 метров) долинах.

В основании Западно-Сибирской низменности лежит сравнительно молодая платформа. Фундамент её сложился во времена палеозоя. Основание покрывает чехол мезозойских и кайнозойских  морских и континентальных песчано-глинистых отложений. Толщина этого чехла около километра. Самые молодые озёрные отложения в южной части низменности покрывают лёссы (однородные известковые осадочные горные породы) и суглинки. На севере отложения ледниковые, морские и ледниково-морские.

Мощность их достигает в некоторых местах 200 метров. В чехле отложений Западно-Сибирской равнины присутствуют горизонты пресных и минерализованных подземных вод. Температура некоторых из них достигает 100-150°С. Здесь также располагаются богатые месторождения нефти и природного газа.

Река Енисей

Если рассматривать рельеф Западно-Сибирской равнины в целом, можно сказать, что он понижается к её центру. Лишь в неоген-четвертичный период прогибание рельефа на большей части территории сменилось незначительным поднятием (до 100 метров над уровнем моря). Северная и центральная части равнины продолжают понижаться и сейчас. Плоский рельеф Западно-Сибирской равнины  является  более однообразным по сравнению с Восточно-Европейской равниной.

Влияние на характер рельефа Западной Сибири также оказал ледник. В основном его воздействию подвергалась северная часть равнины. При этом вода скапливалась в центре низменности, в результате чего и образовалась достаточно плоская равнина.

В южной части расположились незначительно приподнятые наклонные равнины с множеством неглубоких котловин.

На территории Западно-Сибирской низменности протекает более 2000 рек. Общая их длина около 250 тысяч километров. Наиболее крупными являются Обь, Енисей и Иртыш. Они не только являются судоходными, но и используются для получения энергии. Питаются они в основном за счёт талых вод и дождей (в летне-осенний период). Здесь также расположено большое количество озёр. В южных районах они заполнены солёной водой. Западно-Сибирской низменности принадлежит мировой рекорд по количеству болот на единицу площади (площадь заболоченной территории около 800 тысяч квадратных километров). Причинами этого явления являются следующие факторы: избыточное увлажнение, плоский рельеф, многолетняя мерзлота и способность торфа, имеющегося здесь в большом количестве, удерживать значительную массу воды.

Из-за большой протяжённости Западно-Сибирской низменности с севера на юг и однообразности рельефа в её приделах присутствует множество природных зон. Во всех зонах достаточно большие площади занимают озёра и болота. Широколиственные и хвойно-широколиственные леса здесь отсутствуют, а зона лесостепей довольно незначительна.

Большую площадь занимает зона тундры, что объясняется северным положением Западно-Сибирской равнины. Южнее располагается лесотундровая зона. Как уже говорилось выше, леса на этой территории в основном хвойные. Лесоболотная зона занимает около 60% территории Западно-Сибирской низменности. За полосой хвойных лесов следует узкая зона мелколиственных (в основном берёзовых) лесов. Лесостепная зона формируется в условиях плоскоравнинного рельефа. Залегающие здесь на небольшой глубине грунтовые воды являются причиной большого количества болот. В крайней южной части Западно-Сибирской низменности располагается степная зона, которая по большей части распахана.

Река Обь

В плоский ландшафт южных районов Западной Сибири вносят разнообразие гривы – песчаные гряды 3-10 метров в высоту (иногда до 30 метров), покрытые сосновым лесом, и колки – берёзовые и осиновые рощи, которые разбросаны среди степей.

На континентальный климат Западной Сибири существенное влияние оказывает близость Северного Ледовитого океана. Равнинный рельеф способствует обмену воздушными массами между северными и южными её районами. Для севера равнины характерны довольно продолжительная холодная зима и прохладное влажное лето. В южных районах зима менее суровая, а лето сухое и достаточно тёплое. Большая часть территории относится к области избыточного увлажнения (результатом этого, как уже говорилось, является сильная заболоченность Западной Сибири).

На стыках воздушных масс различных климатических поясов возникают циклоны, способствующие выпаданию осадков. Циклоны арктического фронта, возникающие на севере, несколько смягчают  морозы, но из-за сильных ветров и высокой влажности они всё же ощущаются довольно значительно.

Как и в пределах Восточно-Европейской равнины, землетрясения в Западной Сибири очень слабые и неощутимые: ведь она также располагается на платформе. Основными природными катаклизмами этого района являются наводнения, возникающие в весенне-летний период в результате таяния снега и, соответственно, поднятия уровня воды в реках.

Карта Западной Сибири

Восточная Сибирь

География Восточной Сибири

Климат Восточной Сибири

Крупные природные районы России

Восточная Сибирь занимает территорию около 7 миллионов квадратных километров. Восточной Сибирью называют область, расположенную к востоку от Енисея, до гор, которые образуют водораздел между Тихим и Северным Ледовитым океанами. Наибольшую площадь занимает Среднесибирское плоскогорье. На севере и востоке располагаются две низменности: Северно-Сибирская и Центрально-Якутская. На юге и западе горы (Забайкалье, Енисейский кряж). Протяжённость этой географической области с севера на юг около 3 тысяч километров. На юге располагается граница с Монголией и Китаем, а самая северная точка – мыс Челюскин.

Рельеф Восточной Сибири значительно приподнят над уровнем моря. Среднесибирское плоскогорье (основная часть Восточной Сибири) сформировалась на древней сибирской платформе. Средняя его высота над уровнем моря 500-700 метров, а наиболее высокие участки, расположенные на северо-западе достигают 1500-1700 метров (Вилюйское плато и междуречье реки Лены). Большинство рек, протекающих в Восточной Сибири, многоводны, быстротечны и протекают в глубоких долинах.

В основании сибирской платформы залегает архейско-протерозойский складчатый кристаллический фундамент, на котором располагается осадочный чехол более позднего периода мощностью 10-12 километров. На севере и юго-западе породы фундамента выступает на поверхность (Анабарский массив, Алданский щит, Прибайкальское поднятие). Общая мощность земной коры – 25-30 километров (в некоторых местах достигает 40-45 километров).

Забайкалье

Фундамент сибирской платформы состоит из различных видов пород (кристаллические сланцы, мраморы, чарнокиты и другие). Возраст некоторых из этих отложений, по оценкам специалистов, около 3-4 миллиардов лет. Отложения, из которых состоит осадочный чехол, не такие древние и относятся к временам возникновения человечества. Палеозойские отложение чехла пронизывают магматические породы, которые образовались при многочисленных извержениях и застыли в осадочных породах.  Эти магматические породы называются траппами. В результате чередования траппов с более хрупкими осадочными породами и образовался ступенчатый рельеф – характерная особенность среднесибирского плоскогорья. Наиболее часто траппы встречаются в пределах Тунгусской впадины.

В мезозойский период большая часть Средней Сибири испытывала поднятие. Неслучайно именно в этом районе находится самая высокая точка Среднесибирского плоскогорья – плато Путорана (его высота – 1700 метров над уровнем моря). В кайнозое поднятие поверхности продолжалось. В то же время на поверхности происходило создание речной сети. Помимо плато Путорана наиболее интенсивно поднялись Бырранга, Анабарский и Енисейский массивы. Впоследствии активные тектонические процессы, которые происходили на этой территории, привели к изменению речной системы. Следы существовавших в древние времена речных систем сохранились до нашего времени. Тогда же сформировались речные террасы и глубокие долины рек центральной части Сибири.

Мощность и подвижность ледников в этой части Земли была незначительна, поэтому и такого существенного влияния на рельеф, как в других местах они не оказали. В послеледниковое время поднятие рельефа плоскогорья продолжилось.

Для современного рельефа среднесибирского плоскогорья характерны приподнятость и контрастность рельефа. Высота над уровнем моря на его территории колеблется от 150 до 1700 метров. Отличительная черта среднесибирского плоскогорья плоского и пологоволнистого рельефа междуречий с глубокими (иногда каньонообразными) долинами рек. Наиболее значительная глубина речных  долин  (до1000 м) характерна для западной части плато Путорана, а наименьшая (50-100м) для Центрально-Тунгусского плато, Центрально-якутской  и  Северо-Сибирской низменностей.

Мыс Челюскин

Подавляющее большинство речных долин Средней Сибири каньонообразны и асимметричны. Характерной их особенностью  является также  большое  количество  террас  (шесть-девять),  что свидетельствует  о  неоднократных  тектонических  поднятиях  территории.  Высота некоторых террас  достигает  180-250  м.  На  Таймыре и   в Северо-Сибирской низменности речные долины более молодые, а количество террас несколько меньше. Даже наиболее крупные реки имеют здесь три-четыре террасы.

На территории Среднесибирского плоскогорья можно выделить четыре рельефных группы:

  • плоскогорья, кряжиплоскогорья,  кряжи,  и  среднегорные массивы на выступах кристаллического фундамента
  • пластовые  возвышенности и  плато  на  осадочных  палеозойских  породах;
  • вулканические плато
  • аккумулятивные и пластово-аккумулятивные    равнины

Большинство тектонических процессов, происходивших в древности и в новое время,на территории  Восточной Сибири совпадали по своей направленности. Однако так происходило не на всей территории среднесибирского плоскогорья. В результате этих несоответствий и образовались впадины подобные Тунгусской.

Республика Эвенкия, Река Подкаменная Тунгуска

Современные эрозийные процессы на территории среднесибирского плоскогорья затрудняет многолетняя мерзлота, характерная для этой местности. Она также препятствует развитию карстовых форм рельефа –  пещер, естественных  колодцев, воронок и других образований, возникающих при размыве подземными водами некоторых горных пород (известняк, мел, гипс и т.д.). Зато здесь встречается нехарактерная для остальной территории России реликтовые древнеледниковые формы рельефа. Карстовые формы рельефа развиты лишь в некоторых южных районах, где вечная мерзлота отсутствует (Лено-Ангарское и Лено-Алданское плато). Но основными мелкими рельефными формами на территории среднесибирского плоскогорья всё же являются эрозионная и криогенная.

Из-за сильнейших муссонов резко континентального климата, характерного для Восточной Сибири, здесь можно встретить большое количество каменистых россыпей и осыпей в горных массивах, на склонах речных долин и на поверхностях плато.

Физико-географическая характеристика — Официальный портал Республики Тыва

Республика Тыва расположена в центральной части Азиатского материка между 49 45 – 53 46 Северной широты и 88 49 – 98 56 восточной долготы. На западе граничит с Республикой Алтай, на северо-западе и севере — с Красноярским краем и Республикой Хакасия, на северо-востоке – с Иркутской областью и Республикой Бурятия, на юге и востоке – с Монголией. В соответствии с разнообразием природных условий и естественных ресурсов, характером экономического развития и транспортных связей Туву можно разделить на 4 части: центральную, западную, южную и восточную. С позиции природных условий географическое положение республики выгодное. Она расположена на стыке сибирских таёжных и центрально-азиатских пустынно-степных ландшафтов – в широкой полосе гор и межгорных равнин. На территории Тувы формируется основной сток самой многоводной реки Сибири – могучего Енисея.

Рельеф
По характеру рельефа территория делится на 2 части: восточную – горную, охватывающую бассейны рек Бии-Хем и Каа-Хем, и западную, включающую Тувинскую котловину и окружающую её хребты (Западный Саян, Шапшальский, Цаган-Шибэту, Западный и Восточный Танну-Ола. В целом горные системы занимают более 80% всей территории республики и лишь менее 20% приходится на межгорные котловины: (сухостепная Тувинская, полупустынная Убсу-Нурская, таежно-лесные Тоджинская и Тере-Хольская). Средняя высота котловин – 520-1200 м над уровнем моря.
На территории республики известно около 45 горных вершин высотой более 3000 м. Предельная отметка, являющаяся и высшей точкой Восточной Сибири, – гора Монгун-Тайга 3976 м, самая низкая точка – устье реки Хемчик 508 м над уровнем моря).
Территория Тувы прошла продолжительную геологическую историю и сложена комплексом разнообразных по составу и возрасту горных пород. Современный рельеф практически сформировался в четвертичный период (около 1,8 млн.лет). В результате новейших горообразовательных процессов (альпийская складчатость) древняя выровненная поверхность местами поднялась на разные высоты и возник нынешний облик поверхности территории республики. Эти процессы сопровождались извержениями вулканов и землетрясениями.

Характеристики крупных рек
Большинство рек принадлежит бассейну Улуг-Хема (Верхнего Енисея) и лишь реки юга относятся к бессточным впадинам Центральной Азии. Улуг –Хем образован слиянием двух составляющих – Бии-Хема и Каа-Хема. Общая протяженность более 8 тысяч рек составляет около 7660 км, из них почти 92% приходится на бассейн реки Улуг-Хем.
Берёт начало на юго-западном склоне Восточного Саяна двумя ручьями и впадает в высокогорное озеро Кара-Балык. Площадь бассейна – 56000 кв.км., длина 560 км, впадает в р.Улуг-Хем. Её бассейн занимает всю Тоджинскую котловину. От озера до выхода в Тоджинскую котловину река носит горный характер, образуя несколько живописных порогов и водопадов. Один из них имеет высоту 11 м.
Каа-Хем ( площадь бассейна – 59849 кв.км, длина 680 км – левая составляющая реки Улуг-Хем. Она образованиа слиянием двух рек: Кызыл-Хем (площадь — 3454 кв.км, длина – 85 км и Балыктыг-Хем (площадь – 12252 кв.км). Первая начинается на территории Монголии и называется Шишхид-Гол. Вторая берёт начало с северных склонов нагорья Сенгтлен.
Улуг-Хем (Енисей, площадь бассейна – 16521 кв.км, длина 191 км – главная водная артерия Тувы. Образована слиянием рек Бий-Хем и Каа-Хем у г.Кызыла. Её бассейн занимает всю территорию Тувы.
Хемчик (площадь бассейна – 27315 кв.км, протяженость — 323 км – самый крупный левый приток Улуг-Хема.
Тес-Хем (площадь бассейна – 29000 кв.км, длина – 770 км – одна из крупнейших рек бессточных бассейнов Центральной Азии.

Озёра
Насчитывается около 6700 больших и малых озёр общей площадью зеркала воды более 109 тыс.га. Около 70% пресноводных озёр сосредоточено в Тоджинской котловине.
Азас – крупнейшее в Тоджинской котловине проточное озеро протяженностью около 20 км, шириной – 5 км. В него впадает река Азас, а вытекает река Доора-Хем.
Сут-Холь лежит в отрогах Западного Саяна, на высоте 1800 метров над уровнем моря. Длина его с запада на восток – 7-8км, ширина – 2-3,5 км.
Кара-Холь (Бай-Тайгинский) в длину достигает 12 км, ширина – 2-2.5 км.
Чагытай (Тандинский кожуун) – самое глубокое и самое большое пресное озеро Тувинской котловины.
Дус-Холь(Сватиково) (Тандинский кожуун)расположено в бессточной впадине в 45 км южнее Кызыла, имеет овальную форму. Его длина – 1400 м, ширина – 200-500 м, площадь – 0,55 кв.км. Наибольшая глубина озера в северо-западной части – 3-4 метра.
Хадын (Алгый) (Тандинский кожуун) находится в 3х километрах восточнее Дус-Холя (Сватиково), площадь – 23,6 кв.км, наибольшая глубина – 10 м.Как-Холь (Тандинский кожуун) расположено в 3,5 км западнее Дус-Холя.
Чедер (Кызылский кожуун) лежит на высоте 706 метров над уровнем моря в 45 км юго-восточнее г. Кызыла. Озеро солёное. Его длина – 4,5 километра, глубина – от 1,5 до 1,8 метра, площадь – 5 кв.км.
Ак-Холь(«Белое озеро», Монгун-Тайгинский кожуун), расположенное в межгорной впадине, издали, действительно, кажется белым, так как в его водной глади отражаются снежные вершины.
Ногаан-Холь («Зелёное озеро», Тоджинский кожуун) находится недалеко от озера Азас.
Тере-Холь (Тере-Хольский кожуун) расположено в Тере-Хольской котловине на высоте 1300 метров над уровнем моря, озеро пресноводное с низкими, заболоченными берегами. Оно раскинулось в большой высокогорной котловине на 10 километров с юго-запада на северо-восток.

Аржааны (Минеральные источники)
Лечебные источники на тувинском языке называются аржаанами. Слово «аржаан» (у монголов и бурят – «аршан», у киргизов – «арашан») уходит корнями в древний санскритский язык и означает – «святая» или «целебная вода». Аржааны Тувы можно разделить на 2 группы: минеральные и пресные.
К минеральным аржаанам относятся лечебные источники, которые по своим характеристикам, химическому составу соответствуют общепринятым в Российской Федерации нормам для лечебных минеральных вод. Разнообразие природно-климатических зон предопределило то, что на территории Тувы встречаются практически все типы минеральных вод: углекислые и азотные (с сероводородом) термы, углекислые и сероводородные холодные источники, солёные и кислые воды, радоновые, мышъяковистые, железистые, иодо-бромные – от ультрапресных, но содержащих специфические бальнеологически активные компоненты до крепких рассолов.
Аржаан Уш-Белдир (Северный аржаан) (Каа-Хемский кожуун).
Аржаан Тарыс (Южный аржаан) (Терехольский кожуун).
Аржаан Чойган (по-бурятски Жойган).
Аржаан Шивилиг («Еловый»)
Аржаан Улаатай (Овюрский кожуун).
Аржаан Ажыг-Суг («Кислая вода»).
Аржаан Дустуг-Хем («Солёная река») (Бай-Тайгинский кожуун).
Пресными аржаанами называются природные источники, имеющие славу лечебных, но по своим характеристикам и химическому составу не подпадающие под официально признанное определение лечебных минеральных вод. Общая минерализация их – менее одного грамма на литр, это, в основном, пресные и ультрапресные воды со средней температурой на выходе из-под земли от 3 до 7 градусов Цельсия. Количество таких источников на территории республики почти в 3 раза больше, чем минеральных аржаанов.

Климат

Климат резко континентальный, что обусловлено удаленностью её от морей и океанов, высокой приподнятостью территории над уровнем моря и своеобразным строением рельефа. Средняя температура воздуха в январе колеблется в Тувинской котловине от 30 градусов до 35 градусов С ниже нуля, а в июле – от 18 до 20 градусов С тепла.
Зима длится с ноября по апрель. Снежный покров устанавливается в конце октября и достигает 15-20 см., в горах до 1-2 метров, сходит в середине апреля, в горах – в мае.
Весна (апрель – май) – короткая, ясная, ветреная и сухая.
Лето – сухое, теплое, в межгорных котловинах даже жаркое, в горах – короткое и прохладное. Средняя температура в равнинной части – 20-30 С, (в горах – 13-15 С), в отдельные дни может подниматься выше 35 С. Самый теплый месяц – июль.
Осень — сухая, солнечная, самое лучшее время года. В сентябре бывают возвраты тепла, которые сопровождаются ясной солнечной погодой и вторичным цветением травянистой растительности в межгорных котловинах.

Растительность

Своеобразные природные условия Тувы определили богатство её растительного мира. Он насчитывает не менее 1500 видов высших растений. Половина территории покрыта лесами, 40% занимают равнинные и горные степи, растительность высокогорий занимает 10%. Из всех растений 40 видов эндемики Тувы. Этот уникальный генофонд необходимо сохранить. Такая задача позволяет поставить Туву в ряд перспективных регионов в деле сохранения и восстановления генофонда редких, исчезающих эндемичных и реликтовых видов животного и растительного мира.

Животный мир
Фауна Тувы разнообразна. Здесь по соседству живут северный олень и верблюд, тундровая куропатка и дрофа, бурый медведь и снежный барс, соболь, белка и другие пушные звери. Над бескрайними степями Тувы парит гордый орел, а над зеркалами озер стонет белокрылая чайка. На суровом высокогорье обитают удивительные животные — сарлыки.
Фауна Тувы насчитывает 72 вида млекопитающих, 240 видов птиц и 7 видов пресмыкающихся. В водоемах Тувы обитает 18 видов рыб, среди которых: таймень, ленок, хариус, сиг, окунь, щука.

Географическое положение. Кемеровская область

Кемеровская область находится в Сибирском федеральном округе Российской Федерации, в бассейне реки Томь.

Кемеровская область расположена на юго-востоке Западной Сибири и находится почти на равном расстоянии от западных и восточных границ Российской Федерации. Кузбасс географически занимает срединное положение между Москвой и Владивостоком. Входит в шестой часовой пояс.

Кемеровская область находится в умеренных широтах между 52°08′ и 56°54′ северной широты, и 84°33′ и 89°28′ восточной долготы, что соответствует широтам Челябинской, Московской, Калининградской и Камчатской областей в России; в Западной Европе — это соответствует таким городам и государствам, как Варшава, Берлин, Нижняя Саксония, Дания, Гаага, Уэльс и Ирландия.

В современных границах область была образована 26 января 1943 года.

Площадь области — 95,5 тыс. кв. км, что составляет 4% территории Западной Сибири и 0,56% территории России.

Административные границы Кемеровской области сухопутны. На севере она граничит с Томской областью, на востоке с Красноярским краем и республикой Хакассия. На юге границы проходят по главным хребтам Горной Шории и Салаирского кряжа с республикой Горный Алтай и Алтайским краем, на западе — по равнинной местности с Новосибирской областью. Протяженность Кемеровской области с севера на юг почти 500 км, с запада на восток — 300 км. Важной особенностью географического положения Кемеровской области является то, что она находится в глубине огромной части суши, вблизи центра материка Евразия, на стыке Западной и Восточной Сибири, значительно удалена от морей и океанов. Расстояние до ближайшего холодного северного моря — Карского — почти 2000 км, до ближайшего теплого моря — Черного — более 4500 км.

Территория области расположена на стыке Западно-Сибирской равнины и гор Южной Сибири. Большая часть занята Кузнецкой котловиной, огромные угольные запасы которой определили второе название области — «Кузбасс».

Рельеф Кузнецкой котловины в основном равнинный, хотя местами сюда простираются западные отроги Кузнецкого Алатау.

Южнее города Белова рельеф Кузнецкой котловины очень неровный, хотя резких возвышенностей и значительных вершин здесь нет. Сказывается, надо полагать, влияние вековой эрозии, преимущественно водной, что выразилось в образовании углубленных долин и размыве холмов.

Кузнецкая котловина местами сильно изрезана оврагами. Они большей частью примыкают к коренным берегам рек, куда стекают талые и паводковые воды с водосборной территории.

В ряде мест рельеф котловины ровный, как стол, в частности, в западной части Ленинск-Кузнецкого, Промышленновского и Беловского районов.

Своей северной частью котловина как бы вливается в широкие просторы Западно-Сибирской низменности. В отдаленном геологическом прошлом, когда Западносибирская низменность была покрыта морем, территория Кузнецкой котловины представляла его залив.

В северной части области преобладает равнинный рельеф. Здесь в ряде мест, особенно по северо-восточным отрогам Алатау, горы обрываются тоже внезапно, и у подножия их начинается удивительно плоская равнина.

Кузнецкий Алатау — самая большая горная система нашей области. Он состоит из собственно Кузнецкого Алатау и Абаканского кряжа, начинающегося несколько севернее Телецкого озера. Общая протяженность главного хребта в меридианальном направлении превышает 500 километров.

Высота Алатау значительно меньше, по сравнению с Алтаем и Саянами. Самая высокая вершина — Амзас-таскыл (Верхний Зуб) — имеет 2178 метров над уровнем моря. По главному хребту и некоторым отрогам есть несколько десятков гранитных гор-гольцов высотою от 1500 до 2000 м с вечными (многолетними) снежниками на северных склонах, с участками горной тундры и альпийской растительности. В горах, особенно по главному хребту и на ближних к нему отрогах, сохранились обширные леса, преимущественно темнохвойные, но теперь здесь уже имеются большие массивы и лиственных. В отдельных местах над синью горной тайги поднимаются, как острова, вершины-гольцы с высокогорными ландшафтами и снежниками. Можно проследить целую цепь этих вершин: Небесные Зубья (2178), Большой Каным (1870), Большой Таскыл (1448), Церковная (1450), Чемодан (1858), Крестовая (1648), Бобровая (1673), Пух-таскыл (1818), Челбак-таскыл, Медвежий голец, Сундук, Кугу-ту, Белая и др.

Больше всего высоких вершин-гольцов сосредоточено в центральной части горной системы, в районе между 88°-89° восточной долготы и 55°-53° северной широты. Эта самая высокая часть Кузнецкого Алатау известна под местным названием Белогорья.

Севернее Большого Таскыла горы понижаются. По главному хребту они имеют высоту уже ниже 1000 метров. В северной части горная система приобретает веерообразный вид и переходит в гряды холмов, тянущихся до Транссибирской железнодорожной магистрали.

Горные вершины в Алатау имеют разные формы. Наиболее распространенным, можно сказать классическим, является купол с небольшими террасами и гладкой верхушкой. Это обычно гранит, отполированный ветрами, а с заветренной стороны покрытый накипными лишайниками. Таковы куполы на Большом Таскыле.

У других вершина уже выровнялась, превратилась в площадку, покрытую сравнительно некрупными обломками горных пород. Подобная картина наблюдается на Большом Калыме и Мустаге. Вершины иных гольцов превратились в груду крупных глыб, как на Алатаге и соседней с Большим Таскылом горе. Здесь огромные глыбы гранита смахивают на руины крепости или циклопические постройки. А на Церковной ветер за тысячелетия так обработал одну вершину, что она приобрела форму гранитного столба, напоминающего колокольню (отсюда и название горы).

В Алатау много горных каровых озер снежно-ледникового происхождения, фирновых снежников, горных болот. Вот почему много там рек, речек, родников, ручьев. Левобережные притоки Чулыма, Томь и все ее правобережные притоки, а в верхнем течении и некоторые левобережные, берут начало в Кузнецком Алатау.

Кузнецкий Алатау — не только водораздел речных систем Томи и Чулыма, Оби и Енисея, это и резервуар, питающий эти реки. Отдельные массивы, как Амзас- таскыл, Большой Каным, Чемодан и другие, являются колыбелью нескольких рек, текущих с этих вершин в разных направлениях.

Салаирский кряж — древние горы, ограничивающие Кузнецкую котловину с запада. Протяженность их с юга на север около 300 километров, ширина 15-40 километров. Кряж сильно сглажен, средняя высота его несколько меньше 400 метров от уровня моря. Наиболее значительные из них Кивда (618), Барсук (566), Гусек (589), Тягун (562), Мохнатая (555), Синюха (536), Копна (509) и другие.

Если взглянуть с большой высоты, кряж похож на зеленый остров, приподнятый с одной стороны над Кузнецкой котловиной, с другой — над Обской равниной.

Кряж начинается в верховьях Нени, правого притока Вии, и Антропа, левобережного притока Кондомы, заканчивается же Буготакскими сопками в Новосибирской области с высшей отметкой 379 метров. Направление главного хребта Салаира почти параллельно Кузнецкому Алатау. В северной части он принимает также северо-северозападное направление, как и Алатау.

В значительной своей части, особенно в отрогах, предгорьях, кряж сильно сглажен, возвышенности больше похожи на невысокие холмы и увалы, к тому же и распаханные. Главный хребет и отроги наиболее ярко выражены в центральной части кряжа.

Есть интересная особенность Салаирского кряжа: его северо-восточный склон в отдельных местах резко, подобно стене, поднимается над равниной. Так, между селениями Беково и Рождественское на многие километры тянется высокая, в ряде пунктов резко обрывистая, гряда Тырган («гора ветров»). Ее можно видеть, проезжая Белово. А у Прокопьевска она выглядит еще более рельефно. Подобная же гряда начинается у Гурьевска и тянется в северо-западном направлении к селениям Урок, Горскино. Это явление считается следствием геологически молодых (четвертичного времени) движений земной коры.

Салаирский кряж невысок и не имеет снежников и горных озер, с него берет начало несколько рек, текущих на восток — в Иню и на запад — в Бердь и Чумыш. Да и сам Чумыш начинается на Салаире. Едва ли не все водотоки здесь родникового происхождения.

Горная Шория занимает южную часть Кемеровской области, где сходятся в сложный узел хребты Северо-Восточного Алтая, Кузнецкого Алатау и Салаирского Кряжа. Горный массив Горной Шории вытянулся с севера на юг на 170 километров, с запада на восток — на 100 километров и составляет 13,5 тысячи квадратных километров (14,1% всей территории Кемеровской области).

В рельефе Горной Шории наблюдается сочетание северных отрогов Алтая и юго-западных отрогов Абаканского кряжа. Пейзаж южной половины Горной Шории так же красив, как и Кузнецкого Алатау. Над морем хвойной тайги поднимаются убеленные снежниками горные группы Мустага (Ледяной горы) с наибольшей высотой над уровнем моря 1570 метров и Патына (1596), а на границе с Алтаем — Улутага (1411 м), Кубеза (1554 м). Бурные реки прорезали глубокие русла — ущелья в межгорьях и украсили берега живописными скалами. Северная часть Шории представляет возвышенное плато, расчлененное глубокими руслами множества рек и речек. В этой части Горной Шории есть также хорошо выраженные вершины: Улутаг (706) и небольшая, но получившая широкую известность Темиртау («железная гора»), с которой соседствует Одрабаш.

Едва ли где еще в Горной Шории встретишь такой сюрприз природы, хотя Шория и славится разнообразием, неожиданными природными броскими красотами. Устремившись ввысь, гордо стоит пик «Дворцов». Словно какие-то сказочные великаны потрудились здесь: аккуратно, одну на другую уложили громадные плиты, создав надежную защиту для скал-собратьев от злых метелей и ветров, сделав «Дворцы» неприступными. Но человека всегда влечет «неприступное». Так и здесь. На самой вершине надписи, надписи, навечно выдолбленные в камне, фамилии тех, кто побывал здесь, даты. Некоторые из дат уходят в далекое прошлое, являются ровесницами прииска Спасска. А ему уже более 140 лет!

Слева, далеко-далеко в синеватой дымке, высится Абаканский хребет, справа — Бийская грива. А прямо, на территории Шории, на юге ее, чернотой отливает гора Кайбынь, что в переводе с шорского значит Медная гора.

С «Дворцов» хорошо видна и еще одна из наиболее высоких гор Шории — Шаныш-Таг, или Черная гора. Впрочем, разнохарактерных вершин, больших и малых, с интересными шорскими именами и до сих пор безымянных, с голыми каменистыми макушками или спрятанными в таежных чащобах, здесь великое множество.

«Дворцы» неповторимы. Сколько раз ни приходил бы к ним, — они всегда встречают тебя по-новому. В ясную погоду «Дворцы» сверкают на солнце, отражая ослепительные блики. Только в пещерах, которых на «Дворцах» несколько, стоит глубокая тишина, мрак, и ни единый лучик не проникает сюда. А когда небо заволакивают тучи, «Дворцы» выглядят по-иному. Пик то наденет лохматую шапку, то прорвет тучу и взметнется ввысь, то весь нарядится в голубовато-серебристое облачное платье, напоминая красавицу великаншу.

В ветреную погоду лучше быть подальше от «Дворцов». Под резкими порывами ветра пик начинает медленно-медленно раскачиваться, маленькая сосенка, которая каким-то чудом укрепилась на камне, низко склоняется от порывов ветра, мелкие камни катятся вниз, подхватывая по пути более крупные, увлекая их за собой…

Эта гранитная семья доступна лишь с севера. Южная часть «Дворцов» практически неприступна: никому еще не удалось преодолеть отвесную гладкую скалу высотой метров полтораста.

С запада и востока на «Дворцы» также невозможно попасть без специальных средств. С этих сторон гора покрыта густым пихтачом и кедром, которые вплотную подходят к «Дворцам».

На «Дворцах» происходит резкое колебание температуры. Если днем в ясную летнюю погоду здесь очень жарко, то ночью — по-настоящему холодно. Снизу теплый воздух поднимается к скалам, образуются ветровые вихри в расщелинах, они создают звук, напоминающий заунывный далекий вой собаки.

С вершины «Дворцов» хорошо видны «Петушки» — скалы, расположенные западнее. Свое название они получили за сходство с петушиным гребнем. Создается впечатление, что до них рукой подать, хотя на самом деле потребуется не менее двух-трех часов, чтобы туда дойти. Путь к «Петушкам», пожалуй, даже сложней, чем к «Дворцам».

Спасские «Дворцы», как и их собратья «Петушки», — хорошая школа не только для туристов, но и для начинающих альпинистов. Кстати, для последних мест для тренировок поблизости более чем достаточно: начинайте здесь, в Горной Шории, а потом, набравшись опыта, можете отправляться на штурм и более величественных вершин Кузнецкого Алатау. А для любителей походов поскромнее в окрестностях города Таштагола и поселка Спасска раздолье всюду, для ягодников и грибников, для рыболовов и охотников мест здесь не занимать.

Современный рельеф Горной Шории образовался в результате длительного разрушения пород и постепенного поднятия всей ее территории. Главное влияние на выработку форм рельефа оказали текучие воды во взаимодействии с колебаниями температуры, химическими и физическими процессами выветривания, воздействием растительного покрова. Горы Шории сложены метаморфическими породами, прорванными интрузиями гранитов, сиенитов, с которыми связаны железорудные месторождения этого района.

Таким образом, в географическом районе Кемеровской области имеются самые разнообразные формы рельефа, оказывающие определенное влияние на другие элементы физико-географической среды.

Часовой пояс

География Ямала / Правительство Ямало-Ненецкого автономного округа

Территория

Ямало-Ненецкий автономный округ — это, образно говоря, центральная часть арктического фасада России. Территория ЯНАО расположена в арктической зоне на севере крупнейшей в мире Западно-Сибирской равнины и занимает обширную площадь более 750 000 км² километров. Более её половины расположено за Полярным округом, охватывая низовья Оби с притоками, бассейны рек Надыма, Пура и Таза, полуострова Ямал, Тазовский, Гыданский, группу островов в Карском море (Белый, Шокальский, Неупокоева, Олений и др.), а также восточные склоны Полярного Урала. Крайняя северная точка материковой части Ямала находится под 73° 30 минут северной широты, что полностью оправдывает ненецкое название полуострова — Край Земли.

Северная граница округа, омываемая водами Карского моря, имеет протяженность 5100 километров и является частью Государственной границы Российской Федерации (около 900 километров). На западе по Уральскому хребту, Ямало-Ненецкий округ граничит с Ненецким автономным округом и Республикой Коми, на юге — с Ханты-Мансийским автономным округом — Югра, на востоке — с Красноярским краем.

Климатические условия

Территория округа располагается в основном в трех климатических зонах: арктической, субарктической и зоне северной (таежной) полосы Западно-Сибирской низменности. Климат здесь характеризуется особенно резкими изменениями в течение года, длительной, холодной и суровой зимой с сильными бурями и частыми метелями; самая низкая температура -56 С. Лето короткое — в среднем около 50 дней.

Зона арктической тундры охватывает острова, северную часть Ямальского и Гыданского полуостровов. Климат здесь характеризуется особенно резкими изменениями в течение года, длительной, холодной и суровой зимой с сильными бурями и частыми метелями; самая низкая температура -56 С. Осадков зимой выпадает мало; снежный покров не превышает 40 сантиметров. Весна наступает медленно, температура воздуха поднимается выше нуля лишь в июне. Из-за частых туманов погода держится в основном пасмурная. За лето почва оттаивает всего на 40-50 сантиметров. Осенью пасмурно и ветрено; оттепели иногда продолжаются до ноября, но в основном уже в сентябре температура ниже нуля.

Арктическая тундра летом. Источник — Яндекс Фото

Субарктическая зона (зона тундры) занимает южные части Ямальского и Гыданского полуостровов, спускаясь к Северному полярному кругу. Климат континентальный: осадки в виде дождей, лето до 68 дней.

Белуха в Гыданском заповеднике. Источник — mif-medyza.ru

Климат северной (таежной) полосы Западно-Сибирской низменности характеризуется более резкой континентальностью: средняя температура выше, снежный покров достигает 60-80 сантиметров и лежит с половины октября до середины мая; лето довольно теплое и влажное до 100 дней; много осадков.

Ландшафт

Рельеф округа представлен двумя частями: горной и равнинной. Равнинная часть почти на 90% лежит в пределах высот до 100 метров над уровнем моря; отсюда множество озер и болот. Левый берег Оби имеет повышенный и пересеченный рельеф. Правобережная, материковая часть представляет собой слегка всхолмленное плато с небольшим уклоном на север. Наиболее приподнятые участки низменности находятся на юге округа в пределах Сибирских увалов.

Горная часть округа занимает неширокую полосу вдоль Полярного Урала и представляет собой крупные горные массивы общей протяженностью свыше 200 километров. Средняя высота южных массивов 600–800 метров, а ширина — 20–30. Наиболее высокими вершинами являются горы Колокольня — 1305 метров, Пай-Ер — 1499 метров. Севернее высота гор достигает 1000–1300 метров. Главный водораздельный хребет Полярного Урала извилист, его абсолютные высоты достигают 1200–1300 метров и выше.

Географическая справка

26 февраля 2006

Ишим – город на юге Тюменской области. Он находится на территории Уральского федерального округа Российской Федерации, в Западной Сибири, на левом берегу реки Ишим. Географические координаты города: 56 градусов 06 минут с. ш. и 69 градусов 30 минут в. д. Его высота над уровнем моря – 80 м. Город расположен в пятом часовом поясе, разница в декретном времени с Москвой составляет +2 часа.

Южная граница жилой застройки городского округа проходит по реке Ишим, с запада, севера и востока границами города являются долины малых рек Исток, Карасуль и Мергенька. В перспективе расширение и развитие городской территории предполагается за счет земель Ишимского района. В связи с формированием в достаточно узком межрусловом пространстве Ишим имеет ряд ландшафтных и функционально-планировочных особенностей. Планировочная структура подчинена направлению русла р. Ишим, поэтому вытянута с востока на запад. С северо-запада на юго-восток город пересекает Транссибирская железнодорожная магистраль.

Город Ишим является системообразующим городом юго-восточной части Тюменской области на пути в Сибирь, Республику Казахстан, Центральную Азию.

С 1917 года по 1923 год Ишим входил в Тюменскую губернию, с 1923 года по 1934 — в Уральскую область, с 1934 по 1935 годы – в Челябинскую область, с 1935 по 1944 годы – в Омскую область, а с 1944 года и по настоящее время входит в состав Тюменской области.

По принятой классификации Ишим относится к типу средних городов. Общая площадь муниципального образования составляет 6,0 тыс. га.  Население – около 65 тысяч человек.

Живописны окрестности города с заливными лугами и грядой холмов на юго-востоке. Природным памятником российского значения является Синицынский бор с архитектурным ансамблем дом отдыха (ныне –  пансионат с лечением «Ишимский»), построенным в середине XX века в стиле советского классицизма, где находится источник хлоридно-натриевой минеральной воды. Ее целебные свойства позволяют излечить широкий спектр заболеваний. В окрестностях города также расположены исторические достопримечательности. Достаточно хорошо сохранилось одно из городищ правителя Сибирского ханства хана Кучума. В нескольких километрах от этого места погребения древней андроновской эпохи – стоянка древних андроновцев, существовавших на Земле более двух тысяч лет назад и городище саргатов раннего железного века (археологическое название – «Ласточкино гнездо»). Близ Ишима на озере Мергень – мезолитическая стоянка древних людей, получившая лирическое имя «Катенька».

Санаторий Сибирь, Белокуриха, цена — официальный сайт

Санаторий «Сибирь» расположен в живописной долине горной речки Белокурихи, на высоте 250 метров над уровнем моря. С трёх сторон он окружён величественной панорамой гор высотой до 1000 метров, покрытых хвойным лесом. На ближайшем к санаторию склоне горы произрастает дубовая роща, которая создаёт своеобразный лечебный микроклимат. Санаторий отделён от проезжей части речкой, что делает его месторасположение ещё более привлекательным для лечения и отдыха.

Год постройки: 1979.

Год реконструкции: 1998. Выборочно обновляется номерной фонд и объекты лечебной базы.

Площадь территории: 4,5 га.

Период работы: круглогодично.

Размещение:
Корпус.
Количество этажей: 8.
Лифт: есть.
Переход между корпусами: лечебно-диагностический корпус и ресторан — отдельностоящие здания, соединены с гостиничным комплексом теплыми переходами.

Номерной фонд:

  • 2-х местный номер стандарт.
    Площадь номера, кв.м: 15.
    Количество основных мест: 2.
    Количество дополнительных мест: 1 (еврораскладушка).
    В номере: душ, туалет, ТВ, холодильник, шкаф, две раздельные кровати, балкон.

  • 2-х местный номер комфорт.
    Площадь номера, кв.м: 15.
    Количество основных мест: 2.
    Количество дополнительных мест: 1 (еврораскладушка).
    В номере: душ, туалет, фен, ТВ, холодильник, электрочайник, телефон, две раздельные кровати, балкон.

  • 2-х местный номер престиж.
    Площадь номера, кв.м: 27.
    Количество основных мест: 2.
    Количество дополнительных мест: 1 (кресло-кровать).
    В номере: душ, туалет, фен, ТВ, холодильник, кондиционер, электрочайник, телефон, две раздельные кровати, балкон.

  • 3-х местный 2-х комнатный семейный номер.
    Площадь номера, кв.м: 37.
    Количество основных мест: 3.
    Количество дополнительных мест: 1 (диванчик/кресло-кровать).
    В номере: душ, туалет, фен, ТВ, холодильник, электрочайник, телефон, сейф, двуспальная и односпальная/три односпальные кровати, балкон.

  • 2-х местный номер студио.
    Площадь номера, кв.м: 30.
    Количество основных мест: 2.
    Количество дополнительных мест: 1 (мягкий уголок).
    В номере: душ, туалет, фен, ТВ, холодильник, кондиционер, электрочайник, СВЧ-печь, стиральная машина (не во всех номерах), утюг, гладильная доска, сейф, телефон, двуспальная кровать, балкон.

  • 2-х местный 2-х комнатный Джуниор Сьют (люкс).
    Площадь номера, кв.м: 37.
    Количество основных мест: 2.
    Количество дополнительных мест: 2 (диван).
    В номере: душ, туалет, фен, ТВ, холодильник, кондиционер, электрочайник, СВЧ-печь, стиральная машина (не во всех номерах), утюг, гладильная доска, сейф, телефон, двуспальная кровать, балкон.

  • 2-х местные 2-х комнатные апартаменты.
    Площадь номера, кв.м: 58.
    Количество основных мест: 2.
    Количество дополнительных мест: 2 (диван).
    В номере: душ, туалет, фен, ТВ, холодильник, кондиционер, DVD-центр, электрочайник, СВЧ-печь, стиральная машина, утюг, гладильная доска, сейф, телефон, мягкая мебель, двуспальная кровать, балкон.

Питание: столовая (для путевок с питанием «шведский стол»), отдельный малый зал (для путевок с питанием «шведский стол-люкс»).

Система питания: 4-х разовое «шведский стол», 4-х разовое «шведский стол-люкс» для проживающих в номерах повышенной комфортности. Для детей дополнительно полдник.

Дети: принимаются с любого возраста.

Документы: паспорт, путевка, для лечения — санаторно-курортная карта, страховой медицинский полис (ОМС), страховое свидетельство государственного пенсионного страхования; для детей — свидетельство о рождении, справка лечебного учреждения о состоянии здоровья, справка об инфекционном контакте (давностью не более 10 дней), для лечения детей — санаторно-курортная карта (с обязательными отметками: анализ на энтеробиоз, осмотр дерматолога об отсутствии заразных кожных заболеваний), страховой полис, прививочная карта, справка об эпидокружении из СЭС по месту жительства.

Расчетный час: заезд с 08:00, выезд до 08:00.

В стоимость входит:
для путевок с оздоровлением: проживание, 4-х разовое питание по выбранному тарифу («шведский стол» или «шведский стол-люкс»), оздоровительные процедуры;
для путевок c лечением: проживание, 4-х разовое питание по выбранному тарифу («шведский стол» или «шведский стол-люкс»), базовое лечение (по назначению врача).

Сибирь — обзор | ScienceDirect Topics

Аляска и Юкон «Грязь»: Восточная Берингия Эквиваленты Едомы

Как и в Сибири, ранние работы на северо-западе Северной Америки вызывали споры, и исследователи утверждали, что илы или более поздние «грязевые» отложения на Аляске и Юконе могут образовались в результате озерных, эстуарных, эоловых, остаточных выветривания или речных процессов или их взаимодействия (например, Taber, 1943). После работы Péwé (1955), который решительно выступал за эоловое происхождение, все исследователи приняли преимущественно эоловое происхождение этих отложений.На самом деле с конца 1950-х годов никакие другие идеи серьезно не обсуждались. Это, вероятно, отражает различия в общем расположении этих отложений и, возможно, более широкое рассмотрение лесса в североамериканской литературе по сравнению с концепцией Едома в Сибири.

Лесс является наиболее широко распространенным поверхностным материалом в не покрытых ледниками районах Аляски и Юкона (Péwé, 1975). Многие районы с Едомой в Северной Америке связаны с возвышенностями и долинами и, в меньшей степени, с обширными аккумулятивными равнинами, подобными шельфам Северной Сибири, что приводит к общей дифференциации на «нагорный ил» и долинные «навозные» отложения. .Эти различия сыграли важную роль в развитии представлений о генезисе этих месторождений. Нагорные илы покрывают выходы на вершины холмов и обычно встречаются на аллювиальных террасах или спрятаны за коренными породами и однозначно интерпретируются как лёссы (Muhs et al. , 2008; Péwé, 1975). Однако следует отметить, что эти нагорные отложения ила не богаты льдом и значительно отличаются от отложений Едома, описанных для условий дна долины (например, Bray et al., 2006; Froese et al., 2009; Певе, 1975).

В оригинальной работе Певе и более ранних исследователей отложения «грязи» на дне долины считались «переработанным лёссом», полученным в результате смешения нагорных илов с органическим материалом, накопленным сингенетически с ростом вечной мерзлоты в условиях дна долины, и переслаиваются с первичными лёссами, образовавшимися в результате выпадения воздуха. На некоторых участках хорошо развитая слоистость и песчаные линзы указывают на речное влияние во время отложения, но на большинстве участков эти слои относительно невелики.Обычно лёссовое прилагательное «лесс» используется для описания материала, в котором преобладают крупный ил и мелкие зерна песка, большая часть которых, вероятно, является первичным лёссом выпадения воздуха, хотя также могут быть свидетельства вторичного переотложения на короткие расстояния в результате таяния снега или поверхностных потоков. настоящее время (например, Froese et al., 2009; Sanborn et al., 2006). Лесс из MIS 2 относительно маломощный на возвышенных участках (Muhs et al., 2008), тогда как мощные скопления того времени присутствуют на участках дна долины (Guthrie, 1990; Péwé et al., 1975). Это говорит о том, что либо отложения густо накапливались на дне долин, либо эти долины действовали как ловушки для отложений, в то время как поверхности возвышенностей с редким растительным покровом и, следовательно, низким трением, могли быть обойдены этими отложениями (см. Muhs et al., 2008). ).

Степень смешивания отложений «грязи» на дне долины была открытым вопросом, и на протяжении 1970-х и 1980-х годов, вероятно, не поощрялись палеоэкологические работы на этих участках. Тем не менее, все большее число радиоуглеродных возрастов, как правило, по окаменелостям растений, показывают мало инверсий в осадочных толщах и доказывают стратиграфическую согласованность этих архивов и их пригодность для реконструкции палеосреды (Froese et al. , 2009; Зазула и др., 2007).

Подробное изучение палеопочв в пределах отложений Едома в районе Клондайка, корреляция между участками по отчетливым дистальным тефрам, датируемым МИС 2 и 4, подтверждает последовательную запись осадконакопления с сингенетической агградацией вечной мерзлоты, прерываемой периодами развития почвы между участками в долинах. 20 км друг от друга (Sanborn et al., 2006). Эти авторы показали, что донные илы подверглись лишь ограниченному выветриванию. Микроморфологические данные из почв показали, что органическое вещество в отложениях, в первую очередь мелкозернистый граминоидный детрит, аккрецировалось в основном за счет подземных поступлений корневого детрита по мере того, как поверхностные отложения покрывались лёссовыми примесями (Sanborn et al., 2006). Важно отметить, что корреляция этих устойчивых свойств почвы и времени аградации лёсса и сингенетической вечной мерзлоты свидетельствует о региональном контроле осадконакопления, а не о местных условиях.

В восточной Берингии формирование Едомы в основном относится к позднему плейстоцену. Певе (1975) приводил доводы в пользу последовательного климатически обусловленного периода отложения богатых льдом лёссовых отложений, которые он назвал формацией Голдстрим. Это образование образовалось после значительного таяния вечной мерзлоты во время последнего межледниковья (MIS 5e) и, вероятно, датируется Висконсином.Последующие исследователи отказались от формального определения, но, основываясь на радиоуглеродном возрасте и тефрохронологии, большинство отложений Едомы относятся к поздним МИС 3 и МИС 2. Радиоуглеродный возраст довольно согласуется между внутренними районами Юкона и Аляски в течение основного периода развития Едомы во время МИС 2. , начавшись около 30 тыс. л.н. и продолжаясь до ок. 11,5 тыс. л.н. (Fraser, Burn, 1997; Hamilton et al., 1988; Zazula et al., 2007). Выраженное несогласие на уровне ок. 10 тыс. л.н. знаменуют собой деградацию этих поверхностей и характеризуются осадконакоплением, богатым органическим детритом, над отложениями талого несогласия (Fraser and Burn, 1997). Более раннее отложение едомы во время MIS 4 хорошо задокументировано в центральном Юконе благодаря наличию тефры Sheep Creek-K (около 80 тыс. лет; Froese et al., 2009). В каждом временном срезе, где эти отложения обнаружены и доступны палеоэкологические реконструкции, реконструкции указывают на акградацию лёссовых илов в открытом, богатом травой и разнотравьем степно-тундровом сообществе, предполагая, что эти отложения являются повторяющимся признаком холодного климата. стадии плейстоцена Берингии (Froese et al., 2009).

На Аляске более поздние исследования месторождений Едома были сосредоточены на хорошо известном туннеле вечной мерзлоты CRREL возле Фэрбенкса, который обнажил тонкозернистые мерзлые толщи, содержащие сингенетические жильные льды (Bray et al., 2006; Hamilton et al., 1988; Kanevskiy et al. и др., 2008; Шур и др., 2004). Участок Едома с очень схожими характеристиками с участками на северо-востоке Сибири сообщается из реки Иткиллик в арктических предгорьях (Каневский и др. , 2011). Эти едомские отложения охватывают период между >48 и 14 годами.3 тыс. л.н.

Анализ | Новости и анализ арктического морского льда

Темпы таяния морского льда в апреле были близки к средним, а протяженность морского льда занимала четвертое место в спутниковых записях. Картирование морского ледникового периода показывает небольшое увеличение количества более старого льда, но в Арктике по-прежнему преобладает однолетний лед, в отличие от 1990-х годов и ранее. Сильный мартовский шторм, охвативший большую часть Северного Ледовитого океана, образовал большие груды ледяных обломков возле Уткиагвика на Аляске и создал трудности для охотников из числа коренных народов вдоль северо-западного побережья Аляски.

Обзор условий

Рисунок 1. Протяженность арктического морского льда на апрель 2020 года составляла 13,73 миллиона квадратных километров (5,30 миллиона квадратных миль). Пурпурная линия показывает среднюю протяженность за этот месяц с 1981 по 2010 год. Данные индекса морского льда. О данных

Предоставлено: Национальный центр данных по снегу и льду
Изображение с высоким разрешением

Протяженность арктического морского льда в апреле в среднем составляла 13,73 миллиона квадратных километров (5,30 миллиона квадратных миль). В прошлом месяце март занял одиннадцатое место среди самых низких показателей площади льда в спутниковых записях, что выше, чем за последние пять лет.Однако темпы отступления льда увеличились к концу марта, а площадь льда в апреле отступала со скоростью, аналогичной наблюдаемой в последние годы. Следовательно, площадь льда в апреле 2020 года оказалась четвертой по величине: на 280 000 квадратных километров (108 000 квадратных миль) выше рекордно низкого уровня, установленного в апреле 2019 года, и на 960 000 квадратных километров (371 000 квадратных миль) ниже среднего значения с 1981 по 2010 год. По состоянию на 30 апреля ежедневная протяженность отслеживалась на четвертом месте в записи спутниковых данных.

Апрель Площадь морского льда отступила в основном в Охотском и Беринговом морях, а также в Лабрадорском море, заливе Баффина, проливе Дэвиса и южной оконечности Восточно-Гренландского моря.Однако кромка льда оставалась более протяженной, чем в среднем для этого времени года, в Баренцевом море между Шпицбергеном и Новой Землей, а также в северной части восточной части Гренландского моря. Перенос тепла океаном был хорошим предсказателем изменчивости морского льда зимой в этом регионе. За последние пять лет температура океана в этом районе понизилась из-за меньшего переноса теплых атлантических вод из Северной Атлантики. Таким образом, неудивительно, что зимний ледовый покров в этом регионе медленно возвращается от почти среднего к состоянию чуть выше среднего.

Условия в контексте

Рисунок 2а. На приведенном выше графике показана протяженность арктического морского льда по состоянию на 5 мая 2020 года, а также ежедневные данные о протяженности льда за четыре предыдущих года и рекордно низкий год. 2020 г. показан синим цветом, 2019 г. — зеленым, 2018 г. — оранжевым, 2017 г. — коричневым, 2016 г. — фиолетовым и 2012 г. — красным пунктиром. Медиана с 1981 по 2010 год выделена темно-серым цветом. Серые области вокруг срединной линии показывают межквартильный и междецильный диапазоны данных. Данные индекса морского льда.

Предоставлено: Национальный центр данных по снегу и льду
Изображение с высоким разрешением

Рисунок 2б.На этом графике показано отклонение от средней температуры воздуха в Арктике на уровне 925 гПа в градусах Цельсия за период с 1 по 30 апреля 2020 г. Желтым и красным цветом показаны температуры выше среднего; синие и фиолетовые цвета указывают на более низкие, чем средние температуры.

Предоставлено NSIDC с разрешения Лаборатории исследования системы Земли NOAA Отдел физических наук
Изображение с высоким разрешением

Скорость потери льда в апреле составляла 33 400 квадратных километров (12 900 квадратных миль) в сутки. Преобладала потеря льда в основном в Беринговом и Охотском морях, скорость отступления которых составляла 3700 и 16 100 квадратных километров в день (1400 и 6200 квадратных миль в день) соответственно.В целом площадь арктического морского льда в апреле сократилась на 1,05 миллиона квадратных километров (405 000 квадратных миль).

Температура воздуха в апреле на уровне 925 гПа (примерно 2500 футов над поверхностью) была на 2–5 градусов Цельсия (от 4 до 9 градусов по Фаренгейту) выше средней над большей частью Северного Ледовитого океана и Берингова моря, за исключением Шпицбергена и Баренцево море, где температура воздуха была близка к средней (рис. 2б). Температура воздуха также была на 6-8 градусов по Цельсию (11-14 градусов по Фаренгейту) выше средней в Баффиновом заливе и на 8 градусов по Цельсию (14 градусов по Фаренгейту) выше средней в Сибири, в то время как в Канаде температура воздуха по-прежнему была ниже средней. для этого времени года.Такой характер температуры воздуха является результатом давления над уровнем моря выше среднего над Аляской и Сибирью в сочетании с более низким давлением над центральной частью Северного Ледовитого океана, что способствует переносу теплого воздуха с юга через Берингово море, а также в Карское море. Характер ветра также вызывал движение морского льда в Карском море, отодвигая кромку льда в Беринговом море дальше на север.

В то время как температура воздуха на уровне 925 гПа была выше средней для большей части Северного Ледовитого океана, условия в Уткиагвике на Аляске в конце месяца стали холоднее.По словам Рика Томана из Международного центра арктических исследований в Фэрбенксе, 29 апреля температура в Уткиагвике достигла -28,9 по Цельсию (-20 по Фаренгейту), что является рекордно низким показателем на тот момент. Это также была последняя дата в сезоне, когда температура составляла -28,9 градусов по Цельсию (-20 градусов по Фаренгейту) или ниже. Подробнее о необычной погоде и ледовых явлениях за последние пару месяцев в районе Уткиагвик на Аляске читайте ниже.

Апрель 2020 г. по сравнению с предыдущими годами

Рис. 3.Ежемесячная апрельская протяженность льда с 1979 по 2020 год показывает снижение на 2,65 процента за десятилетие.

Предоставлено: Национальный центр данных по снегу и льду
Изображение с высоким разрешением

В течение 2020 года линейная скорость снижения экстента в апреле составляет 2,65 процента за десятилетие (рис. 3). Это соответствует тенденции в 38 900 квадратных километров (15 000 квадратных миль) в год.

Экспедиция MOSAiC продолжается во время пандемии

Рисунок 4. На этом рисунке показано положение НИС Polarstern , когда он является частью экспедиции Многопрофильной дрейфующей обсерватории для изучения арктического климата (MOSAiC).Эта позиция актуальна на 26 апреля 2020 года.

Авторы и права: Институт Альфреда Вегенера
Изображение с высоким разрешением

Планирование годовой экспедиции в Северный Ледовитый океан затруднено с точки зрения логистики. Задачи варьируются от поиска подходящей льдины для поддержки различных научных мероприятий до ликвидации последствий разрушения и необходимости перемещать инструменты, чтобы они не упали в Северный Ледовитый океан, до экстремальных погодных условий. Также могут быть неожиданные визиты белых медведей и лисиц. Тем не менее, никакое планирование не могло подготовить экспедицию к пандемии коронавирусной болезни 2019 года (COVID-19). Хотя участники третьего этапа экспедиции Многопрофильной дрейфующей обсерватории для изучения арктического климата (MOSAiC) уже должны были быть дома, ротацию персонала самолетами пришлось отменить. Вместо этого следующий обмен персоналом состоится в конце мая, полагаясь на два немецких научно-исследовательских судна, RV Sonne и RV Maria S. Merian , для встречи RV Polarstern у кромки льда. Polarstern встретит суда у Шпицбергена и после дозаправки и пересадки грузов и людей вернется во льды для продолжения программы измерений.Некоторое оборудование может быть оставлено на льдине, пока Polarstern отсутствует, с целью продолжения записи данных.

Коллеги из Института Альфреда Вегенера (AWI) определили происхождение льдины, выбранной для размещения большей части приборов MOSAiC. Спутниковые наблюдения и картографирование дрейфа льда свидетельствуют о том, что льдина образовалась в полынье к северу от Новосибирских островов в начале декабря 2018 г. На момент создания Центральной обсерватории (ЦО) MOSAiC толщина льда составляла от 30 до 80 сантиметров (от 12 до 31 дюйм), что относительно тонко по сравнению с историческими ледовыми условиями.Тем не менее, недавние наблюдения датчика толщины морского льда EM-Bird с вертолета 10 апреля показывают, что CO и окружающий лед теперь имеют модальную толщину около 1,8 метра (5,9 фута). Оставлять ценное научное оборудование на льдине рискованно, учитывая вероятность того, что льдина расколется или будет раздавлена, пока Polarstern не будет в пути. Действительно, 10 апреля образовались новые отводы (примерно линейные отверстия в ледяном покрове), а 27 апреля сжимающие силы на льду привели к торосообразованию. Такие события вызывают опасения, что инструменты могут быть потеряны или повреждены, пока Polarstern отсутствует.Кроме того, в течение зимы 2019–2020 гг. наблюдался сильный трансполярный дрейф льдов, что может потребовать переноса лагеря дальше на север, чтобы место исследований не ушло за пределы Северного Ледовитого океана до конца сентября. Этот сильный дрейф льда, по-видимому, связан с сильной положительной фазой Арктического колебания прошлой зимой.

Воздействие сильного шторма на арктический морской лед Аляски

Рисунок 5а. На этом рисунке показано рекордно низкое среднее атмосферное давление на уровне моря (MSLP; самое низкое за период с 1948 по 2020 год в дни, указанные на графике) к северу от Аляски в марте 2020 года во время прохождения сильных штормовых систем.На рисунке показано среднесуточное значение над морями Бофорта и Чукотским (заштрихованная область на врезке), которое составило 992,2 гПа, а не минимум центра минимума, равный 970 гПа.

Авторы и права: Том Баллинджер, Международный центр арктических исследований, Университет Аляски, Фэрбенкс.
Изображение высокого разрешения

Рис. 5b: На этой фотографии показана торосистая гряда, образовавшаяся в припайном морском льду недалеко от Уткиагвика, Аляска, в результате деформации льда, вызванной штормом.

Авторы и права: Билли Адамс из Уткиагвика, Аляска.
Изображение высокого разрешения

С 19 по 21 марта через Чукотское море и море Бофорта перемещалась система рекордно низкого давления (рис. 5а), при этом минимальные значения центрального давления достигали 970 гПа. Наш коллега Хайо Эйкен, профессор геофизики Университета Аляски в Фэрбенксе, отмечает, что прохождение этого рекордно низкого уровня подчеркивает важность сильных штормов в формировании морского ледяного покрова. Серия штормов в марте 2020 года, когда максимальная скорость ветра превышала 97 километров в час (60 миль в час), привела к скоплению льда вдоль восточного побережья Чукотского моря.Большие торосы давления льда (рис. 5b) могут касаться морского дна и способствовать закреплению припайного льда. Они создают более стабильную ледяную платформу, которую местное население может использовать для получения доступа к морским млекопитающим, обитающим дальше от берега. В последние годы более мягкие ледовые условия привели к менее стабильному прибрежному льду. Случаи деформации льда из-за сильных штормов, таких как те, что произошли в марте этого года, могут помочь компенсировать снижение роста льда из-за более высоких температур. Билли Адамс, инупиатский эксперт по льду из Уткиагвика, Аляска, сообщает, что более толстый и крепкий однолетний лед этой зимой привел к тому, что торосы давления оказались на мели дальше от берега, чем в предыдущие годы (рис. 5b).Общественные ледовые тропы также должны простираться дальше от берега.

В то время как штормы накапливали лед на восточной береговой линии Чукотского моря, преобладающие направления ветра в море Бофорта создали открытую воду и разбили большие участки ледяного покрова на мелкие льдины. Вскрытие и деформация льдин при прохождении этих штормовых систем грозили сорвать полевой эксперимент на льдине в море Бофорта. Изменяющийся режим морского льда все больше затрудняет ледовые операции и ледовые научные исследования в этой части Арктики.Отсутствие мощной системы высокого давления Бофорта в 2020 г. и в предыдущие годы (Moore et al., 2018) привело к более медленному движению льда в море Бофорта. Хотя это помогает создать более толстый ледяной покров и облегчает работу научных ледовых лагерей в регионе, это также позволяет проникать крупным штормовым системам, нанося ущерб ледяному покрову и вызывая снегопады и метели.

Обновленная информация о морском ледниковом периоде

Рис. 6. Верхние карты сравнивают период оледенения арктического моря для (а) 12–18 марта 1985 г. и (б) 11–17 марта 2020 г.Временной ряд (с) среднего мартовского оледенения в процентах от охвата Северного Ледовитого океана с 1985 по 2020 год показывает почти полную потерю 4-летнего льда; обратите внимание, что временной ряд возрастов предназначен для льда в Северном Ледовитом океане и не включает периферийные регионы, где встречается только однолетний (0–1 год) лед, такие как Берингово море, залив Баффина, Гудзонов залив и Охотское море

Авторы и права: В. Мейер, NSIDC
Изображение с высоким разрешением

После максимальной продолжительности зимы полезно проверить морской ледниковый период.Старый лед, как правило, толще и, следовательно, менее склонен к полному таянию в течение следующего лета. Как отмечалось в предыдущие годы, лед в среднем становится моложе, и в Арктике осталось очень мало старого (4+ года) льда. В течение 1980-х годов значительная часть Северного Ледовитого океана была покрыта этим старым льдом в районе максимума морского льда (рис. 6). Однако в прошлом году была рекордно низкая для этого времени протяженность 4+ летнего льда. В течение недели с 11 по 17 марта 326 000 квадратных километров (126 000 квадратных миль) или 4.3 процента льда в Северном Ледовитом океане имеют возраст не менее четырех лет. Это больше, чем в прошлом году, когда осталось всего 91 000 квадратных километров (35 000 квадратных миль), или 1,2 процента этого старого льда. Таким образом, за последний год произошло некоторое пополнение самого старого, самого толстого льда. Тем не менее, это количество все еще намного ниже уровня середины 1980-х годов, когда более 2 миллионов квадратных километров (772 000 квадратных миль) или около 35 процентов Северного Ледовитого океана состояло из льда возрастом более 4 лет.

Увеличение количества самого старого льда было компенсировано более молодыми категориями, возрастом от одного до четырех лет. Количество однолетнего льда (возрастом от 0 до 1 года) близко к тому же уровню, что и в прошлом году, и составляет около 70 процентов ледяного покрова Северного Ледовитого океана, что намного выше, чем в середине 1980-х годов, когда только 35-1980-х гг. Возраст 40 процентов льда был меньше года. Исследование обновленного продукта ледникового периода (и движения льда) публикуется в The Cryosphere (Tschudi et al., 2020).

Быстро дрейфующие микроэлементы

Рисунок 7. На этом рисунке показано движение льда с 25 марта по 31 марта 2020 г., демонстрирующее сильный трансполярный дрейф и экспорт льда в сторону Шпицбергена и из пролива Фрама.

Предоставлено: Национальный центр данных по снегу и льду
Изображение с высоким разрешением

Трансполярный дрейфовый поток, общее движение льдов от берегов Сибири через полюс и затем к проливу Фрама, усилился этой зимой во время крайней положительной фазы Арктического колебания. Новое исследование показало, что сток пресной воды из рек в западной части Северного Ледовитого океана (Сибирь, Аляска и северо-запад Канады) приносит значительное количество микроэлементов в Северный Ледовитый океан через Трансполярный дрейфующий поток. Микроэлементы, поступающие в Северный Ледовитый океан из рек, химически связываются с органическим веществом рек, что позволяет им переноситься на большие расстояния. Затем транспортный дрейфовый поток может переносить эти микроэлементы через Северный Ледовитый океан в направлении пролива Фрама. Это может иметь важные последствия для морских экосистем. Один ключевой элемент, железо, является ключевым питательным веществом для первичной продуктивности (например, роста водорослей). Больше железа, переносимого в Северный Ледовитый океан, и больше солнечного света из-за уменьшения площади морского льда могут повысить производительность.По мере таяния вечной мерзлоты и высвобождения большего количества питательных веществ это может стать важным компонентом изменений в морских экосистемах в будущем.

Морской лед Антарктиды почти средний

Рисунок 8а. На приведенном выше графике показана протяженность антарктического морского льда по состоянию на 5 мая 2020 г., а также ежедневные данные о протяженности льда за четыре предыдущих года и рекордно высокий год. 2020 г. показан синим цветом, 2019 г. — зеленым, 2018 г. — оранжевым, 2017 г. — коричневым, 2016 г. — фиолетовым и 2014 г. — пунктирным коричневым. Медиана с 1981 по 2010 год выделена темно-серым цветом.Серые области вокруг срединной линии показывают межквартильный и междецильный диапазоны данных. Данные индекса морского льда.

Предоставлено: Национальный центр данных по снегу и льду
Изображение с высоким разрешением

Рисунок 8б. На этом рисунке показана региональная протяженность Антарктики за последние 12 месяцев. Региональная протяженность Антарктики за последние 12 месяцев — с 1 мая 2019 г. по 30 апреля 2020 г. Регионы отмечены на врезке карты («моря Белл-Амунда» относятся к морям Беллинсгаузена и Амундсена).

Предоставлено: Национальный центр данных по снегу и льду
Изображение с высоким разрешением

Протяженность антарктического морского льда отслеживалась вблизи срединной линии с середины марта до первой недели апреля, когда темпы роста упали ниже медианного уровня, а тенденция вернулась к нижней границе наблюдаемого 41-летнего диапазона. Однако он оставался в пределах междецильного диапазона. Протяженность морского льда в большинстве секторов близка к средней, но немного ниже средней в море Росса, некоторых частях моря Уэдделла и у берегов Земли Королевы Мод.

NSIDC недавно опубликовал региональные электронные таблицы площади и концентрации льда для пяти секторов Южного океана, окружающих Антарктиду. Это позволяет пользователям быстро изучить, как меняется морской лед в разных регионах. Это похоже на региональные электронные таблицы, ранее доступные для Арктики.

Региональные электронные таблицы иллюстрируют, как меняется сезонный цикл в разных частях Антарктики. Например, как показано за прошлый год, в сезонных колебаниях преобладают изменения в море Уэдделла, которые увеличились с максимальной площади около 7 миллионов квадратных километров (2,70 миллиона квадратных миль) в конце августа до чуть более 1 миллиона квадратных километров ( 386 000 квадратных миль), с очень резким спадом в декабре 2019 года. Значительное сезонное отступление льда начинается сначала в регионе Индийского океана в конце сентября с очень коротким переходом между наступлением и отступлением.Другие регионы демонстрируют меньшую сезонную изменчивость. Примечательно, что даты максимумов регионов варьируются в течение пары месяцев, но все достигают минимума почти в одно и то же время — с конца февраля по начало марта.

Будущее чтение

Ортун, М., Т. Эльдевик и Л. Х. Смедсруд. 2019. Роль атлантического переноса тепла в будущей потере арктического морского льда зимой. Журнал климата. doi: 10.1175/JCLI-D-18-0750.1.

Шаретт, М. А., Л. Э. Кипп, Л. Т. Дженсен, Дж. С. Дабровски, Л.М. Уитмор, Дж. Н. Фитцсиммонс и др. 2020. Трансполярный дрейф как источник речных и шельфовых микроэлементов в центральную часть Северного Ледовитого океана. Журнал геофизических исследований: Океаны . дои: 10.1029/2019JC015920

Крумпен Т. и др. 2020. Ледяная льдина MOSAiC: уцелевший с наносами сибирский шельф. Криосфера . doi: 10.5194/tc-2020-64.

Мур, Г.В.К., А. Швайгер, Дж. Чжан и М. Стил. 2018. Обрушение зимней школы Бофорта 2017 года: реакция на истончение морского льда? Письма о геофизических исследованиях .дои: 10.1002/2017GL076446

Чуди, М. А., В. Н. Мейер и Дж. С. Стюарт. 2020. Усовершенствование продуктов движения и возраста морского льда в Национальном центре данных по снегу и льду. Криосфера . doi.10.5194/tc-14-1519-2020.

 

Быстрая реакция холодной и богатой льдом вечной мерзлоты на северо-востоке Сибири на потепление климата

Эволюция ландшафта

В нашей численной модели используется концепция латерально связанных плиток 35,36,37 для представления пространственной неоднородности поверхностных и подповерхностных характеристик ледяная жила, которая обычно характеризуется полигональным рисунком земли (см. «Методы»; Дополнительные методы 2).Мы классифицировали геоморфологическое состояние ландшафта по взаимному положению высот поверхности плиток, тем самым различая реликтовые полигоны (РП), низкоцентровые полигоны (НЦП), среднецентровые полигоны (ПЦП), высокоцентровые полигоны. (HCP) и водные объекты (WB) (см. «Методы» для определений). Для каждого типа жильно-ледового рельефа (озерные котловины (ОО), голоценовые отложения (ГД) и едомские отложения (ЯД)) оценивалась будущая эволюция ландшафта, начиная с репрезентативного современного состояния ландшафта (рис.2б, в; Дополнительный рис. 3; Дополнительные фильмы). Отметим, что хотя наша модель допускает формирование поверхностных водоемов за счет тольно-жильного термокарста, эволюция уже существующих старых талых озер в данном исследовании не рассматривается.

Рис. 2: Смоделированная эволюция богатых льдом ландшафтов вечной мерзлоты.

Активные низкоцентровые полигоны осушенных озерных котловин и голоценовых отложений (LCP, b ), а также реликтовые полигоны едомских отложений (RP, c ), первоначально вмещающие неразрушенные жильные льды.Таяние жильных льдин в условиях потепления климата вызывает просадку грунта и изменение микротопографического состояния ландшафта ( а ). В зависимости от силы потепления (RCP4.5 по сравнению с RCP8.5) и гидрологических условий (хорошо дренированные или заболоченные) ландшафты превращаются в полигоны со средним центром (ICP, d ), полигоны с высоким центром (HCP, e ) или водоемы (WB, f ) к концу двадцать первого века.На вставках представлены аэрофотоснимки различного состояния ледово-желинного рельефа с полигонов северо-востока Сибири (остров Самойлов и остров Курунгнах в центральной части дельты Лены). Начальное и конечное состояния ландшафтов, а также подробные траектории высот поверхности почвы представлены на дополнительных рисунках. 3 и 5.

По сценарию RCP2.6 все типы ландшафта (LB, HD, YD) оставались стабильными в течение всего периода моделирования, за исключением заболоченных YD, где образовались мелкие поверхностные водоемы.Таким образом, мы ограничиваем следующий анализ эволюции ландшафта сценариями потепления RCP4.5 и RCP8.5. Моделирование для LB и HD было начато с неразрушенными LCP, с покрытыми водой центрами и приподнятыми краями, перекрывающими неповрежденные жилы льда (рис. 2b; дополнительный рис. 4a). В период моделирования происходила деградация жильных льдов и изменялась исходная конфигурация ландшафта как при сценариях потепления (РТК4.5 и РТК8.5), так и независимо от гидрологических условий (рис.2а). Однако было установлено, что начало деградации жильных льдов, на что указывает переход от LCP к микрорельефу ICP, происходит примерно на два десятилетия раньше при RCP8.5, чем при RCP4.5, а также примерно на два десятилетия раньше при водном рельефе. регистрируется по сравнению с хорошо дренированными настройками. Следовательно, ландшафты LB и HD были наиболее стабильными при RCP4.5 и хорошо дренированных условиях, для которых смоделированный ландшафт к 2100 г. практически не демонстрировал признаков деградации вечной мерзлоты (рис. 2d). При RCP8.5 и хорошо дренированных условиях, в свою очередь, моделировалось более существенное таяние жильных льдов, на что указывают оседание краев полигонов и обусловленное этим развитие ГТП (рис.2д). При затрудненном дренаже сильное потепление (RCP8. 5) привело к обрушению полигонов жильных льдов и образованию поверхностных водоемов (рис. 2е). Эти водоемы являются начальным этапом формирования более крупных термокарстовых озер. В моделировании RCP8.5 водные объекты достигают средней глубины ~ 1 м (LB), 2 м (HD) и 4 м (YD) в течение нескольких десятилетий и вызывают образование постоянно незамерзающих зон (таликов), которые были 3 м (LB) до 5 м (YD) толщиной (дополнительный рисунок 5m, n, o). Примечательно, что на дне водоемов сохраняется высокоцентровая топография, что указывает на то, что боковой перенос наносов не поспевает за опусканием грунта из-за избыточного таяния льда.Это согласуется с особенностями, наблюдаемыми на дне озер в районе исследований (дополнительный рисунок 4c, d).

Едомские отложения, которые в недеградированном состоянии имеют незначительный микрорельеф (рис. 2в) и содержат наибольшее количество избыточного подземного льда (табл. 1), показали наиболее выраженные изменения конфигурации ландшафта. Здесь время начальной и продвинутой деградации в основном зависело от гидрологических условий (рис.  2а). В заболоченных условиях первоначальная деградация произошла через несколько лет после начала моделирования, а водоемы образовались через два-три десятилетия моделирования.Независимо от сценария потепления к концу ХХI века ландшафт превратился в водоем, а талик образовался только при потеплении RCP8.5 (дополнительный рис. 5л, о). В хорошо дренированных условиях первоначальная деградация произошла примерно через два десятилетия, а ГКП развились через шесть-семь десятилетий при обоих сценариях потепления. При РТК8.5 окончательное состояние ландшафта характеризовалось массовым опусканием полигональных ложбин и гребней, оставившим ярко выраженный высокоцентровый рельеф.Это напоминает конические термокарстовые курганы (называемые байджарахами), которые уже сегодня можно наблюдать на локальных едомских обнажениях и поверх едомских отложений 7 (дополнительные рис. 4б, 5и).

Таблица 1 Характеристики поверхности и недр, площадь покрытия и количество образцов почвы различных типов ландшафта NESAL.

В зависимости от содержания подземного льда и гидрологических условий наша модель может воспроизвести множество путей деградации богатых льдом ландшафтов вечной мерзлоты, подстилаемых жильными льдинами, которые недавно наблюдались в качестве широко распространенных признаков деградации на других участках в зоне сплошной вечной мерзлоты 12,40,41 .В пределах NESAL такие оттепели происходят локально 12 , но они либо ограничены экстремальными условиями, характерными для конкретных участков, либо вызваны нарушениями естественного или антропогенного происхождения. Примеры включают накопление снега в топографических депрессиях 12,42 , удаление защитных органических слоев или растительности 43 , тундровые и лесные пожары 44 или следы транспортных средств. При введении таких условий или возмущений в нашу модель моделируемое время деградации вечной мерзлоты заметно смещается на более ранние годы 37 — в соответствии с наблюдениями 12 . Однако здесь мы сосредоточились на невозмущенных начальных условиях и оценили влияние потепления климата.

Соответствие между смоделированными и наблюдаемыми путями деградации, а также всестороннее сравнение смоделированных и наблюдаемых характеристик вечной мерзлоты на уровне объекта, проведенное в предыдущей работе 37 , вселяют уверенность в том, что наши модели представляют собой истинных конечных членов эволюции ландшафта в NESAL при прогнозируемом потеплении климата в XXI веке.Отметим, что процессы, представленные в нашей модели, адаптированы для ее применения в масштабах времени от десяти до столетий. Если бы этот подход применялся к тысячелетним масштабам времени, включающим также длительные периоды более холодных климатических условий, необходимо было бы учитывать накопление подземного льда, поскольку он противодействует таянию жил 39 . Несмотря на то, что наша численная модель явно не включает особенности ландшафта мезомасштаба (например, термоэрозионные долины) и их латеральные взаимодействия (например,g. , дренаж термокарстовых озер), моделирование в контрастных гидрологических условиях отражает широкий диапазон динамики таяния вечной мерзлоты на микроуровне.

Оттаивание вечной мерзлоты и оседание грунта

Далее мы оцениваем деградацию вечной мерзлоты, связанную с динамической эволюцией различных типов клиноледникового рельефа. На рис. 3 показана временная эволюция максимальных годовых глубин оттаивания, а также среднего проседания грунта (среднее значение трех плиток, взвешенное по площади) для всех типов ландшафта и гидрологических условий в соответствии с РТК4.5 и сценарии потепления RCP8.5. Наше численное моделирование обеспечивает лучшее понимание динамики и контроля таяния вечной мерзлоты, богатой льдом, и позволяет сравнивать с более упрощенными модельными представлениями, которые моделируют только постепенное таяние вечной мерзлоты, игнорируя процессы, вызывающие термокарст (дополнительные методы 3 и дополнительный рисунок 6). . Далее мы обсудим четыре ключевых результата, которые позволяют сделать выводы о процессе таяния вечной мерзлоты, богатой льдом, в целом и о его значимости для NESAL в частности.

Рис. 3: Моделирование деградации вечной мерзлоты и насыщение грунта.

На панелях a l показана накопленная средняя просадка грунта и скользящее среднее значение максимальной годовой глубины оттаивания за 11 лет для всех параметров (взвешенное по площади среднее значение трех плиток). Цветные области показывают доли ненасыщенных (красный) и насыщенных (синий) условий, преобладающих в талой почве в течение каждого года. В условиях заболоченности поверхностные водоемы образуются на просадочном грунте (светло-синий).Как оседание грунта, так и углубление деятельного слоя вызывают деградацию вечной мерзлоты (см. иллюстрацию на панели j ). Соответствующие графики для эталонных прогонов без избыточного льда и прогонов RCP2.6 представлены на дополнительных рисунках. 6 и 7.

Во-первых, по сценариям потепления RCP4.5 и RCP8.5 прогнозируется значительная деградация вечной мерзлоты, что отражается как в увеличении глубины протаивания по отношению к поверхности почвы, так и в оседании грунта в результате избыточного таяния льда. Смоделированные максимальные глубины оттаивания значительно увеличились в двадцать первом веке (рис.3a–l), с относительным увеличением в диапазоне от 1,3 раза (хорошо дренированный LB, RCP4.5) до 8,0 (заболоченный YD, RCP8.5). За тот же период глубина протаивания увеличилась в 1,7 раза (РТК4.5) и 2,3 раза (РТК8.5) в соответствующих эталонных прогонах, которые не отражают процессы таяния, связанные с избыточным грунтовым льдом (дополнительный рисунок  6). Эти эталонные модели не отражают просадку грунта, которая привела к дополнительной деградации вечной мерзлоты с 0,2 м (хорошо дренированная LB, RCP4.5) до 4,7 м (заболоченная YD, RCP8.5) к 2100 г. в расчетах с избытком льда.

Можно ожидать, что деградация жильных льдов, которая до сих пор наблюдалась только локально в районе исследования 12 , станет широко распространенным явлением в холодной вечной мерзлоте СЕСАЛ в XXI веке, если потепление превысит Прогнозы RCP2.6. Аналогичная деградация очень холодной, богатой льдом вечной мерзлоты недавно была зарегистрирована в арктических высокогорьях Канады 41 . Как моделирование, так и наблюдения подчеркивают особую уязвимость богатых льдом ландшафтов вечной мерзлоты к потеплению климата, несмотря на очень низкие температуры вечной мерзлоты в настоящее время 30 .Следует подчеркнуть, что модели вечной мерзлоты без представления избыточного подземного льда могут моделировать только постепенное увеличение глубины протаивания, но не дополнительную деградацию из-за проседания грунта и связанных с ним обратных связей.

Во-вторых, после начальной деградации стабилизация вечной мерзлоты прогнозировалась к концу двадцать первого века в соответствии со сценарием умеренного потепления RCP4.5, но вечная мерзлота продолжала деградировать после 2100 года в соответствии со сценарием сильного потепления RCP8.5. Это качественное различие между этими двумя сценариями потепления выявлено для всех типов ландшафтов и гидрологических условий, кроме заболоченных едомских отложений.При RCP4.5 максимальные глубины протаивания существенно не увеличивались в течение последних одного-двух десятилетий моделирования (рис. 3a–c, g, h), в то время как заглубление активного слоя и оседание грунта происходили в этот период во всех моделирование RCP8.5 (рис. 3d – f, j – l). Моделирование для амбициозного сценария смягчения последствий RCP2.6 показало, что богатая льдом вечная мерзлота оставалась в основном стабильной в течение всего периода моделирования (дополнительные методы 4 и дополнительный рисунок 7).

Стабилизация ландшафта при сценариях потепления зависит от накопления достаточно мощного малольдистого слоя, состоящего из талых и латерально снесенных наносов.Такой слой будет препятствовать тому, чтобы фронт таяния достиг слоев почвы, содержащих избыток льда, т. е. устанавливается новый активный слой, находящийся в равновесии с потеплением климата. С одной стороны, боковой перенос наносов (например, с краев полигонов в углубляющиеся желоба) и накопление наносов из растаявших избыточных слоев льда способствуют стабилизации ландшафта 39 (дополнительный рисунок 3). С другой стороны, положительные обратные связи, вызванные таянием избыточного льда, вызывают увеличение глубины протаивания 39 . К ним относятся, например, потепление почвы в результате увеличения высоты снежного покрова в углубляющихся ложбинах и усиление теплопотоков грунта в результате увеличения теплопроводности деятельного слоя 37 . Эти результаты позволяют предположить, что возможность стабилизации вечной мерзлоты в NESAL связана с критическим порогом скорости потепления климата, отраженным в различных сценариях потепления. При сильном и быстром потеплении по сценарию RCP8.5 система преодолевает переломный момент, за которым стабилизирующие обратные связи не поспевают за положительными обратными связями, ускоряющими деградацию вечной мерзлоты.При умеренном потеплении сценария RCP4.5 отрицательные обратные связи замедляют деградацию вечной мерзлоты, так что к концу периода моделирования устанавливается новый равновесный активный слой. Таким образом, наши результаты подчеркивают необходимость представления термически стабилизирующих и дестабилизирующих процессов обратной связи в численных моделях вечной мерзлоты, используемых для прогнозирования устойчивости приповерхностной вечной мерзлоты в будущем. Как правило, эти процессы обратной связи включают латеральные потоки массы и энергии в пространственных масштабах намного ниже размера сетки текущих ESM.Помимо этого, наши результаты свидетельствуют о том, что смягчение последствий изменения климата в соответствии со сценариями RCP2.6 или RCP4.5 может значительно ограничить воздействие таяния вечной мерзлоты на экосистемы и инфраструктуру в северо-восточной Сибири, но, скорее всего, и в других арктических регионах, где имеются богатые льдом регионы. вечная мерзлота.

В-третьих, обилие избыточного подземного льда сильно влияет на скорость и величину таяния вечной мерзлоты. Например, в хорошо дренированных условиях и RCP8.5 (рис. 3d–f) различные типы ландшафта показали одинаковое увеличение максимальной глубины оттаивания в течение периода моделирования, в то время как смоделированное проседание увеличилось для ландшафтов с низким (LB) в течение периода моделирования. от среднего (HD) до высокого (YD) избыточного содержания льда. Аналогичная зависимость была обнаружена в условиях заболоченности и RCP8.5 (рис. 3к–м), где проседание отражается в углублении талых озер, образующихся в период моделирования. Хотя простая линейная зависимость между общей деградацией вечной мерзлоты и избыточным содержанием грунтового льда может быть установлена ​​при идеализированных предположениях нашей численной модели (см. Дополнительные примечания 3 и Дополнительный рисунок 8), фактическое время и временная эволюция таяния вечной мерзлоты дополнительно затрагиваются по специфическим для участка факторам, возникновению экстремальных погодных условий, а также гидрофизическим и экологическим обратным процессам.В наших расчетах это иллюстрируется образованием углубляющегося талого озера для заболоченных едомских отложений при RCP2.6 (дополнительный рис. 7f) и RCP4.5 (рис. 3i), что не прогнозируется для ландшафтов с более низким избытком льдосодержание (рис. 3ж, з).

Наши результаты подчеркивают важную роль, которую играет современное распределение подземного льда, являющееся результатом обусловленной климатом эволюции ландшафта в прошлом, для таяния вечной мерзлоты в условиях изменяющегося климата будущего. Для ландшафтов с низким обилием жильных льдов (т.д., осушенные озерные бассейны), содержание льда в грунте оказывает меньшее влияние на масштабы и темпы деградации вечной мерзлоты, чем в ландшафтах с высокой ледовитостью (например, едомские отложения), где механизмы положительной обратной связи вызывают более быстрое оттаивание, что приводит к сильной деградации вечной мерзлоты. и ландшафтный коллапс. Таким образом, надежные прогнозы таяния вечной мерзлоты требуют знания современного распределения подземного льда 9 и численных моделей, которые представляют термокарстовые процессы в местности, богатой льдом.Модели, в которых отсутствуют эти процессы, вероятно, систематически недооценивают таяние вечной мерзлоты. Это подтверждается результатами эталонных прогонов с упрощенным представлением динамики таяния вечной мерзлоты (дополнительный рис. 6), в которых прогнозируемая деградация вечной мерзлоты была значительно ниже по сравнению с моделированием, включающим неоднородно распределенный избыток льда.

В-четвертых, изменение гидрологического режима талых грунтов вследствие деградации жильных льдов в сторону преобладания насыщенных или ненасыщенных условий в зависимости от заданных гидрологических условий.В начале моделирования доли насыщенных и ненасыщенных условий в талом грунте были сопоставимы по величине, независимо от того, является ли система заболоченной или хорошо дренированной. Особенно это касалось ландшафтов с недеградированными полигонами жильных льдов, т. е. с ярко выраженным микрорельефом LCP (LB и HD). Заметим, что наличие влажных грунтовых условий в хорошо дренированных условиях возможно, например, из-за влажных условий после таяния снега и осадков, или из-за более высоких уровней воды в пониженных центрах полигонов, которые гидрологически изолированы от колодца. осушенные желоба.Проседание грунта над жилами тающего льда изменяет латеральные потоки воды, в основном за счет опускания краев полигонов, которые перестают выступать в качестве преград между центрами полигонов и межполигональными желобами. В заболоченных условиях проседание талых вод приводило к затоплению всей модельной области, что отражалось в исчезновении долей ненасыщенных условий, как только происходило избыточное таяние льда (рис. 3g–l). В условиях хорошей дренированности таяние жильных льдов оказывало контрастное влияние на гидрологический режим грунта.Здесь протаивание краев полигонов улучшило дренированность ландшафта, что привело к преимущественно ненасыщенным условиям, преобладающим в талых грунтах (рис. 3а–е), особенно для тех условий, где возник микрорельеф ГКП (рис. 3в, д, е).

Эти данные подчеркивают решающую роль тольно-жильного термокарста для гидрологического режима деятельного слоя и ландшафтной гидрологии. Таяние жильных льдов и связанное с ним проседание грунта увеличивают латеральную гидрологическую связность ландшафта 12 , делая гидрологический режим более чувствительным к окружающим условиям 37 .Случаи заболачивания соответствуют ситуациям, когда деградация жильных льдов приводит к образованию глубоких заполненных водой желобов и, возможно, к образованию термокарстовых прудов и озер. Как только межполигональные впадины соединяются с точкой внешнего дренажа, это может привести к осушению всего ландшафта 12 , оставляя ненасыщенные высокоцентровые полигоны, осушенные впадины или конические термокарстовые насыпи (YD, дополнительный рисунок 4b). В целом, наши результаты подчеркивают, что на подповерхностную гидрологию решающее влияние оказывает неоднородный микрорельеф, боковая гидрологическая связность и оседание грунта.Таким образом, одномерные модели вечной мерзлоты, лишенные этих сложностей, изначально непригодны для надежных прогнозов гидрологического режима деятельного слоя 21,45 .

Запасы органического углерода, затронутые таянием таяния

Путем масштабирования смоделированных количеств талого органического углерода (на единицу площади) с оценками общей площади каждого типа ландшафта (LB, HD, YD) в пределах NESAL (см. «Методы», Таблица 1) мы оценили долю углеродного пула региона, которая в течение XXI века подвергается таянию при различных сценариях потепления (RCP2. 6, РТК4.5 и РТК8.5; Рис. 4). Здесь мы проводим различие между моделированием с избыточным грунтовым льдом и боковыми потоками и эталонными прогонами, которые отражают типичное представление вечной мерзлоты в ESM. Для моделей с избыточным подземным льдом моделирование в контрастных гидрологических условиях (заболоченные и хорошо дренированные) обеспечивает ограничивающий диапазон для наших оценок, признавая, что реальная эволюция ландшафта происходит в различных и динамически меняющихся гидрологических условиях. .

Рис. 4: Прогноз запасов органического углерода, затронутых таянием таяния.

Оценки были получены путем масштабирования результатов моделирования с использованием репрезентативной стратиграфии и общей протяженности каждого типа ландшафта в пределах северо-восточной Сибирской низменности (см. «Методы»). Для каждого сценария потепления указанные диапазоны соответствуют 11-летним скользящим средним годового максимума талого органического углерода в контрастных гидрологических условиях. Эталонные прогоны без избыточного льда отражают упрощенное представление вечной мерзлоты в ESM.

В начале двадцать первого века ~7–8 Гт органического углерода (ГтС) содержались в активных слоях моделируемых ландшафтов и, таким образом, потенциально были доступны для микробного разложения. Углубление деятельных слоев в сочетании с таянием избыточного подземного льда вызвало оттаивание дополнительного углерода, первоначально запасенного в многолетнемерзлых слоях почвы. Прогнозировалось, что в течение первой половины двадцать первого века количество талого органического углерода будет неуклонно увеличиваться, а различия между прогонами с избытком льда и эталонным моделированием были небольшими.К 2050 году дополнительно 1,7 ГтУ (РТК2.6), 1,8 ГтУ (РТК4.5) и 2,5 ГтУ (РТК8.5) соответственно попали в условия оттаивания в соответствии с эталонными прогонами. Эти цифры находятся в пределах соответствующих диапазонов, полученных при моделировании с избыточным льдом, что свидетельствует о том, что увеличение было в основном связано с углублением активного слоя. Однако во второй половине двадцать первого века по сценариям РТК4.5 и РТК8.5 началось избыточное таяние льда, что привело к просадке грунта и ускорению таяния вечной мерзлоты за счет положительных обратных связей (рис.3). Таким образом, глубинные запасы органического углерода подвергались оттаиванию и потенциально могли стать доступными для микробного разложения. Следовательно, по сценариям RCP4.5 и RCP8.5 после 2060 г. прогнозируемый диапазон талого углерода был значительно выше в прогонах с избытком льда по сравнению с соответствующими эталонными прогонами. В соответствии с РТК4.5 к 2100 г. оттаиванием подверглось дополнительно 3,2–9,3 ГтУ, если принять во внимание избыточное таяние льда, что значительно превышает 2,7 ГтУ, прогнозируемые соответствующим эталонным прогоном.В то время как процессы стабилизации с обратной связью замедляли темпы оттаивания при РТК4.5, положительные обратные связи поддерживали быстрое оттаивание при РТК8.5, подвергая 12,5–64,4 ГтУ воздействию условий оттаивания к 2100 г. , что значительно превышает 5,3 ГтУ, прогнозируемые в эталонных прогонах. В соответствии с амбициозным сценарием смягчения последствий RCP2.6 не было смоделировано широко распространенное избыточное таяние льда (дополнительный рисунок 7), и, следовательно, количество углерода, затронутое таянием к 2100 году (0,8–2,0   ГтУ), не превышало соответствующий прогноз контрольный запуск (1.3 ГтС). В целом было обнаружено, что отклонение моделирования с избыточным льдом от соответствующих эталонных прогонов увеличивается с увеличением силы сценария потепления, отражая, что вклад процессов, вызывающих термокарст, увеличивается при более сильном потеплении климата.

Эти результаты показывают, что в таких регионах, как NESAL, где находятся холодные, богатые льдом и органическими веществами отложения вечной мерзлоты, значительно большее количество органического вещества вечной мерзлоты может оттаивать и подвергать углерод минерализации, чем это прогнозируется такими моделями, как ESM, которые используют упрощенную модель. представление динамики таяния вечной мерзлоты.Такие модели глобального масштаба прогнозируют значительное количество углерода вечной мерзлоты, затронутого таянием, к концу двадцать первого века (~140–400 ГтС, в зависимости от сценария и модели 46,47 ), но не учитывают процессы, вызывающие термокарст, и глубинные запасы углерода, которые станут доступными благодаря этим процессам. Это особенно проблематично для регионов с холодной вечной мерзлотой, таких как NESAL, где — даже при RCP8.5 — прогнозируемое постепенное оттаивание ограничено (только ~ 5,3% пулов углерода NESAL подвергается таянию в наших контрольных прогонах), но процесс, вызывающий термокарст, может вызывают оттаивание в 2–12 раз (т.е., до двух третей углеродного пула NESAL) от количества, прогнозируемого только для постепенного оттаивания. Таким образом, ESM могут существенно недооценивать количество углерода, становящегося доступным для микробного разложения в условиях потепления климата, особенно в холодных и, казалось бы, стабильных регионах вечной мерзлоты, таких как NESAL.

Наше моделирование также показало, что процессы термокарстообразования актуальны не только для отложений Едомского домена, которые содержат значительное количество хорошо сохранившегося органического вещества, а также реликтовых жильных льдов до больших глубин 26 , но и для ландшафтов, вмещающих полигоны активных жильных льдов (LB и HD), где одни и те же обратные связи вызывают быстрое и глубокое таяние (дополнительный рис.8). Таким образом, в регионах с льдистыми отложениями, склонными к термокарстовым процессам 18 , при оценке потенциальной мобилизации вечномерзлого углерода необходимо учитывать в дополнение к постепенному оттаиванию за счет заглубления активного слоя бассейны в условиях потепления климата. Поскольку деградация жильных льдов представляет собой масштабный процесс, она потенциально затрагивает более крупные площади и запасы углерода, чем локальные или линейные элементы термокарста, такие как регрессивные оползни оттаивания или береговая эрозия. В то время как эти процессы потери массы могут представлять собой эффективный путь для бокового экспорта и потенциальной мобилизации органического углерода 48 , общая площадь и пулы углерода, затронутые этими процессами, малы 49,50 по сравнению с обширной территорией, лежащей в основе ледяные жилы, рассматриваемые в данном исследовании. Мы отмечаем, что деградация вечной мерзлоты под существующими термокарстовыми озерами не рассматривалась в этом исследовании, но представляет собой еще один путь раскрытия мерзлых запасов углерода, который обычно игнорируется ESM 19,35 .

В соответствии с РТК4.5 и РТК8.5 разброс между результатами моделирования в контрастных гидрологических условиях увеличился во второй половине периода моделирования (рис. 4), одновременно с возникновением деградации жил-ледяных льдов и связанного с ними оседания грунта (рис. 3). Это отражает то, что разные пути таяния вечной мерзлоты, богатой льдом, в контрастных гидрологических условиях влияют на существенно разное количество углерода, при этом заболоченные условия обычно приводят к более глубокому таянию, чем в хорошо дренированных условиях (дополнительный рис. 9). Кроме того, было обнаружено, что разброс запасов углерода, затронутых оттепелями, увеличивается вместе с силой сценариев потепления. Разброс прогнозов можно интерпретировать как диапазон неопределенности нашего моделирования в отношении предварительной подготовки ландшафтной гидрологии и ее реакции на потепление климата. Чтобы дополнительно ограничить наши оценки, необходимы более специализированные исследования моделирования, которые признают пространственную изменчивость топографии и гидрологии современных ландшафтов (на которые в прошлом повлияли термокарст и термоэрозия) и в то же время реалистично отражают мезомасштабные гидрологические и геоморфологические реакции на будущую деградацию вечной мерзлоты, такие как расширение и осушение термокарстовых озер.Перераспределение снега в мезомасштабе (например, сдувание снега с поверхности замерзших озер) представляет собой еще один процесс, который может влиять на тепловое и гидрологическое состояние и динамику таяния вечной мерзлоты. Ограничение гидрологической реакции арктических низменностей на таяние вечной мерзлоты кажется еще более важным, если учесть, что латеральный гидрологический перенос может также представлять собой важный прямой путь для потери почвенного углерода 51 .

Наконец, гидрологические условия влияют не только на общее количество талого органического углерода, но и контролируют возможные пути его разложения 11,52,53,54 .При ускоренном таянии избыточного льда заболоченные условия приведут к преобладанию насыщенных активных слоев и, следовательно, благоприятствуют анаэробным путям разложения; хорошо дренированные условия, в свою очередь, будут благоприятствовать ненасыщенным почвам, в которых разложение углерода происходит аэробно, особенно если возникает высокоцентрированный микрорельеф с улучшенным ландшафтным дренажем 12 (дополнительный рис. 9). Однако количественная оценка микробного разложения, превращения в парниковые газы и потенциальных газовых потоков в атмосферу выходит за рамки данного исследования и потребует расширения нашей модели физического процесса с помощью подходящих схем биогеохимии. Следует подчеркнуть, что общий углеродный баланс многолетнемерзлых экосистем в условиях меняющегося климата зависит от различных процессов, помимо таяния вечной мерзлоты, включая, например, поглощение углерода растительностью. Наше моделирование не позволяет сделать выводы о том, какая часть запасов углерода, затронутых таянием, представленных на рис. 4, может превратиться в парниковые газы в атмосферу, и станет ли изучаемый регион источником или поглотителем углерода.

В заключение, моделирование на основе процессов, представленное в этом исследовании, свидетельствует о значительном потенциале для разблокирования огромного количества замороженных в настоящее время пулов органического углерода в холодных богатых льдом низинах посредством таяния вечной мерзлоты, связанного с термокарстом, в ответ на потепление климата. .Процессы, вызывающие термокарст, заслуживают представления в ESM, поскольку они могут внести значительный вклад в глобальную обратную связь между углеродом и климатом вечной мерзлоты 11,23 уже в двадцать первом веке, а также при более низких уровнях потепления, чем считалось ранее 55 . Согласно нашим результатам, смягчение последствий изменения климата может спасти экосистемы северо-востока Сибири от серьезной деградации вечной мерзлоты и обрушения ландшафта, которые могут произойти при сценарии с высокими выбросами (RCP8.5).

Низкие концентрации приповерхностного озона в Сибири

1. Введение

Леса и водно-болотные угодья служат биологическими источниками и поглотителями многих атмосферных соединений и, таким образом, играют важную роль в химическом составе атмосферы (Gao et al. др., 1993). Большие площади на территории России покрыты бореальными лесами, тундрой и водно-болотными угодьями. Сибирь, в частности, простирается примерно на 8000 км от Урала примерно на 60 ° в.д. до побережья Тихого океана на 170 ° в. .Всего Сибирь охватывает 13,1×10 6 км 2 , что составляет около 9% площади суши Земли. С населением всего 36 миллионов человек, что составляет примерно 0,5% всех людей в мире, Сибирь является одним из наименее населенных регионов мира. Кроме того, почти все люди живут в южных частях Сибири вдоль Транссибирской магистрали. Из общей площади Сибири Швиденко и Нильссон (1994) классифицировали около 48% как леса, что составляет около 20% мировых лесов в целом и около 50% всех площадей хвойных лесов.Сибирь можно разделить на три региона: Западную Сибирь, Восточную Сибирь и Дальневосточную Сибирь. На западе преобладают сосновые леса, а в двух восточных районах — лиственничники (Швиденко, Нильссон, 1994).

Большие площади, около 20 000 км 2 , сибирских лесов ежегодно выгорают от пожаров, часть из которых естественные, а часть вызвана деятельностью человека (Шульц и др., 2008). Площади пожаров в последние годы увеличились также из-за неэффективных мер по борьбе с пожарами и из-за того, что ресурсы, направляемые на борьбу с пожарами, в Сибири значительно сократились (Швиденко и Нильссон, 1994; Фланниган и др., 2009). Лесные пожары выделяют большое количество различных соединений, в том числе прекурсоров озона, монооксида углерода (CO) и оксидов азота (NO x ) (Andreae and Merlet, 2001), которые играют важную роль в химическом составе атмосферы. Сибирские лесные пожары ежегодно выделяют 128±104 ТгС в год -1 (van der Werf et al., 2010) с большой межгодовой изменчивостью (Tanimoto et al., 2000; Wotawa et al., 2001; Derwent et al. ., 2007).

Тропосферный озон (O 3 ) представляет собой важный следовый газ, который играет ключевую роль в фотохимии тропосферы и является основным источником гидроксильного радикала (ОН).Недавние исследования наблюдаемых исторических и современных коэффициентов смешения озона показывают, что фоновые коэффициенты смешения тропосферного озона удвоились по сравнению с доиндустриальными временами из-за деятельности человека (Vingarzan, 2004; Monks et al., 2009). Имеются признаки того, что фоновые уровни озона над средними широтами Северного полушария продолжали повышаться в течение последних трех десятилетий примерно на 0,5–2 % в год (Derwent et al., 2007; Parrish et al., 2009). ; Танимото, 2009; Купер и др., 2010). Тропосферный озон действует как парниковый газ и увеличивается в доиндустриальную эпоху и, согласно Forster et al. , 2007, дает радиационное воздействие в 0,35±0,15 Вт·м −2 . Это составляет около 20–25% расчетное общее радиационное воздействие парниковых газов (Monks et al., 2009).

Важным поглотителем озона является его поглощение растительностью как пассивно за счет отложения на кутикулярной (листовой) поверхности, так и активно за счет устьичного газообмена (Altimir et al., 2008).Открытие устьиц контролируется в основном светом, и устьица более открыты в дневное время, но все еще частично открыты для многих видов растений ночью (Roberts, 1990). Открытие устьиц также контролируется стрессами окружающей среды, такими как засуха и повышенное соотношение смешивания загрязнителей воздуха, которые вызывают закрытие устьиц (Maier-Maercker and Koch, 1992). Озон, в частности, является вредным окислителем, который влияет на клеточные структуры растений. Воздействие озона и другие стрессы часто приводят к увеличению выбросов биогенных летучих органических соединений (БЛОС) (Loreto et al. , 2004; Ниинеметс, 2010). Выбрасываемые ЛОС не только изменяют физиологическую реакцию растений на озон, но также могут реагировать с озоном в атмосфере, тем самым разрушая озон до того, как он достигнет поверхности растений (Goldstein et al., 2004; Pinto et al., 2010). Таким образом, выбросы BVOC, вероятно, являются защитным механизмом от воздействия озона. Низкие концентрации приземного озона на больших лесных территориях были зарегистрированы как в Сибири (Pochanart et al., 2003), так и в Амазонии (Kirchhoff, 1988), и объяснялись как эффективным сухим осаждением на поверхности листьев, так и разрушением ДЛОС.Учитывая глобальное повышение концентрации озона, эти области поглотителей озона очень важны и заслуживают большего внимания.

В последнее время низкие коэффициенты смешения озона наблюдались с самолетов в пограничном слое (ПС) над Сибирью во время кампаний ЯК-бортовых обширных региональных наблюдений в Сибири (AEROSIB), проводившихся над Сибирью в 2006–2008 гг. (Paris et al. ., 2008, Париж и др., 2010а). Соотношения смешивания озона там быстро увеличиваются с высотой, что указывает на важность поверхности как поглотителя.Вертикальный градиент отношений смеси озона, наблюдаемый над Сибирью, также намного круче летом, когда растительность активна, чем весной. Мы принимаем эти результаты в качестве мотивации для этого исследования, в котором мы изучаем измеренные отношения смеси озона над Сибирью с помощью трех различных измерительных платформ и исследовательских программ: (1) обучающие измерения, выполненные TRans-Siberian Observations Into the Chemistry of the Atmosphere ( ТРОЙКА) с 1999 г., (2) самолетные измерения с ЯК-АЭРОСИБ в кампаниях 2006–2008 гг. и (3) измерения, выполненные на НИС Зотино.Путем объединения наборов данных с трех разных платформ, каждая из которых имеет свои преимущества и недостатки, можно изучать пространственные и временные изменения содержания озона в Сибири. Мы исследуем районы-источники и роль сибирских лесов как стока для O 3 , комбинируя измерения с моделированием переноса воздушных масс с использованием дисперсионной модели FLEXPART. Эта работа выполняется в рамках совместной норвежско-российской исследовательской программы; Исследование российских источников загрязнения атмосферного воздуха и их влияния на состав атмосферы в Арктике с использованием железнодорожного вагона TROICA, данных Шпицбергена и транспортной модели FLEXPART (RAPSIFACT).

2. Данные и методы

2.1. Измерения газовых примесей

2.1.1. Станционные замеры.

Удаленная станция Зотино расположена в западной части Сибири (300  м над уровнем моря, 60,43° с.ш., 89,40° в.д., см. рис. 1). В природной среде района Зотино преобладают сосновые леса ( Pinus Sylvestris ), чередующиеся с болотами. Ближайшие города расположены более чем в 2000 км к востоку (Якутск) и 1000 км к западу (Сургут), а промышленная зона с крупными никелевыми заводами находится недалеко от Норильска, примерно в 1000 км к северу.Дополнительную информацию об экспериментальном регионе Зотино см. в Lloyd et al. (2002) и Schulze et al. (2002). В данной работе мы используем измерения озона на станции Зотино с середины марта 2007 г. по начало февраля 2008 г. Измерения O 3, NO и NO 2 на станции Зотино выполнены с использованием приборов DASIBI 1008 и TE42C-TL соответственно, также используется в кампаниях TROICA.

Низкие концентрации приповерхностного озона в Сибириhttps://doi.org/10.3402/tellusb.v64i0.11607

Опубликовано в сети:
30 января 2012 г.

Рис. 1.  Карта, показывающая расположение станции Зотино и крупных городов и станции Понедельник (кружки), Транссибирской магистрали (черная линия) и маршрута полета ЯК (серая линия).

Все данные были усреднены до трехчасовых значений для прямого сопоставления с данными FLEXPART (см. ниже). Несмотря на то, что измерения охватили всего 1 год, они позволяют изучить сезонный ход озона в Сибири, показанный на рис. 2. Максимальные концентрации озона наблюдаются весной, особенно в марте и апреле. Это согласуется с увеличивающимся фотохимическим образованием и переносом озона из стратосферы, наблюдаемым весной в удаленной свободной тропосфере (FT) в высоких широтах Северной Америки (Browell et al., 2003). Однако, в отличие от свободных тропосферных наблюдений над Северной Америкой, концентрации озона в Зотино начинают быстро снижаться в мае и достигают минимума осенью. Зимой снова начинает увеличиваться. Это поведение похоже на сезонность, зарегистрированную для другого сибирского поверхностного участка, Монды (Pochanart et al., 2003). Однако коэффициенты смешения озона в Зотино более чем на 10 ppbv ниже, чем в Мондах, особенно летом, вероятно, потому, что Монды расположены дальше на юго-восток на окраине Сибири.В отличие от наземных наблюдений в Сибири, авиационные наблюдения указывают на летний максимум в верхней тропосфере над Сибирью (Stohl et al., 2001). Таким образом, представляется, что летний минимум у поверхности связан с осаждением озона на поверхности растений или с химической деструкцией БЛОС вблизи полога леса. Исходя из наблюдаемой сезонности, мы различаем сезоны весна (март, апрель и май), лето (июнь, июль и август), осень (сентябрь, октябрь и ноябрь) и зима (декабрь, январь и февраль), также обозначенные в статье как SPR, SUM, AUT и WIN соответственно.

Низкие концентрации приземного озона в Сибириhttps://doi.org/10.3402/tellusb.v64i0.11607

Опубликовано онлайн:
30 января 2012 г.

Рис. 2.  Сезонный ход трехчасовых значений O 3 , измеренных на ст. Зотино с середины марта 2007 г. по начало февраля 2008 г. .2. Замеры поезда.

Измерения на поездах позволяют изучать горизонтальное распределение озона над Евразийским континентом. Компания TROICA была основана в 1995 г. (Крутцен и др., 1998 г.) и использует вагон поезда в качестве мобильной измерительной платформы. Всего с 1995 г. было проведено 15 кампаний ТРОЙКА, из которых 11 проходили в направлении Восток-Запад по Транссибирской магистрали между Москвой и Владивостоком и три в направлении Север-Юг между Мурманском и Москвой или Кисловодском. Одна кампания в 2006 году проводилась по Москве.В настоящем исследовании мы сосредоточимся на измерениях O 3 , полученных во время кампаний, проводившихся с 1999 по 2009 г. в направлении Восток–Запад, всего 7 кампаний (рис. 1, табл. 2). Продолжительность походов составляет до 14 часов, в течение которых состав следует сначала в восточном направлении до Владивостока, а затем обратно в Москву.

Измерения TROICA представляют интерес для O 3 и оксидов азота (NO и NO 2 ). Для O 3 использовали прибор Dasibi 1008-RS с интервалом измерения от 0 до 1000 ppbv и точностью 1 ppbv.Прибор был откалиброван по генератору озона ГП-024 и по европейскому стандарту SPR №. 011 и национальный стандарт России СПР №. 038 (например, Голицын и др., 2002; Еланский, 2009). Соотношения смеси оксида азота и диоксида азота измерялись с помощью AC-30M (TROICA-5), TE-42C-TL (TROICA-7, -8, -9) и Teledyne M200AU (TROICA-11, -12, -13). ) двухканальные хемилюминесцентные газоанализаторы. Метод основан на люминесцентном излучении химической реакции между NO и O 3 .Для измерения NO 2 использовали каталитический нейтрализатор, восстанавливающий NO 2 до NO. Диапазон измерений составляет 0–1000 ppbv с точностью 1 ppbv для AC-30M, 0,05–400 ppbv и 0,05–200 ppbv с общей погрешностью 1% для TE-42C-TL и M200AU соответственно. Интервал измерения составляет 10 с, эталонные газовые смеси предоставлены Институтом химии им. Макса Планка (Майнц), Отделом глобального мониторинга Национального управления океанических и атмосферных исследований США (GMD/NOAA) и Всероссийским D.Для калибровки приборов использовался Институт метрологии им. И. Менделеева (ВНИИМ) в Санкт-Петербурге (Маркова и др., 2004; Еланский и др., 2009). В дополнение к измерениям газовых примесей были выполнены стандартные измерения метеорологических параметров, таких как температура, давление и приходящая солнечная радиация. Для получения дополнительной информации см. Elansky et al. (2009).

2.1.3. Бортовые измерения.

Наконец, мы проанализировали данные пяти десантных кампаний проекта ЯК-АЭРОСИБ (см. Paris et al., 2010b, для обзора; Таблица 1). Эти походы проходили над Востоком и Дальним Востоком Сибири на обратном пути между Новосибирском и Якутском (см. рис. 1). Во время одной из кампаний, в июле 2008 г., севернее был проложен дополнительный круг. Во время полетов проводились непрерывные измерения концентраций моноксида углерода (СО), диоксида углерода (СО 2 ), О 3 и аэрозолей. В этом исследовании мы анализируем измерения CO и O 3 .

Низкие концентрации приповерхностного озона в Сибириhttps://doi.org/10.3402/tellusb.v64i0.11607

Опубликовано онлайн:
30 января 2012 г.

Таблица 1. Озон измеряется с помощью прибора Thermo Instruments Model 49 с модификациями для внутренней калибровки, при этом используется безопасность полетов воздушных судов (Thouret et al., 1998; Paris et al. , 2008). Прибор основан на классическом УФ-поглощении в двух параллельных ячейках с точностью 2 ppbv, 2% при времени интегрирования 4 с.Он компенсируется колебаниями давления и температуры в самолете. Перед обнаружением воздух нагнетается до давления в кабине с помощью тефлонового насоса KNF Neuberger модели N735, который также используется для прибора CO. Анализатор O 3 был первоначально откалиброван по эталонному калибратору модели 49PS, относящемуся к NIST. Калибровочная коробка с генератором O 3 используется для лабораторной проверки анализатора до и после каждой кампании.

Анализатор CO был описан Nédélec et al.(2003). Это полностью автоматизированный прибор, предназначенный для достижения точности 5 ppbv или 5%. Прибор основан на коммерческом корреляционном газоанализаторе инфракрасного поглощения (модель 48C, TEI Thermo Environment Instruments). Модель 48CTL сертифицирована по методу EQSA-0486-060, разработанному Агентством по охране окружающей среды США. Для получения более подробной информации об инструментарии, изучаемой географической области и описаниях кампаний см. Paris et al. (2008).

2.2. Описание модели

Расчеты переноса воздушных масс к точкам измерения были выполнены с использованием лагранжевой модели рассеивания частиц (LPDM) FLEXPART (напр.г. Штоль и др. 1998 2005). В отличие от трехмерных простых траекторных моделей, модель FLEXPART учитывает турбулентность и конвекцию в атмосфере. Мы запускали модель 20 d назад во времени с разными временными интервалами выпуска частиц для каждой платформы; со станции с интервалом в 3 часа, с поезда с интервалом в 1 минуту и ​​с самолета с интервалом в 10 или 60 секунд в зависимости от доступных данных по каждой кампании.

FLEXPART использует поля ветра из Европейского центра среднесрочных прогнозов погоды (ECMWF) с разрешением 1°×1°.Модель рассчитывает дисперсию большого количества частиц (здесь 40 000), которые выбрасываются в одной точке за определенное время. Выход модели обратных расчетов представляет собой поле так называемой потенциальной эмиссионной чувствительности (PES) (единица измерения с м 3  кг −1 ). Для более подробного объяснения обратного режима FLEXPART см. Stohl et al. (2003) и Зайберт и Франк (2004). В данном исследовании мы используем поля ППЭ для самого нижнего 100-метрового слоя (так называемый слой следа) и для самого нижнего 3000-метрового слоя (L1).Значения PES являются мерой того, где и насколько интенсивно проба воздушной массы находилась в контакте с поверхностью и, таким образом, насколько чувствительна проба пробы воздуха к поверхностным обменным потокам.

Расчеты ППЭ проводились как для пассивного индикатора, для которого не учитываются процессы удаления, так и для озоноподобного индикатора, для которого учитывается сухое осаждение во время транспортировки по схеме Wesely (1989). Схема осаждения снижает значения ППЭ для озоноподобного индикатора по сравнению с пассивным индикатором, давая меру возможной потери озона из-за сухого осаждения за 20 дней до прибытия на место измерения. Мы извлекли данные о земном покрове из ECMWF с разрешением 1 ° × 1 ° и объединили несколько классов земного покрова как «высокая растительность» (вечнозеленый игольчатый лист, листопадный игольчатый лист, листопадный игольчатый лист, вечнозеленый широколиственный и смешанный лес). Позже мы воспользуемся этой классификацией для сравнения значений PES для всех классов землепользования и только для лесов и водно-болотных угодий.

2.3. Статистический анализ

Для анализа областей потенциального источника и стока O 3 мы применяем статистический метод, описанный Hirdman et al.(2010) и который аналогичен анализу статистических траекторий. Мы связываем каждое измерение, обозначенное индексом м , с соответствующим смоделированным полем ППЭ зоны охвата пассивных трассеров S ( i,j,m ), где i и j являются индексами географической сетки, на которой S определен. Используя все M доступных измерений, мы вычисляем среднее значение PES в соответствии с1. Затем мы выбираем подмножество из числа L наблюдений, содержащих 25-й или 75-й процентили распределения концентрации, и снова вычисляем средние значения PES только для этих подмножеств, согласно2, где суффикс P обозначает определенный процентиль (25-й или 75-й) распределения соотношения компонентов смеси.3 Уравнение (3) затем можно использовать для определения ячеек сетки, которые являются вероятными источниками (высокие процентили) или поглотителями (низкие процентили) O 3 . Если бы схемы переноса воздушных масс были одинаковыми для подмножества данных и для всего набора данных, мы могли бы ожидать, что R p = 0,25 для всех ячеек сетки ( i,j ). Информация об источниках и стоках O 3 содержится в отклонениях от этого ожидаемого значения. При использовании верхнего квартиля данных, например, R 75 ( i,j ) > 0.25 означает, что высокие измеренные отношения смешения O 3 связаны преимущественно с высокими значениями S в ячейке сетки ( i,j ), указывая на вероятный источник, тогда как R 75 ( i,j ) < 0,25 указывает на возможный сток. И наоборот, при использовании нижнего квартиля данных R 25 ( i,j ) > 0,25 указывает на вероятное снижение в ячейке сетки ( i,j ), а R 25 3 ( i,j ) < 0.25 источник. Не все характеристики R P статистически значимы. Spurious R R P Значения могут возникнуть, особенно если S T 0 значения низко и , поэтому ограничиваем расчет R R P до клетки сетки, где с T >50 см 3  кг −1 . Для получения дополнительной информации см. Hirdman et al.(2010).

3. Результаты

Мы применяем вышеуказанные методы к нашим различным наборам данных из Сибири. Транссибирская магистраль проходит на расстоянии около 9000 км от Москвы (56° с.ш., 38° в.д.) до Владивостока (43° с.ш., 131° в.д.). На таком большом расстоянии соотношения смешивания O 3 и его предшественников значительно различаются по мере того, как поезд проезжает города, промышленные и сельские районы. Поскольку мы хотим исследовать вариации озона из-за приземных потоков над Сибирью, нас в основном интересует фон O 3 , а не вариации из-за свежих антропогенных выбросов прекурсоров.От Перми (58° с.ш., 56° в.д.) до Владивостока (рис. 1) железная дорога пересекает больше сельской местности. Тем не менее, положительный градиент общих соотношений смешивания O 3 можно было наблюдать из Перми на восток по мере того, как состав достигал более загрязненных районов Восточной Азии (Еланский, 2009).

Чтобы исключить влияние свежих выбросов перед дальнейшим анализом, мы отфильтровали данные O 3 для условий, когда соотношения смешивания NO x повышены. На основании результатов Elansky et al.(2009), мы применяем умеренный критерий фонового состояния как для данных TROICA, так и для данных Zotino; NO x <2,2 ppbv, NO x <1,2 ppbv, NO x <1,4 ppbv и NO x <2,2 ppbv для весны, лета, осени и зимы соответственно. Только от 4 до 23 % измерений ТРОЙКИ получены в фоновых условиях, поскольку поезд движется по населенным пунктам, тогда как эта доля значительно выше, от 80 до 91 %, для станции Зотино, местоположение которой было специально выбрано для измерения фоновые условия.Критерии фона, используемые для измерений самолета, соответствуют процедуре Paris et al. (2008), который основан на данных CO. Соотношение фонового смешения CO для каждой кампании: апрель 2006 г. <167 ppbv, сентябрь 2006 г. <108 ppbv, август 2007 г. <104 ppbv и июль 2008 г. <101 ppbv.

Для дальнейшего статистического анализа бортовые данные O 3 разделены на две секции высот, обозначенные L1 и L2 соответственно. L1 соответствует высотам от поверхности до 3000 м, а L2 от 3000 м до 6500 м.Первый в общих чертах представляет собой воздушные массы, которые, вероятно, недавно находились в пределах пограничного слоя (ПС) и, таким образом, испытали влияние недавнего прямого контакта с поверхностью, а второй — свободную тропосферу (СТ), для которой прямой контакт с поверхностью маловероятен, но возможно, был в BL раньше.

В таблице 2 приведены сводные статистические данные для фона O 3 для всех измерительных платформ. Очевидно, что существует сильный вертикальный градиент отношений смешивания O 3 , при этом данные станций и поездов ниже, чем данные самолета, полученные на самых нижних 3000 м, которые, в свою очередь, ниже, чем соотношения смешивания озона, измеренные выше 3000 м.Вертикальный градиент особенно силен летом. Например, мы находим медианные отношения смешивания озона 18–27 ppbv для данных Zotino и TROICA и 32 ppbv и 67 ppbv для данных с самолетов, полученных ниже и выше 3000 м соответственно. Этот вертикальный градиент, который лучше всего виден на вертикальных профилях O 3 , показанных на рис. 3, является убедительным свидетельством того, что в изучаемом районе поверхность действует как сильный поглотитель для O 3 летом. Вертикальные градиенты O 3 менее сильны в другие сезоны, как показано Paris et al.(2010а). Более высокие отношения смешивания в FT, вероятно, поддерживаются фотохимическим образованием шлейфов загрязнения, приносимых из регионов-источников прекурсоров озона, и проникновением озона из стратосферы (например, Cooper et al. , 2010). Отношения смешивания на высоте около 3 км были одинаковыми круглый год (55–60 ppbv), в то время как соотношения смешивания на более низких высотах O 3 , наблюдаемые во время тех же полетов самолетов, показали заметный весенний максимум (~50 ppbv) и летний минимум (~ 30 ppbv).

Низкие концентрации приповерхностного озона в Сибириhttps://doi.org/10.3402/tellusb.v64i0.11607

Опубликовано онлайн:
30 января 2012

Рис. 3.  Вертикальная вариация (усредненная по 200 м градациям высоты) O 3 , измеренная во время летних походов ЯК. Показаны медиана (жирная линия), а также 25-й и 75-й процентили (тонкие сплошные линии). Внизу показаны медиана, 25-й процентиль и 75-й процентиль летних данных O 3 из Зотино (горизонтальная черная линия) и из TROICA (горизонтальная красная линия).

Низкие концентрации приповерхностного озона в Сибириhttps://doi.org/10.3402/tellusb.v64i0.11607

Опубликовано в сети:
30 января 2012

Данные с самолета были дополнительно разделены на данные, полученные ниже и выше 3000 м над уровнем моря

Для проведения статистического анализа областей источника и стока O 3 на основе прогонов FLEXPART, как описано в Разделе 2, мы разделили O 3 данные на две группы: высокие O 3 (> 75-го процентиля, R 75 ) и низкие O 3 (<25-го процентиля, R 25 ) соотношения смешивания.На рисунке 4 показаны поля R P R P R p правый столбец). Данные со всех трех измерительных платформ, включая данные L1 и L2 от YAK, здесь объединены для каждого сезона. Рис.4.  R P для данных по озону из кампаний Zotino, TROICA и YAK, объединенных и разделенных на весенние (SPR), летние (SUM), осенние (AUT) и зимние (WIN) (показаны сверху). вниз соответственно). Панели с левой стороны показывают результаты для низких соотношений смеси озона (<25-го процентиля, R 25 ), а панели с правой стороны показывают результаты для высоких соотношений смешивания озона (>75-го процентиля, R 75). ). Серой точкой обозначено положение станции Зотино, а серыми линиями показаны пути Транссибирской магистрали и полеты самолетов (см.Рисунок 1). Обратите внимание, что для зимы были доступны только данные из Зотино.

Рис. 4.  R P для данных по озону из кампаний Zotino, TROICA и кампаний YAK, объединенных и разделенных на весенние (SPR), летние (SUM), осенние (AUT) и зимние (WIN ) (показаны сверху вниз соответственно). Панели с левой стороны показывают результаты для низких соотношений смеси озона (<25-го процентиля, R 25 ), а панели с правой стороны показывают результаты для высоких соотношений смешивания озона (>75-го процентиля, R 75). ).Серой точкой обозначено положение станции Зотино, а серыми линиями показаны пути Транссиба и полеты самолетов (см. рис. 1). Обратите внимание, что для зимы были доступны только данные из Зотино.

SPR и SUM показывают четкое разделение между исходными областями для R 25 и R 75 соответственно. Низкие отношения смешения O 3 соответствуют воздушным массам, происходящим не только из более высоких широт: Арктики, северных районов России и Скандинавии, но и из Тихого океана и внутренних районов Сибири.Таким образом, становится ясно, что низкие значения O 3 в Сибири связаны с интенсивным поверхностным контактом в отдаленных районах в весенне-летний период. Однако неясно, является ли наземный контакт над самой Сибирью более важным, чем наземный контакт в других отдаленных районах. Некоторые из низких O 3 , по-видимому, также связаны с переносом из Арктики, где O 3 может истощаться за счет химии галогенов весной (Oltmans, 1981; Bottenheim et al., 1986), а летом — с переносом с муссонным течением с Тихого океана.Однако обратите внимание, что диаграммы R P наиболее устойчивы вблизи мест измерения, тогда как дальше они более неопределенны, поэтому мы думаем, что лесной поглотитель является наиболее вероятным объяснением очень низких измеренных концентраций озона. , даже если мы ожидаем, что содержание озона в любом случае будет низким при адвекции из Северного Ледовитого или Тихого океана.

Напротив, высокие значения R 75 можно найти в более низких широтах: Китай, центральные части Европы и России, Средиземное море, Ближний Восток и районы, прилегающие к Каспийскому морю.Большинство этих регионов имеют высокие выбросы прекурсоров O 3 , и, таким образом, высокие значения O 3 обусловлены переносом на большие расстояния из этих районов. Например, Пэрис и др. (2010a) показали в своем исследовании, основанном на авиационных измерениях O 3 над Сибирью, положительную корреляцию между наблюдаемым O 3 и регионами-источниками, такими как Северо-Восточный Китай ( R = 0,44) летом, Европейская часть России ( R =0,24) весной и в Западной Европе ( R =0.35 и R =0,34) весной и летом соответственно. Почанарт и др. (2003) также показали, что коэффициенты смешивания озона в Монди повышены в воздушных массах, прибывающих из Европы.

Для AUT и WIN низкие коэффициенты смешивания озона связаны с переносом из регионов антропогенных источников прекурсоров в России и Европе. Вероятно, это результат титрования O 3 NO в загрязненных районах. Аналогичные результаты были получены в соответствующей климатологии для арктического региона (Hirdman et al.2010). Высокие отношения смешения O 3 в AUT и WIN связаны с переносом из более низких широт, таких как Южная Европа и Азия. Однако результаты для AUT и WIN следует интерпретировать с осторожностью, поскольку доступно меньше данных O 3 , а O 3 также менее изменчиво в течение этих сезонов.

Для количественной оценки воздействия взаимодействия между воздушными массами и поверхностью мы сопоставляем измеренные значения O 3 с пространственно интегрированными (по географическим измерениям I , J ) полями следов ППЭ4 для пассивного трассера.На рис. 5 показана диаграмма рассеяния между O 3 и , которая показывает отрицательную корреляцию в течение года. Это подтверждает, что соотношения смешивания O 3 ниже при сильном поверхностном контакте. Коэффициенты корреляции Пирсона, R , со значениями в диапазоне от -0,26 до -0,89, имеют наибольшее отрицательное значение с весны до осени, когда O 3 более изменчиво и когда мы ожидаем, что поверхностные взаимодействия будут сильнее, чем зимой. Это говорит о том, что O 3 в основном завозится в Сибирь, как уже показано на рис. 4, и соотношения смешивания уменьшаются за счет поверхностного контакта. Рис. 5 чувствительность к выбросам (PES) (с кг –1  м 3 ) и корреляция R для данных станций, поездов и самолетов. Верхний ряд панелей показывает общий PES, а нижний ряд панелей показывает PES только для леса и водно-болотных угодий.Данные разделены между сезонами SPR, SUM, AUT и WIN.

Рис. 5.  Озон (ppbv) как функция чувствительности к потенциальному излучению (PES) (с кг –1  м 3 ) и корреляции R для данных станций, поездов и самолетов. Верхний ряд панелей показывает общий PES, а нижний ряд панелей показывает PES только для леса и водно-болотных угодий. Данные разделены между сезонами SPR, SUM, AUT и WIN.

На рис. 5 также показаны графики разброса между O 3 и только для типов земного покрова леса и водно-болотные угодья, чтобы выяснить, является ли главным образом контакт воздушной массы с поверхностями растительности, который снижает коэффициент смешивания озона. Коэффициенты корреляции Пирсона для этого анализа почти такие же, как и при расчете для всех типов земного покрова, что указывает на то, что осаждения над лесами и водно-болотными угодьями в основном ответственны за уменьшение содержания озона. Поверхностный контакт над другими областями (например, Арктика весной или морской BL) также связан с низкими отношениями смешения O 3 . Тем не менее, большая часть контакта с поверхностью, особенно в течение последних нескольких дней перед прибытием, происходит над лесными массивами и водно-болотными угодьями и, по-видимому, приводит к разрушению O 3 .

По сравнению со значениями PES для пассивного индикатора, значения PES для озоноподобного индикатора уменьшаются за счет параметризованного сухого осаждения. Различия максимальны, когда имеется большой поверхностный контакт (таким образом, обеспечивается сухое осаждение) и когда условия благоприятны для осаждения O 3 . Схема осаждения, реализованная в программе FLEXPART (Wesely, 1989), учитывает изменчивость скоростей осаждения O 3 в результате различных типов земного покрова, состояния растительности (т. г. параметризованное закрытие устьиц) и метеорологические параметры. Что касается пассивного индикатора (см. формулу 4), мы также пространственно интегрируем значения ППЭ следа для индикатора озона и обозначаем интегрированную величину . Величина , таким образом, является мерой параметризованных скоростей осаждения, накопленных назад за последние 20 дней, и может быть названа потенциальным поверхностным осаждением. имеет большие значения, когда интегрированная чувствительность эмиссии следа велика (что указывает на интенсивный контакт пробы воздушной массы с поверхностью) и когда мала по сравнению с , указывая на то, что поверхностный контакт имел место, когда параметризованное O 3 сухое осаждение было сильным.имеет нулевые значения либо при отсутствии контакта воздушной массы с поверхностью, либо при наличии контакта с поверхностью, но без параметризованного осаждения. В действительности, если есть поверхностный контакт, всегда будет отложение O 3 , но скорости осаждения могут быть очень малы, например, в ночное время, когда устьица закрыты и атмосферная стабильность высока, или над поверхностью снега и воды.

На рис. 6 показаны измеренные значения O 3 в зависимости от логарифма . Что касается точечной диаграммы против , значения O 3 уменьшаются с увеличением значений .Как и ожидалось, зависимость близка к линейной, когда O 3 графически изображается в зависимости от логарифма . Это подтверждает, что скорость потери O 3 (выраженная как потеря озона за интервал времени на единицу присутствующего озона) пропорциональна . Для значений , измеренных O 3 коэффициенты смешения очень низкие для сезона для всех сезонов. Например, для все измеренные значения O 3 осенью ниже 20 ppbv. Это означает, что воздушные массы, подвергающиеся сильному сухому осаждению в регионе (из-за высоких скоростей осаждения, длительного воздействия воздушной массы на поверхность или, что наиболее эффективно, сочетания того и другого), со временем потеряют большую часть своего O . 3 , независимо от их исходного соотношения озона, ввозимого в Сибирь. Рис. 6 взаимодействие, выраженное функцией (s kg –1  m 3 ) и корреляцией R, показанной в логарифмическом масштабе для данных станций, поездов и самолетов. Данные разделены между сезонами SPR, SUM, AUT и WIN.

Рис. 6.  Озон (ppbv) как функция поверхностного взаимодействия, выраженная функцией (с кг –1  м 3 ) и корреляцией R, показанной в логарифмическом масштабе для станции, поезда и данные о самолетах.Данные разделены между сезонами SPR, SUM, AUT и WIN.

4. Выводы

В настоящем исследовании мы проанализировали отношения смешивания озона в тропосфере Сибири с учетом переноса воздушных масс. Мы использовали измерения озона, собранные с трех разных измерительных платформ: (1) вагон поезда на Транссибирской магистрали между Москвой и Владивостоком (ТРОЙКА), (2) непрерывные измерения со станции Зотино, расположенной в западной части Сибири, и (3) ) бортовые измерения над Сибирью, выполненные в 2006–2008 гг. (ЯК-АЭРОСИБ). Данные группировались по сезонам, особое внимание уделялось периоду с весны по осень, когда вегетация активна.

Основная цель исследования заключалась в изучении важности сибирских лесов, выступающих в качестве поглотителей озона, и количественном определении влияния этого поглотителя на измеренные коэффициенты смешения озона в регионе. Чтобы определить силу поверхностного поглотителя озона, мы рассчитали PES следа, используя 20-дневное обратное моделирование с лагранжевой дисперсионной моделью FLEXPART.След PES использовался в прошлом для количественной оценки чувствительности отобранной воздушной массы к получению выбросов от поверхностных источников. Однако здесь он используется для количественной оценки чувствительности к потокам поверхностного осаждения озона. Сначала мы использовали поля ППЭ для статистического анализа регионов-источников и стоков озона, измеренных в Сибири. Далее был проведен статистический анализ зависимости измеренных коэффициентов смешения озона от общего пространственно интегрированного следа ППЭ. Кроме того, мы также выполнили обратное моделирование FLEXPART для озоноподобного индикатора, который подвергался сухому осаждению.Разница между значениями PES для пассивного и озоноподобного индикатора является мерой потенциальной потери озона в результате сухого осаждения и может быть сопоставлена ​​с измеренными соотношениями компонентов смеси озона.

Наши выводы из этого исследования:

  • Статистический анализ регионов источников/стоков озона показывает, что для всех измерительных платформ (станции, поезда и самолеты) низкие коэффициенты смешения озона связаны с адвекцией из относительно чистых регионов. , такие как Северный Ледовитый и Тихий океан, а затем приповерхностный транспорт через Сибирь.Регионы-источники озона находятся к югу от мест проведения измерений в течение всего года, что связано с адвекцией воздушных масс из регионов-источников прекурсоров озона (например, Китай, Европа).

  • Сравнение вертикальных профилей озона, полученных в результате авиационных измерений, измерений наземных станций и поездов в Сибири, показывает сильное уменьшение содержания озона из свободной тропосферы к поверхности, особенно летом. Например, мы находим средние коэффициенты смешения озона в летнее время, измеренные самолетами, 67 ppbv между 3000 и 6500 м, 32 ppbv ниже 3000 м и только 18–27 ppbv для данных станций и поездов.Этот вертикальный градиент свидетельствует о сильном поверхностном стоке озона.

  • Для дальнейшей количественной оценки поверхностного стока мы сопоставили пространственно интегрированную чувствительность выбросов следа из FLEXPART с измеренными соотношениями смешивания озона. Мы обнаружили отрицательную корреляцию с самыми низкими соотношениями смешивания озона для самого сильного контакта с поверхностью. Корреляции наиболее сильны весной, летом и осенью. Это указывает на то, что приземный контакт, в основном над Сибирью, приводит к резкому уменьшению содержания озона, что также объясняет низкие общие концентрации приземного озона, измеренные в Сибири, особенно летом.

  • Для дальнейшего анализа поглотителя осаждения мы сопоставили измеренный озон с модельной величиной, которая измеряет накопленный эффект параметризованного потенциального поверхностного осаждения отобранных проб воздушных масс за последние 20 дней до прибытия на станцию. Для высоких значений потенциального поверхностного осаждения обнаруживаются только очень низкие измеренные коэффициенты смешивания озона, обычно ниже 20   частей на миллиард по объему. Это указывает на то, что воздушная масса, соприкасающаяся с поверхностью сибирской суши, в конечном итоге потеряет большую часть своего озона, независимо от начального содержания озона в воздушной массе до того, как она попала в Сибирь.Это еще раз подчеркивает важность поверхностной потери озона над Сибирью.

Следует отметить, что, хотя мы приписали потерю озона параметризованному сухому осаждению, в действительности некоторая часть потери озона может быть связана с химическим разрушением в чистом сибирском пограничном слое, особенно связанным с выбросами БЛОС. Выбросы BVOC и связанное с ними разрушение озона могут быть сильно коррелированы с сухим осаждением озона (например, оба выше в дневное время, чем в ночное время, и оба требуют контакта с поверхностью), и, таким образом, два механизма не могут быть разделены в наших анализах, что является главное предостережение. Тем не менее, оба механизма связаны с сибирскими лесами, что подчеркивает важность Сибири как поглотителя озона. Из-за своей большой территории Сибирь имеет отношение к балансу озона и в глобальном масштабе.

Сибирь в настоящее время покрыта большими площадями водно-болотных угодий и тундры и представляет собой нетронутую территорию с незначительными антропогенными выбросами прекурсоров озона. Однако в будущем изменения могут быть вызваны увеличением антропогенных выбросов (например, из-за увеличения бурения нефтяных скважин или роста населения) и изменением климата.Экология сибирских лесов и, соответственно, биогенные выбросы и поверхностные отложения могут меняться с изменением климата. Кроме того, повышение концентрации озона, поступающего из регионов-предшественников, может нанести ущерб сибирским лесам. Все эти изменения могли снизить силу тока стока O 3 в Сибири. Кроме того, увеличение концентрации O 3 может запустить механизм положительной обратной связи за счет уменьшения потерь озона в Сибири. Эти изменения будут актуальны для всего Северного полушария.

Рис. 1.  Карта расположения станции Зотино и крупных городов и станции Понедельник (кружки), Транссиба (черная линия) и пути следования из миссий ЯК (серая линия).

значения, измеренные на ст. Зотино с середины марта 2007 г. по начало февраля 2008 г.

Рис. 3.  Вертикальный ход (усредненный по 200 м бинам высот) O 3 , измеренный во время летних походов ЯК. Показаны медиана (жирная линия), а также 25-й и 75-й процентили (тонкие сплошные линии). Внизу показаны медиана, 25-й процентиль и 75-й процентиль летних данных O 3 из Зотино (горизонтальная черная линия) и из TROICA (горизонтальная красная линия).

Тайна взрывающихся кратеров Сибири

Он появился внезапно и взрывом, оставив рваный след на ландшафте.

Вокруг края кратера земля представляет собой рваную, серую смесь льда и глыб вечной мерзлоты. На корнях растений, только что обнажившихся по краю, видны следы ожогов. Это дает некоторое представление о том, с какой силой материализовалась эта дыра посреди сибирской Арктики.

С воздуха свежая грязь выделяется на фоне зеленой тундры и темных озер вокруг нее.Слои земли и камня, выставленные дальше внутри цилиндрической дыры, почти черные, и к тому времени, когда ученые достигают ее, на дне уже формируется лужа воды.

Среди них Евгений Чувилин, геолог из Сколковского института науки и технологий в Москве, Россия, который прилетел в этот отдаленный уголок полуострова Ямал на северо-западе Сибири, чтобы посмотреть. Эта дыра глубиной 164 фута (50 м) может содержать ключевые части головоломки, которая беспокоила его в течение последних шести лет с тех пор, как первая из этих загадочных дыр была обнаружена в другом месте на полуострове Ямал.

Эта дыра шириной около 66 футов (20 м) и глубиной до 171 фута (52 м) была обнаружена пилотами вертолета в 2014 году, примерно в 42 км от Бованенковского газового месторождения на полуострове Ямал. Посетившие его ученые, в том числе главный научный сотрудник Института криосферы Земли Мариана Лейбман, изучающая вечную мерзлоту Сибири более 40 лет, описали ее как совершенно новую особенность вечной мерзлоты. Анализ спутниковых снимков позже показал, что кратер, теперь известный как GEC-1, образовался где-то между 9 октября и 1 ноября 2013 года.

Очередной кратер был замечен в августе этого года телевизионщиками, когда они пролетали мимо с группой ученых Российской академии наук во время экспедиции с местными властями на Ямале. Таким образом, общее количество подтвержденных кратеров, обнаруженных на Ямале и соседнем Гыданском полуострове, достигло 17.

Что на самом деле означает 100-градусный день в Сибири, за Полярным кругом

Продолжительная жара, которая печет Российская Арктика в течение нескольких месяцев повышала температуру в Верхоянске, Россия, к северу от Полярного круга, до 100 градусов. 4 ° F 20 июня, официальный первый день лета в Северном полушарии. Ученые говорят, что эта рекордно высокая температура является сигналом быстрого и постоянного нагревания планеты и предварительным прогнозом того, как потепление в Арктике будет продолжаться во все более жарком будущем.

«В течение долгого времени мы говорили, что у нас будет больше экстремальных явлений, таких как сильные волны тепла», — говорит Рут Моттрам, климатолог из Датского метеорологического института. «Это немного похоже на то, что прогнозы сбываются, и раньше, чем мы могли подумать.

Субботний рекорд был не просто быстрым всплеском перед возвращением к более нормальным для российской Арктики летним температурам: по прогнозам, волна тепла за ним продлится еще как минимум неделю. Это была самая жаркая температура, когда-либо зарегистрированная в городе, где записи ведутся с 1885 года.

Арктика, поджаренная климатом

Жаркие летние дни в Арктике не редкость. На океанских побережьях, как правило, немного прохладнее, но внутри страны летние температуры иногда зашкаливают.Форт Юкон, Аляска, зафиксировал первый в истории день с температурой 100 ° F (37,7 ° C) к северу от Полярного круга в 1915 году; В 1988 году температура Верхоянска достигла 37,3 °C. Центр. «Поступает много солнечной энергии. Так что в этих высоких широтах — 80 градусов, 90 градусов — это не редкость».

Но изменение климата «подталкивает кости» к экстремальным температурам, подобным тому, что было зафиксировано на этой неделе, говорит он.Арктика нагревается более чем в два раза быстрее, чем остальная часть планеты: базовое тепло в высоких широтах Арктики увеличилось примерно на 3,6–5,4 °F (от 2 до 3 °C) за последнюю сотню или около того лет. Около 0,75°C от этого показателя произошло только за последнее десятилетие. (Узнайте больше об изменении климата и о том, как люди его вызывают.)

Это означает, что любые волны тепла, которые обрушиваются на регион, усиливаются дополнительным потеплением. Таким образом, увеличивается средняя температура лета, а также экстремальные температуры.

Супержаркий день этого месяца стал результатом мощного сочетания факторов.Во-первых, изменение климата привело к повышению базовых температур. Затем, по словам ученых-климатологов из Службы ЕС по изменению климата Copernicus, в Западной Сибири наступил один из самых жарких весенних сезонов. С декабря температура воздуха в регионе в среднем была почти на 11 ° F (6 ° C) выше среднего показателя в период с 1979 по 2019 год. Высокая температура также, вероятно, значительно выше среднего показателя за любой аналогичный шестимесячный период, начиная с 1880 года. В мае температура воздуха колебалась примерно на 18°F (10°C) выше «нормального» среднего значения в мае, равного 33.8 ° F (1 ° C ) — что-то, что, вероятно, произойдет только один раз в 100 000 лет, если бы антропогенное изменение климата не нарушило работу климатической системы.

«Это было действительно странно, — говорит Ивана Цвиянович, климатолог из Барселонского центра суперкомпьютеров. «По всей Сибири действительно так давно стоит такая жара. Январь, потом февраль, потом март, потом апрель. Узор — он действительно выделяется».

Теплая зима и жаркая весна означали, что снег, обычно покрывающий землю в большей части региона, растаял примерно на месяц раньше, чем обычно.Яркий белый снег играет решающую роль в сохранении прохлады в некоторых частях Арктики, отражая приходящее солнце. Как только оно ушло, грязь и растения с готовностью впитали тепло.

Затем погодные условия выровнялись. Над Западной Сибирью установилась большая система высокого давления, где она и застопорилась. В таких системах часто чистое безоблачное небо — идеальное место для того, чтобы солнечное тепло беспрепятственно светило прямо на раскаленную сибирскую землю.

«Воздух там как бы заперт; это похоже на печь, стоящую над этим участком, просто нагревая ее все больше и больше, чем дольше она там стоит», — говорит Мейер.

В последние годы последствия такого рода неподвижных тепловых волн стали более очевидными в Арктике. В 2012 году 97 процентов поверхности ледяного щита Гренландии нагрелись настолько, что практически превратились в слякоть. В 2016 году на арктическом Шпицбергене в Норвегии было так тепло, что часть зимы вместо снега шел дождь. Прошлым летом на краях Гренландского ледяного щита наблюдалось таяние до трех дополнительных месяцев. На его поверхности образовались прозрачные голубые лужи; потоки талой воды хлынули с края континента , , и на его скудных ландшафтах вспыхнули пожары после того, как на острове на несколько недель задержалась жара.

В настоящее время ведутся оживленные научные дебаты о том, продолжаются ли эти виды волн тепла в высоких широтах дольше или становятся более частыми, чем в прошлом, из-за изменения климата. Но мало кто обсуждает, что в будущем Арктику ждет гораздо более экстремальная жара. Средние зимние температуры в Арктике уже превысили порог в 3,6°F (2°C), указанный в Парижском соглашении по климату; прогнозы предполагают, что среднегодовая температура для региона превысит ее в течение десятилетий.

«К 2100 году, при сценарии экстремального потепления, мы ожидаем увидеть подобное событие каждый год», — говорит Роберт Роде, климатолог из Berkeley Earth.

Аналогичные закономерности проявляются и на Южном полюсе. В одном месте на Антарктическом полуострове в январе, в летнее время, температура достигала почти 65 ° F (18,3 ° C).

Полярное усиление и человеческие отпечатки пальцев

Полюса прогреваются быстрее, чем остальная часть Земли из-за явления, называемого «полярное усиление».Морской лед, который раньше покрывал большую часть Северного Ледовитого океана, создавал яркую белую шапку на самых северных уголках планеты. Подобно снегу, отражающему поступающую в Сибирь солнечную радиацию, лед отражал солнечное тепло обратно в космос.

Но по мере того, как Земля нагревается, морского льда, покрывающего Северный Ледовитый океан, становится меньше, оставляя после себя темные воды, которые поглощают гораздо больше тепла. Морской лед образуется в этой теплой воде с меньшей готовностью, что приводит к тому, что вода поглощает еще больше солнечного тепла, и система работает по самоусиливающейся петле.

Трудно сказать наверняка, что та или иная отдельная волна тепла была сильнее из-за изменения климата — и никто еще не проводил такого анализа для этого участка чрезмерной сибирской жары. Но исследователи обнаружили следы антропогенного изменения климата во всей волне жары, вызвавшей чрезмерное таяние в Гренландии и по всей Северной Европе прошлым летом. Июньская жара 2019 года, из-за которой температура во Франции подскочила выше 113 ° F (45 ° C), была по крайней мере в пять раз более вероятной из-за антропогенного воздействия.Ученые обнаружили, что около 60 процентов чрезмерного арктического тепла в 2016 году было связано с антропогенным изменением климата.

Пожары, разливы нефти

Жаркая погода этого сезона чревата последствиями. Под землей большая часть российской Арктики покрыта вечной мерзлотой, богатой углеродом торфяной почвой, покрытой слоем льда, который обычно остается замороженным большую часть года или весь год. Но высокие температуры воздуха дестабилизируют мерзлую почву и часто приводят к непоправимым изменениям.

(Читайте о том, как таяние вечной мерзлоты может усилить изменение климата — в очень плохом смысле).

В июне разморозка почвы могла привести к обрушению резервуара для хранения дизельного топлива в Сибири, в результате чего 20 000 метрических тонн топлива вылились в близлежащую реку. Недавнее исследование показывает, что это далеко не единичный риск: к ​​2050 году, по словам ученых, огромное количество инфраструктуры по всей Арктике окажется под угрозой из-за обрушения талой земли под ними. Тысячи миль трубопроводов и дорог, зданий и резервуаров для хранения, нефтяных месторождений и аэропортов и многое другое, потенциально дестабилизированных из-за перегретой погоды, которая растопила землю.

Пожары тлеют и в российской Арктике. По данным российской лесной службы, слишком теплая весна высушила как почву, так и растительность, оставив их готовыми к возгоранию, и на начало июня горело более 12 миллионов акров земли.

«В Сибири очень много растительности и лесов, — говорит Мейер. «А когда так долго так жарко, то оно высыхает и становится как пороховая бочка

Сибирская жара доводит площадь арктических льдов до рекордно низкого уровня для начала июля

  • 17 июня 2020 года в сибирском городе зарегистрирована температура 100 градусов по Фаренгейту, самая высокая из когда-либо зарегистрированных за Полярным кругом.Высокие температуры в регионе вызывают серьезное беспокойство у ученых, пожарных и тех, кто поддерживает уязвимую арктическую инфраструктуру, включая трубопроводы, дороги и здания.
  • Сибирское тепло распространилось по прилегающему Северному Ледовитому океану, где вызвало рекордно раннее таяние морского льда в море Лаптевых и рекордно низкую для этого времени года площадь арктического морского льда. Хотя 2020 год имеет все шансы установить новый рекорд низкой протяженности по сравнению с 2012 годом, изменения летней погоды могут изменить это положение.
  • Жара также вызвала лесные пожары в Сибири, в результате чего в июне в атмосферу было выброшено 59 миллионов метрических тонн углекислого газа и высушена местная тундра. Некоторые пожары, известные как «зомби-пожары», возможно, тлели под землей всю зиму между 2019 и 2020 годами. Когда в этом году Сибирь нагрелась, топливный бак на российской электростанции рухнул, в результате чего 21 000 тонн дизельного топлива вылились в реки Амбарная и Дадылкан, что стало крупной арктической катастрофой.Хуже может быть, поскольку мир продолжает нагреваться.
Протяженность арктического морского льда 9 июля 2020 г. Изображение предоставлено Бременским университетом.

Рекордная жара, прокатившаяся по Арктической Сибири в июне, привела к целому ряду вредных последствий в обширном полярном и субполярном регионе, вызвав бушующие лесные пожары, таяние вечной мерзлоты, а теперь и быстрое таяние Арктический морской лед.

Согласно недавно опубликованным данным Европейского Союза, в прошлом месяце температура в Сибири резко возросла, достигнув рекордного среднего значения более чем на 5 градусов по Цельсию (9 градусов по Фаренгейту) выше нормы.В удаленном городе Верхоянск на северо-востоке Сибири 17 июня было зарегистрировано показание более 38 градусов по Цельсию (100 градусов по Фаренгейту) — самая высокая температура, когда-либо зарегистрированная к северу от Полярного круга.

Под действием этой метафорической паяльной лампы площадь льдов в морях, граничащих с Сибирью, в последние дни резко сократилась, в результате чего арктический регион в целом попал в книгу рекордов. В период со 2 по 7 июля протяженность морского льда в Северном Ледовитом океане перешла от пятого наименьшего значения для этого времени года с момента начала спутниковых наблюдений в 1979 году к первому месту таяния, что немного ниже даже катастрофического 2012 года в конце концов в конце летнего сезона таяния в сентябре морской лед достиг рекордно низкого уровня.

По состоянию на 9 июля площадь морского льда в глобальной Арктике составляет всего 8,310 миллиона квадратных километров (3,2 миллиона квадратных миль). Если этот импульс таяния продолжится (а никто не знает, сохранится ли он), 2020 год может получить звание года с наименьшей протяженностью льда в сентябре — с неизвестными долгосрочными последствиями для Арктики и глобального климата.

Считается, что чрезвычайно аномальная весна и начало лета в Сибири в значительной степени ответственны за внезапный скачок вниз в 2020 году. «Лед вскрывается довольно быстро и драматично. Сейчас он находится на рекордно низком уровне в море Лаптевых у северной Сибири», — говорит Уолт Мейер, старший научный сотрудник Национального центра данных по снегу и льду (NSIDC). В конце июня площадь морского льда в море Лаптевых была более чем на 300 000 квадратных километров (115 830 квадратных миль) ниже медианы за 40 лет для этого времени года. «На североамериканской стороне все было ближе к норме. В прошлые годы мы видели довольно открытые воды у побережья Аляски, но в этом году мы не видим этого так часто.

Площадь морского льда в Сибирской Арктике, июль 2020 г. Изображение предоставлено NSIDC.

Система высокого давления, приносящая в основном безоблачную погоду, застопорилась над сибирской Арктикой на протяжении большей части июня, совпадая с годовым периодом, когда на Крайнем Севере наблюдается 24-часовой световой день. Результат: почти постоянное солнце и рекордная жара. «На землю падает довольно много энергии, — объясняет Мейер. По мере того, как Сибирь нагревалась, ветры разносили ее над океаном, впоследствии нагревая арктические воды и таяя льды.

В то время как температура воздуха высоко над Северным Ледовитым океаном была на 1-4 градуса C (2-7 градусов F) выше, чем в среднем в июне, на сибирском побережье было намного жарче. Температура воздуха над восточным краем моря Лаптевых была на 8 градусов по Цельсию (14 градусов по Фаренгейту) выше, что вызвало быстрое таяние. Между тем, Карское море у побережья Западной Сибири в значительной степени освободилось ото льда гораздо раньше, чем обычно.

«Это своего рода восклицательный знак по поводу потепления в Сибири», — говорит Мейер. «Арктика в целом прогревается в два раза быстрее, чем остальной мир.Сибирь прогревается еще быстрее».

С точки зрения того, как Сибирь влияет на положение 2020 года в это время года, «ущерб уже нанесен», — говорит Марк Серрез, директор NSIDC. Температура поверхности моря на сибирском побережье уже необычно высока. Это большое преимущество перед сезоном таяния приведет к большему поглощению солнечной энергии и большему таянию в Сибири. Но то, что там все плохо, не обязательно означает катастрофу для других частей Арктики.

«Большие потери в некоторые годы наносишь севернее Сибири.Несколько лет вокруг Аляски. Он меняется из года в год. Это во многом отражает погодные условия», — объясняет Серрез. В последние годы проблемным местом стало Берингово море вокруг Аляски. «В этом году сибирская жара, которая на данный момент пошла на убыль, причиняет нам большой вред».

Заядлые ледовые блоггеры отмечают, что в рекордном 2012 году самые большие потери были также на сибирской стороне Арктики, при этом потери льда несколько усугубились у Аляски.

Но предсказать будущее по-прежнему невозможно, учитывая ограничения прогнозирования погоды.«Это похоже на теплый год в Арктике, — говорит Мейер. «Сложно сказать, станет ли он рекордным для морского льда. Но потепление в Сибири — это ранний показатель».

Река Колыма покрыта дымом от лесных пожаров на крайнем севере Якутии, Россия за Полярным кругом. Фотография сделана с корабля под Среднеколымском. Изображение Веры Сальницкой / Siberian Times найдено в Твиттере.

Сибирь горит и взрывается

Пагубные последствия аномальной жары не ограничиваются сибирскими морями.

В середине июня в северных лесах и тундре региона вспыхнуло огненное пламя; последний состоит из вечной мерзлоты — почвы, которая обычно остается мерзлой, но теперь оттаивает из-за усиливающегося изменения климата. На самом деле, ученые предполагают, что некоторые из лесных пожаров в тундре 2020 года на самом деле являются остатками прошлогоднего сезона пожаров, которые тихо горят в торфяных болотах всю зиму, а весной вновь возникают извержения, получившие название «зомби-пожары».

В прошлом месяце спутник ЕС Copernicus Sentinel-2 зафиксировал лесной пожар в Анабарском районе Сибири, недалеко от моря Лаптевых, который считается самым северным арктическим пожаром за последние годы. «Несмотря на то, что в это время года часто случаются пожары, рекордные температуры и сильные ветры делают ситуацию особенно тревожной», — говорится в заявлении Европейской программы наблюдения за Землей.

Лесные пожары часто измеряют с точки зрения их тепловыделения, и пока что 2020 год соперничает с 2019 годом, еще одним катастрофическим годом пожаров. Российское правительство считает, что миллионы акров местной растительности в Восточной Сибири уже сгорели, в результате чего в июне в атмосферу было выброшено 59 миллионов метрических тонн углекислого газа.Более того, эти пожары способствуют таянию арктической вечной мерзлоты, что в некоторых случаях может привести к внезапному обрушению грунта.

«Проблема с пожарами в Арктике заключается в том, что они горят как над землей, так и под землей, — объясняет Сью Натали, директор арктической программы Исследовательского центра Вудс-Хоул. «Когда сгорает поверхностная почва, богатая органическими веществами, это подвергает риску вечную мерзлоту, которая служит изолятором от теплых летних температур». В ранее выжженных районах, недавно подвергшихся экстремальной летней жаре, это «действительно доводит эту систему до предела.

«Видел такое в Сибири в местах, которые сгорели пять лет назад. Вы можете вернуть некоторую растительность, но земля действительно уязвима. Когда наступает еще один теплый год, земля сильно растрескивается и рушится», — говорит она.

Ученый осматривает один из загадочных сибирских кратеров, возможно, образовавшийся в результате изменения климата. Предоставлено Владимиром Пушкаревым/Российский центр изучения Арктики.

Натали в настоящее время участвует в знаменательном исследовательском проекте, используя новые данные о высотах и ​​спутниковые снимки для картирования огромных загадочных кратеров диаметром до 50 метров (164 фута), впервые обнаруженных в сибирской Арктике в июле 2014 года.

«Это было то, чего мы никогда раньше не видели», — говорит Натали, добавляя, что исследователи не уверены, существует ли определенная связь с изменением климата. «Мы пытаемся выяснить, что вызывает эти кратеры и где они произойдут дальше». Кратеры, по-видимому, образуются, когда оттаявшая вечная мерзлота заставляет землю пузыриться и взрываться, оставляя глубокие впадины, которые затем заполняются водой.

Она отмечает, что пока воронки наблюдались только на полуостровах Ямал и Гыда у Карского моря.«Это очень вероятно, потому что существуют определенные геологические условия, которые могут способствовать образованию кратеров — [подземные] газовые месторождения и подземный лед. Это не значит, что это не может произойти нигде».

Меррит Турецки, директор Института арктических и альпийских исследований Университета Колорадо в Боулдере, говорит: «Мы знаем, что сейчас в Сибири горят пожары в районах сплошной вечной мерзлоты с высоким содержанием льда. Вероятно, именно здесь мы увидим быстрое оттаивание через пару лет после пожаров.

Активные сибирские пожары 23 июня 2020 г. Изображение предоставлено НАСА.

Оттаивание и проседание вечной мерзлоты

Таяние вечной мерзлоты также ставит под угрозу инфраструктуру и окружающую среду Арктического региона. Об этом свидетельствует разрушительный разлив дизельного топлива в конце мая на одной из дочерних электростанций российского «Норильского никеля». Топливный бак внезапно разрушился, и в реки Амбарная и Дадылкан вылилась 21 000 тонн дизельного топлива, что нанесло беспрецедентный ущерб арктическим водным путям. С тех пор российские официальные лица связали разлив с таянием вечной мерзлоты под резервуаром и приказали провести полномасштабную проверку инфраструктуры в уязвимых зонах.

«Это была огромная катастрофа», — говорит Натали, и она может стать первой из многих, если не будут приняты меры предосторожности. «В зоне вечной мерзлоты у вас есть действительно важная инфраструктура, такая как резервуары для хранения топлива, здания, канализационные лагуны, свалки. Все это может сказаться на здоровье тех [людей], которые живут на вечной мерзлоте».

Тем не менее, большинство местных органов власти плохо представляют, что у них под ногами. «Можно подумать, что они захотят нанести на карту эти районы вечной мерзлоты, чтобы не прокладывать такие вещи, как автомагистрали, через богатую льдом вечную мерзлоту, которая более подвержена внезапному обрушению», — говорит Турецкий из INSTAAR. «Было несколько грубых ошибок, когда огромные строительные объекты на Севере строились на чувствительной вечной мерзлоте. Похоже, именно так и было с разливом дизельного топлива».

Владимир Романовский, геофизик из Университета Аляски в Фэрбенксе, говорит, что это особенно беспокоит Россию, где огромное количество нефти течет по трубопроводам, пересекающим район вечной мерзлоты Сибири. «Любое прерывание этого потока не только создает локальные чрезвычайные ситуации и опасности для окружающей среды, но и может повлиять на мировые поставки нефти.

Он добавляет, что упускается из виду быстрая милитаризация российской Арктики, поскольку правительство укрепляет свою инфраструктуру национальной безопасности в регионе, где военные США и России подозрительно смотрят друг на друга через Арктическое море.

«Как сохранить эту инфраструктуру в хорошем состоянии в свете деградации вечной мерзлоты — это, в конечном счете, вопрос международной безопасности», — заключает Романовский.

Изображение баннера: Арктический морской лед летом.Фото предоставлено: NASA Goddard Photo and Video на VisualHunt.com/CC BY

.

ОБРАТНАЯ СВЯЗЬ: Используйте эту форму, чтобы отправить сообщение автору этого сообщения. Если вы хотите опубликовать публичный комментарий, вы можете сделать это внизу страницы.

Бореальные леса, Выбросы углерода, Климат, Изменение климата, Изменение климата и экстремальные погодные условия, Наука о климате, Спорный вопрос, Бедствия, Окружающая среда, Пожары, Лесной углерод, Лесные пожары, Леса, Глобальный экологический кризис, Глобальное потепление, Зеленый, Выбросы парниковых газов, Воздействие Об изменении климата, инфраструктуре, мегапожарах, метане, вечной мерзлоте, полярных регионах, загрязнении, исследованиях, спутниковых данных, морском льду, температуре, загрязнении воды Распечатать .

Добавить комментарий

Ваш адрес email не будет опубликован.