МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ имени М.В. Ломоносова ГЕОГРАФИЧЕСКИЙ ФАКУЛЬТЕТ Корнева Ирина Алексеевна

МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ
имени М.В. Ломоносова
ГЕОГРАФИЧЕСКИЙ ФАКУЛЬТЕТ
На правах рукописи
Корнева Ирина Алексеевна
СОВРЕМЕННЫЕ КЛИМАТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ НИЖНЕЙ
ТРОПОСФЕРЫ И ДЕЯТЕЛЬНОГО СЛОЯ ПОЧВЫ
В МОСКОВСКОМ РЕГИОНЕ
Специальность 25.00.30 – метеорология, климатология, агрометеорология
Диссертация на соискание учёной степени
кандидата географических наук
Научный руководитель: доцент,
кандидат географических наук
Локощенко М.А.
Москва – 2015
2
ОГЛАВЛЕНИЕ
ВВЕДЕНИЕ .............................................................................................................. 2
ГЛАВА 1. ОБЗОР ЛИТЕРАТУРНЫХ ИСТОЧНИКОВ
ПО ИЗМЕНЕНИЮ КЛИМАТА ........................................................................... 12
1.1. Изменения приземной температуры воздуха
в современную эпоху .................................................................................. 12
1.1.1. Глобальные изменения приземной температуры воздуха ........ 12
1.1.2. Изменения приземной температуры воздуха в России ............. 22
1.1.3. Изменения приземной температуры воздуха
в Московском регионе ............................................................................ 25
1.2. Изменения температуры воздуха в нижней тропосфере ................. 32
1.2.1. Методы измерений температуры воздуха в нижней
тропосфере ............................................................................................... 32
1.2.2. Изменения температуры воздуха в нижней тропосфере
за последние десятилетия ....................................................................... 36
1.3. Изменения термического режима почвы и грунта ........................... 39
1.3.1. Измерения температуры почвы и грунта.................................... 39
1.3.2. Изменения температуры почвы и грунта за последние
десятилетия .............................................................................................. 42
1.3.3. Изменения термического режима почвы и грунта в городах ... 45
1.4. Выводы по главе 1 ............................................................................... 50
ГЛАВА 2. ТЕРМИЧЕСКИЙ РЕЖИМ ПОЧВЫ И ГРУНТА
В МОСКОВСКОМ РЕГИОНЕ ............................................................................. 52
2.1. Измерения температуры почвы и грунта в Московском регионе .. 52
2.2. Экспериментальные исследования в Метеорологической
обсерватории МГУ ..................................................................................... 62
2.2.1. Исследования микроклиматических различий
на территории Метеорологической обсерватории МГУ ..................... 62
3
2.2.2. Исследование влияния материала защитных трубок вытяжных
термометров на измерения температуры почвы и грунта .................. 74
2.3. Динамика температуры почвы и грунта в Московском регионе .... 82
2.3.1. Годовой ход температуры почвы и грунта в МГУ ................... 82
2.3.2. Распределение температуры почвы и грунта с глубиной ......... 89
2.4. Многолетние изменения температуры почвы и грунта ................... 96
2.4.1. Вековые изменения температуры грунта по данным
метеорологической обсерватории МГУ и ТСХА ................................ 96
2.4.2. Изменения температуры почвы и грунта
за период 1955–2013 ............................................................................. 101
2.5. Изучение эффекта городского подземного «острова тепла» ........ 112
2.6. Выводы по главе 2 ............................................................................. 121
ГЛАВА 3. ТЕРМИЧЕСКИЙ РЕЖИМ НИЖНЕЙ ТРОПОСФЕРЫ
В МОСКОВСКОМ РЕГИОНЕ ........................................................................... 125
3.1. Измерения температуры воздуха на различных высотах
в Московском регионе ............................................................................. 126
3.1.1. Радиозондирование в Центральной аэрологической
обсерватории .......................................................................................... 126
3.1.2. Измерения на высотной метеорологической мачте
в Обнинске ............................................................................................. 130
3.1.3. Измерительный комплекс на Останкинской телебашне ......... 133
3.2. Изменения температуры воздуха в нижней тропосфере
Московского региона за последние десятилетия .................................. 135
3.3. Изучение пространственных неоднородностей
термического режима нижней тропосферы над Москвой .................... 152
3.3.1. Исследование вертикальной протяжённости
«островов тепла» в различных городах
по данным литературных источников................................................. 152
3.3.2. Исследование вертикальной протяжённости
4
«острова тепла» в Московском регионе ............................................. 159
3.4. Термический режим нижней тропосферы в Московском
регионе во время аномального лета 2010 года ...................................... 173
3.4.1. Рекорды температуры воздуха в нижней тропосфере летом
2010 года................................................................................................. 173
3.4.2. Исследование особенностей температурных профилей
в условиях разных воздушных масс .................................................... 184
3.5. Выводы по главе 3 ............................................................................ 194
ЗАКЛЮЧЕНИЕ ................................................................................................... 197
ЛИТЕРАТУРА ..................................................................................................... 202
ПРИЛОЖЕНИЕ ................................................................................................... 221
5
ВВЕДЕНИЕ
Актуальность исследования
Современное глобальное потепление климата характеризуется большим
комплексом изменений в климатической системе Земли. Начиная с 1970-х гг.,
потепление регистрируется на большей части Земного шара и отражается в изменениях основных климатических характеристик атмосферы. Наиболее ярко
изменения климата характеризует приземная температура воздуха, поэтому
данный показатель является наиболее изученным в зарубежных и российских
исследованиях. Однако очевидно, что современные изменения климата проявляются и в изменениях температуры более высоких слоёв атмосферы. Известно,
что общее потепление тропосферы во второй половине XX века сопровождалось одновременным похолоданием более высоких слоёв – стратосферы и, особенно, мезосферы. Однако региональные особенности этих изменений и их
подробное распределение с высотой остаются до сих пор малоизученными. К
тому же данные станционных наблюдений наземной сети на стандартном уровне 2 м могут быть непоказательными ввиду неоднородности подстилающей поверхности, изменением условий окрестностей станций (например, их застройкой в городах). Поэтому для более полного понимания природы современного
потепления необходимо детальное изучение термического режима нижней тропосферы в пределах до 2–4 км над поверхностью земли. Требуются многолетние послойные оценки температуры воздуха и скорости её изменений с высоким пространственным разрешением. Кроме того, термический режим в конкретной точке определяется не только глобальными изменениями климата, но и
местными особенностями. В частности, изменения температуры воздуха за последние десятилетия в городах происходят быстрее, нежели в фоновой местности, за счёт усиления эффекта городского «острова тепла». Поэтому исследование изменений термического режима над Московским регионом в пределах
6
нижних 500 м представляет интерес и с точки зрения динамики «острова тепла» и изучения его вертикальной протяжённости.
Атмосфера является наиболее важным компонентом климатической системы Земли, однако существенное значение играют и другие её составляющие,
например деятельный слой почвы и грунта вблизи поверхности земли. В связи с
этим актуальным является изучение изменений термического состояния почв и
грунтов за последние десятилетия. Такие исследования в основном проводятся
для районов вечной мерзлоты Евразии и Северной Америки, однако для остальных районов подобных работ крайне мало. В частности, в Московском регионе такие исследования не проводились и представляют интерес как с точки
зрения общей динамики температур почвы и грунта, так и с точки зрения влияния на неё городского «острова тепла».
Цель и задачи исследования
Целью данной работы явилась оценка изменений температуры воздуха в
нижней тропосфере (до 4 км) и температуры деятельного слоя почвы и грунта
(глубиной до 320 см) в Москве и Московском регионе, а также оценка влияния
городского «острова тепла» Москвы на термический режим нижней тропосферы и деятельного слоя почвы и грунта.
В соответствие с целью данной работы были поставлены следующие задачи:
 Создание электронных баз многолетних данных о температуре воздуха
в нижней тропосфере до 4 км и температуре почвы и грунта в слое до 320 см в
Московском регионе, их систематизация и критический контроль.
 Экспериментальные измерения температуры почвы и грунта на разных
глубинах одновременно на двух площадках в МГУ для оценки микроклиматических различий и их возможного влияния на однородность многолетних рядов. В результате – получение однородных рядов данных о температуре почвы
и грунта посредством введённых поправок.
7
 Подробный анализ закономерностей суточного, годового хода и вертикального распределения температуры почвы и грунта в слое до 320 см в МГУ.
 Исследование многолетних изменений температуры воздуха в нижней
тропосфере до 4 км и вековых изменений температуры почвы и грунта в слое
до 320 см в Московском регионе.
 Оценки высотной и глубинной протяжённости городского «острова тепла» в Москве и его влияния на термический режим нижней тропосферы в слое
до 500 м и деятельного слоя почвы и грунта в слое до 320 см в Московском регионе.
Объект исследования – слой почвы и грунта до 320 см и слой нижней
тропосферы до 4 км в Московском регионе.
Предмет исследования – изменчивость и распределение в пространстве
и с высотой температуры деятельного слоя почвы и грунта, а также температуры воздуха в нижней тропосфере Московского региона.
Данные и методы исследования
Для изучения термического режима нижней тропосферы в Московском
регионе использованы данные регулярного радиозондирования в Центральной
Аэрологической обсерватории (ЦАО) в г. Долгопрудный за период 1991–2013
гг. в слое 2–4000 м; измерений температуры воздуха на Останкинской телебашне на уровнях 2, 128, 305, 385 и 503 м за период 2002–2013 гг. и на высотной метеорологической мачте в г. Обнинск на уровнях 2, 121 и 301 м за период
1993–2013 гг., а также на уровне 2 м в Метеорологической обсерватории МГУ
за период 1954–2013 гг. и в Обсерватории имени Михельсона (ТСХА) за период
1898–1965 гг.
Для исследования термического режима почвы и грунта в слое от поверхности до 320 см были использованы данные вытяжных почвенно-глубинных
термометров ТПВ-50: в Метеорологической обсерватории МГУ за период
1955–2013 гг.; на станции Подмосковная за период 1956–2013 гг.; на станции
ТСХА за период 1898–1965 гг. и в 2010 г.; на станциях ВДНХ, Можайск, Ко-
8
ломна за периоды 1960–1962 гг. и в 2010 г., а также на станциях Балчуг, Павловский Посад, Кашира, Новый Иерусалим, Собакино, Немчиновка за 1960–
1961 гг.
Все данные обрабатывались и анализировались с помощью авторских
программ на языке FORTRAN (приведены в Приложении), а также стандартных программных пакетов Microsoft Excel, Microsoft Access и Statistica.
Предмет защиты состоит в том, что на основе многолетних данных контактных (прямых) измерений температуры почвы и грунта до 320 см и температуры воздуха до 4 км в Московском регионе оценена многолетняя изменчивость термического режима деятельного слоя почвы и грунта и нижней тропосферы, а также влияние крупного мегаполиса на примере Москвы на пространственные поля обоих показателей.
Научная новизна
Автором впервые изучены следующие особенности термического режима
нижней тропосферы и деятельного слоя почвы и грунта в Московском регионе:
 Исследована многолетняя динамика изменений температуры почвы и
грунта на различных глубинах до 320 см в Московском регионе.
 По многолетним данным выявлено существенное влияние состояния
поверхности почвы на термический режим на глубинах.
 Экспериментально доказано, что различия в материале защитных трубок (полиэтилен и эбонит) не оказывают заметного влияния на показания вытяжных почвенно-глубинных термометров. По результатам
данного методического сравнения получен акт о внедрении от ФГБУ
«Центральное УГМС».
 Для условий Московского региона исследован эффект подземного городского «острова тепла» в деятельном слое почвы и грунта, автором
совместно с её руководителем предложен количественный показатель
для характеристики этого эффекта.
9

По данным прямых (контактных) измерений температуры воздуха на
разных высотах в трёх местах Московского региона оценена вертикальная протяжённость городского «острова тепла» в нижнем 500метровом слое атмосферы.
Основные положения, выносимые на защиту
1. По данным МГУ подробно исследована суточная и годовая динамика температуры почвы и грунта в слое 0–320 см за период 1955–2013 гг. Распределение
температуры почвы и грунта с глубиной существенно зависит от состояния поверхности почвы и характеристик почвенного профиля. По результатам экспериментальных сравнений (73 серии одновременных измерений на разных глубинах на двух площадках) выявлены микроклиматические различия в термическом режиме почвы и грунта вплоть до 1°С на расстоянии 50 м.
2. За последние 59 лет в Москве происходило устойчивое потепление почвы и
грунта со средней скоростью +0,02…+0,03 ºС/год под естественным покровом и
+0,04 ºС/год под оголённой поверхностью на всех глубинах. Скорость потепления в течение всего периода под естественным покровом была меньше вследствие его теплоизолирующей роли. Потепление грунта в Москве является в
большей степени следствием общего глобального потепления, нежели локального роста города.
3. По данным радиозондирования в г. Долгопрудный повышение температуры
воздуха в слое 2–4000 м за период 1993–2013 гг. происходило со скоростью
0,08–0,14 °С/год, в то время как в Обнинске 0,06–0,09 °С/год. Более высокая
скорость повышения температуры в нижней тропосфере в Долгопрудном по
сравнению с Обнинском, по-видимому, связана с расширением застройки г.
Москвы и с усилением столичного «острова тепла» в последние годы.
4. Вертикальная протяжённость городского подземного «острова тепла» в Московском регионе превышает 320 см. Средняя разность температуры грунта в
городе и сельской местности составляет от 0,6 до 0,8 °С, при этом значения в
10
центре Москвы могут превышать значения на станциях Московской области
даже на 1,6–1,7 °С. Максимальная разность была отмечена с декабря по апрель.
5. Вертикальная протяжённость городского «острова тепла» в атмосфере Московского региона днём и в среднем за сутки составляет 300 м. Ночью же поверх «острова тепла», начиная с высоты 100 м, располагается «остров холода»,
в котором температура за пределами города выше, чем в Москве.
6. Аномальная жара летом 2010 года в Москве проявилась во всей толще нижней тропосферы вплоть до 2 км. Континентальный тропический воздух характеризовался значительно более высокой температурой воздуха по сравнению с
остальными типами воздушных масс на всех высотах в пределах нижней тропосферы.
Практическая значимость
Полученные результаты исследования термического режима почвы и
грунта в Московском регионе могут быть использованы в строительстве, сельском хозяйстве, ЖКХ, городском планировании, и др. Данные об изменчивости
температуры нижней тропосферы важны для авиации. Результаты оценок вертикальной структуры городского «острова тепла» в Московском регионе могут
быть использованы при оценке экологического влияния на окружающую среду
и здоровье населения.
Апробация результатов работы
Результаты данного исследования были лично представлены автором на
международных и всероссийских конференциях и школах: на Региональной
конференции Международного Географического Союза (IGU), Москва, 2015;
на конференции Европейского Геофизического Союза (EGU), Вена, Австрия,
2014; на Европейской научной школе-конференции по атмосфере для молодых
учёных (ERCA), Гренобль, Франция, 2013; на Конференции молодых специалистов по гидрометеорологии и мониторингу окружающей среды, Обнинск, 2013;
на XVI и XVII Международных школах-конференциях молодых учёных «Состав атмосферы. Атмосферное электричество. Климатические эффекты» в Зве-
11
нигороде в 2012 и в Нижнем Новгороде в 2013 гг. Помимо этого, результаты
работы были также доложены соавтором и руководителем соискателя на Международных конференциях по климату городов ICUC-8 в Дублине, Ирландия в
2012 г. и ICUC-9 в Тулузе, Франция в 2015 г. Основные результаты диссертации были также представлены автором на научных семинарах ФГБУ ЦАО в
Долгопрудном (2014), ФГБУ «Центральное УГМС» (2015) и ФГБУН «Институт географии РАН» (2015).
Результаты работы отражены в восемнадцати публикациях (шестнадцать
из которых опубликованы и ещё две приняты к печати), в том числе в пяти
статьях в российских и зарубежных рецензируемых научных журналах, включая четыре статьи в российских рецензируемых научных журналах для опубликования основных научных результатов диссертации.
Объём и структура диссертации
Диссертация состоит из введения, трёх глав, заключения, списка литературы и приложения. Общий объём диссертации 247 страниц, основной текст
изложен на 201 странице, включая 82 рисунка и 12 таблиц. Список литературы
включает 190 наименований, в том числе 50 иностранных источников. Приложение содержит 27 страниц.
Автор выражает благодарность И.Н. Гапонову, Т.М. Росинской и Н.А.
Терешонку за предоставленные данные о температуре почвы и грунта станций
Подмосковная, ТСХА и других станций Московского региона; А.В. Кочину,
А.З. Дубовецкому, А.П. Кацу и А.Е. Корнееву за предоставленные аэрологические данные, Н.Ф. Мазурину, М.А. Новицкому и Л.К. Кулижниковой за предоставленные данные высотной метеорологической мачты в Обнинске, П.Е. Разину за предоставленные данные Останкинской телебашни, А.М. Кабаку и
Ю.И. Юсупову за предоставленные синоптические карты, О.П. Дурневой за
помощь в оцифровке данных радиозондирования, а также всем сотрудникам
Метеорологической обсерватории МГУ.
12
ГЛАВА 1. ОБЗОР ЛИТЕРАТУРНЫХ ИСТОЧНИКОВ ПО ИЗМЕНЕНИЮ
КЛИМАТА
1.1. Изменения приземной температуры воздуха в современную эпоху
1.1.1. Глобальные изменения приземной температуры воздуха
Климатические условия нашей планеты лучше всего изучены для периода
регулярных инструментальных измерений, в течение которого доступны данные о метеорологических величинах, полученные с помощью различных приборов. Первые барометры были созданы уже в XVII веке, а первый термометр –
даже в конце XVI века, однако в то время измерения были непостоянны и производились лишь на отдельных станциях в Европе (Хргиан, 1959).
Началом же периода регулярных измерений принято считать середину
XIX века, когда была создана глобальная метеорологическая сеть станций, действовавших на всех материках, кроме только Антарктиды (Будыко, 1974). Заметим, что речь здесь идёт о глобальной сети с непрерывными рядами данных.
Вообще говоря, синхронные метеорологические измерения в разных местах
осуществлялись и ранее. Первая так наз. Флорентийская сеть наземных станций
недолго действовала ещё в середине XVII века; она включала в себя около десяти станций в Северной Италии, а также в Париже и Варшаве. Вторая попытка
создания регулярной метеорологической сети была предпринята Мангеймским
метеорологическим обществом в конце 1770-х гг. (Хргиан, 1959). Эта сеть уже
охватывала значительную долю поверхности Земного шара, насчитывая около
40 станций на территории Западной Европы, Российской Империи (станции
Москва, Санкт-Петербург и Пышменский завод близ Екатеринбурга), на побережье Северной Америки и даже в Британской Индии. Заметим, что на Мангеймской сети использовались уже калиброванные приборы (термометры и ба-
13
рометры) и наблюдения осуществлялись по единой программе в синхронные
сроки. Однако уже в конце 1790-х гг. Мангеймское общество прекратило своё
существование. Современная же сеть наземных станций была создана лишь
спустя полвека, после Балаклавской бури в 1854 году.
В настоящее время в мире насчитывается около 11000 наземных метеорологических
станций
(Будыко,
1971;
Тимофеев,
2010;
URL:
http://www.wmo.int/pages/themes/climate/climate_observation_networks_systems.p
hp;), ведущих наблюдения за основными параметрами атмосферы — температурой воздуха, атмосферным давлением, характеристиками ветра, влажности,
солнечной радиации и др.
На протяжении периода инструментальных измерений программа наблюдений за климатом совершенствовалась, и в настоящее время она включает в
себя кроме основных метеорологических станций, также специализированные
станции мониторинга за атмосферной радиацией и загрязнением атмосферы.
Однако, несмотря на большой объём наземных климатических данных, их дискретность в пространстве недостаточна для климатических исследований. В
связи с этим в последние десятилетия широко применяются дистанционные методы измерений – как со спутников, так и с земной поверхности.
Рассмотрим подробнее методы измерения температуры воздуха. На наземной сети метеорологических станций температура воздуха измеряется на
стандартной высоте 2 м с помощью ртутного термометра в метеорологической
будке (Наставление, 1985) или с помощью термодатчиков на автоматических
метеостанциях (Руководство, 2010). Погрешность измерения температуры по
обоим видам приборов составляет не более ± 0,2 °С (Справочник, 1971). На
отечественной сети с 1966 г. принят восьмисрочный порядок наблюдений. В
метеорологической будке измерения проводятся в метеорологические сроки
каждые 3 часа. В России этот вид измерений температуры воздуха пока является основным, на сети Росгидромета автоматические метеостанции внедряются
только с 2009 года. За границей, напротив, широко распространены автомати-
14
ческие метеостанции, преимущества которых заключаются в их удобстве и высоком разрешении данных во времени.
Изменения климата в основном регистрируются на основании данных о
температуре воздуха у поверхности Земли. Для оценки средней глобальной
температуры используются данные также и о температуре поверхности океанов. Как известно, в конце XX и начале XXI веков повышение приповерхностной температуры1 происходит практически по всему земному шару (IPCC,
2013; Met Office, 2013a; Hansen et al., 2010 и др.). Аномалии глобально осреднённой приповерхностной температуры за период инструментальных измерений по данным (IPCC, 2013) приведены на рис. 1.1. За период с 1880 по 2012 гг.
глобальная приповерхностная температура повысилась на 0,85 °С (0,65–1,06
°С) со средней скоростью 0,062 ± 0,012 °С/10 лет по данным глобального архива Университета Восточной Англии СRUTEM4. Рост температуры за инструментальную эпоху происходил не монотонно, наблюдались значительные межгодовые колебания. Период климатической истории, начиная с XX века, принято делить на три интервала: потепление 1910–1945 гг., слабое похолодание
1946–1975 гг. (в некоторых источниках приводятся другие временные границы
– 1943–1965 гг. (Захаров, 1976)) и современное потепление с 1976 г. (Груза,
Ранькова, 2003). Потепление первых десятилетий XX века происходило преимущественно в высоких широтах Северного полушария, поэтому его называют «потеплением Арктики». Максимум повышения температуры в этот период
пришёлся на 30-е годы XX века, когда средняя температура в северном полушарии повысилась на 0,6 °С по сравнению с концом XIX века. Наиболее интенсивное потепление наблюдалось в районе приатлантической Арктики, особенно
в зимнее время года (Захаров, 1976). Вследствие потепления значительно сократилось количество арктического морского льда, происходило отступание
1
Глобальная приповерхностная температура – средняя из температуры приземного воздуха над континентами
(на высоте 2 м) и температуры воды поверхности океанов.
15
горных ледников и границы вечной мерзлоты (Монин, Шишков, 1979; Захаров,
1976). Считается, что одной из причин «потепления Арктики», по-видимому,
является увеличение прозрачности стратосферы в связи с отсутствием крупных
вулканических извержений, и, следовательно, рост притока солнечной радиации к поверхности Земли (Будыко, 1974; Кароль, 1988; Будыко, 1971). Ещё одной возможной причиной повышения температуры могли служить циркуляционные факторы и, в частности, понижение давления и усиление циклонической
активности в высоких широтах Северного полушария (Захаров, 1976). Стоит
отметить, что в центральных районах Азии и Африки, Австралии, а также к югу
от южного тропика в период «потепления Арктики» температура воздуха даже
немного понизилась, вопреки общей тенденции (Захаров, 1976). Такие районы
принято называть «климатической оппозицией».
Рис. 1.1. Аномалии среднегодовой приповерхностной температуры по отношению к норме за 1961–1990 по данным трёх глобальных архивов: MLOST,
HadCRUT4, GISS (IPCC, 2013).
Вслед за потеплением начала XX века в 40-х гг. наступило небольшое похолодание. К середине 50-х гг. средняя температура северного полушария понизилась на 0,2 °С (Будыко, 1971). Примерно с начала 40-х гг. началось и «по-
16
холодание Арктики», которое было столь же интенсивно, как и предшествующее потепление (Захаров, 1976). Так, понижение средних температур в среднем
за период 1951–1960 гг. по сравнению с периодом 1930–1939 гг. составило в
Арктике более 1 °С (Захаров, 1976). Похолодание сопровождалось увеличением
ледовитости Арктических морей, а также наступанием горных ледников. Климатические особенности похолодания Арктики подробно рассмотрены в работе
(Захаров, 1976).
Наиболее интенсивное изменение климата за период инструментальных
наблюдений началось в конце XX века. Оно характеризуется повышением температуры воздуха практически по всему земному шару, наиболее сильно в высоких широтах и в холодное время года (IPCC, 2013; Будыко, 1974). Исключение составляют значительные части Тихого и Южного океана, а также побережья Антарктиды, где наблюдается небольшое похолодание (IPCC, 2013). В работе (Bornstein et al., 2010) было обнаружено понижение максимальной температуры воздуха в Калифорнии в летние месяцы в среднем за период с 1969 по
2005 гг. преимущественно в прибрежных районах. Вероятной причиной этого,
по мнению авторов, служит усиление морского бриза в этом регионе.
Современное повышение температуры в Северном полушарии сопровождается комплексом различных природных изменений: сокращением площади
оледенения, как покровного, так и горного, наметившимся продвижением на
север растительных ареалов, и др. Скорость потепления за период 1979–2012 гг.
составила 0,15±0,03 °C/10 лет по данным HadCRUT4 (IPCC, 2013). Начало XXI
века было самым тёплым в истории метеорологических наблюдений, включив в
себя 11 самых тёплых лет за всю историю. В соответствии с данными архива
Университета Восточной Англии, для Земного шара самым теплым оказался
2010 год, за ним 2005 и 1998. По отношению к норме за период 1961–1990 гг.
соответствующие им аномалии равны соответственно +0,540, +0,536, +0,523 °С
(Оценочный доклад, 2014). Однако, начиная с 1998 года можно отметить некоторое замедление в темпах потепления (см. рис. 1.1), что в настоящее время ак-
17
тивно обсуждается во многих работах (IPCC, 2013; Rose, 2012; Met Office,
2013b; Easterling and Wehner, 2009; Клименко, Микушина, 2011). Тем не менее,
как отмечено в работе (Met Office, 2013b), в последние годы продолжается увеличение температуры в Арктическом регионе, повышение глобального уровня
моря (в среднем – на 3 мм в год) и теплосодержания океана. Авторы считают,
что замедление роста температуры за последние 15 лет – это лишь некоторая
«пауза» в глобальном потеплении. По данным мировых архивов слабый положительный тренд приповерхностной глобальной температуры за этот период
статистически незначим: он составляет в среднем +0,05 °С/10 лет (от -0,05 до
+0,15 °С/10 лет). Кроме того, как отмечено в некоторых работах, оценки трендов за столь короткий промежуток времени весьма сомнительны, так, например, по данным моделирования было получено, что различие может быть надежно установлено только для 30-летних и более длительных трендов (IPCC,
2013; Met Office, 2013b). В том же исследовании отмечено, что десятилетние
паузы возникают, по крайней мере, дважды за столетие в основном вследствие
внутренних флуктуаций климатической системы (Met Office, 2013b).
Для периода, предшествующего эпохе инструментальных наблюдений,
сведения о климате в настоящее время доступны с помощью различных косвенных методов. Большую роль в восстановлении климатической истории длительностью не более 2–3-х тысяч лет (для условий России – не более 1 тыс. лет)
играют исторические летописи современников (Борисенков, Пасецкий, 1988;
Будыко, 1974). Однако, в основном для восстановления климатических рядов,
предшествующих периоду человеческой истории, применяются специальные
палеоклиматические методы. В частности, широко применяются методы восстановления рядов по изотопному составу различных материалов на временных
масштабах вплоть до млн. лет. (Будыко, 1974). В качестве таких материалов используются осадочные породы, ископаемая флора и фауна (Кислов, 2001). Одними из самых распространённых методов восстановления приповерхностной
температуры на масштабе времени до нескольких сотен лет является изучение
18
строения годичных колец деревьев (дендроклиматология), а на масштабе до
300–400 тыс. лет – изучение изотопного состава кернов льда в Гренландии и в
Антарктиде.
На протяжении последнего периода геологической истории Земли, называемого голоценом, происходили существенные колебания климата. Началом
голоцена принято считать окончание последнего крупного оледенения примерно 12 тыс. лет назад. На протяжении голоцена было, вероятно, лишь два периода, когда климат был теплее современного. Наиболее существенное потепление
произошло 5–7 тысяч лет назад и получило название «климатического оптимума» или «оптимума голоцена». Во время максимума этого потепления среднегодовые температуры в Северном полушарии были выше современных на 1–3
°С (Монин, Шишков, 1979; Клименко и др., 1997).
Затем, после продолжительного периода похолодания, ещё одно заметное
потепление произошло в конце 1-го – начале 2-го тысячелетий нашей эры. Данный период получил название «средневекового оптимума» или «эпохи викингов» и датируется VIII–XIII вв. (Клименко, 2001; Монин, Шишков, 1979). Отличительными особенностями этого периода, упоминавшимися в том числе и в
средневековых летописях, было существенное сокращение льда в Арктических
районах, увеличение температуры воздуха примерно на 1–2 °С по сравнению со
средними значениями за период 1901-1960 гг. в Северной Атлантике, Европе и
Азии, уменьшение влажности и т.д. Подробная информация об этом периоде
содержится в (Клименко, 2001).
Стоит отметить, что потепление в эпоху викингов было существенно слабее, чем во время климатического оптимума голоцена. Кроме того, в оптимуме
голоцена максимальные температурные аномалии в высоких широтах достигались в летнее время года, в то время как в средневековье летние и зимние аномалии были близки друг к другу (Клименко, 2001). Несмотря на качественное
пространственное сходство, современное потепление XX–XXI веков во многом
отличается от средневекового, в частности, нынешнее потепление отличается
19
хорошо выраженной сезонной асимметрией в сторону большего роста температуры воздуха в зимний сезон. Во всяком случае, подобная асимметрия отмечалась в Московском регионе вплоть до конца XX века.
После тёплой эпохи викингов наступило похолодание, которое вошло в
историю климата как «малый ледниковый период» (Монин, Шишков, 1979).
Этот период был аналогичен похолоданиям после климатического оптимума,
однако исследован более детально. Наиболее ярким индикатором в то время
явилось состояние горных ледников — а именно, их наступание в Европе, Азии
и Северной Америке. По радиоуглеродным данным площадь ледников в XVII
веке была в 4 раза больше современной. Известны также другие многочисленные факты, подтверждающие похолодание во время малого ледникового периода, например, более частые суровые и снежные зимы в Европе, и др. (Монин, Шишков, 1979; Клименко и др., 1997).
Вопрос о причинах изменений климата в различные эпохи до сих пор остаётся дискуссионным. Многообразие факторов изменения климата можно разделить на внутренние (т.е., процессы, происходящие в самой климатической
системе) и внешние по отношению к климатической системе. Последние, в
свою очередь, подразделяются на естественные и антропогенные. К естественным причинам относятся, например, астрономические факторы, такие, как изменения солнечной постоянной, параметров орбиты Земли и т.д. В частности,
некоторые колебания климата можно объяснить изменением солнечной постоянной (Будыко, 1971; Кислов, 2001), в том числе и в современную эпоху. Существенное влияние на температуру воздуха оказывают вулканические аэрозольные частицы, которые уменьшают приходящую к поверхности солнечную радиацию и тем самым понижают температуру на несколько десятых долей °С
(Будыко, 1971). Так, в некоторых исследованиях считается, что потепление
Арктики было связано с увеличением прозрачности стратосферы в связи с отсутствием крупных вулканических извержений. Уменьшение же температуры в
40-60-х гг., однако, может объясняться уже присутствием антропогенного аэро-
20
золя, а именно пыли, попавшей в атмосферу при испытаниях ядерного оружия
(Будыко, 1971).
В настоящее время основной продолжает оставаться гипотеза о том, что
значительная часть наблюдаемого потепления XX–XXI веков объясняется дополнительным парниковым эффектом от антропогенных выбросов газов,
имеющих полосы поглощения в инфракрасной части спектра (прежде всего,
двуокиси углерода, а также метана, закиси азота, озона и др.). Эта гипотеза была сформулирована в конце 1960 гг. (Будыко, 1972; Результаты исследований,
2005; Оценочный доклад, 2008, 2014; IPCC, 2013; Cook et al., 2013). Так, при
многократном моделировании различными глобальными моделями общей циркуляции атмосферы и океана изменений глобальной температуры под влиянием
только естественных факторов, не наблюдалось потепления, сопоставимого с
реальным потеплением ХХ века, в особенности второй его половины, когда оно
было наиболее интенсивным. Включение в число факторов роста концентрации
парниковых газов и сульфатного аэрозоля приводит к согласию модельного ряда с наблюдаемым ходом температуры ХХ века, особенно последнего 30-летия
(IPCC, 2013; Результаты исследований, 2005). Стоит отметить, что глобальная
концентрация в атмосфере углекислого газа увеличилась с 280 млн-1 в доиндустриальную эпоху до 379 млн-1 в 2005 году, а в настоящее время она уже превысила 390 млн-1. По модельным расчётам удвоение CO2 в атмосфере приведёт
к увеличению глобальной температуры воздуха на 1,5–4,5 °С (IPCC,2013). Также весьма существенное влияние на повышение температуры воздуха (особенно в развивающихся странах) оказывают антропогенные аэрозольные частицы,
такие как, например, чёрный углерод (АМАП, 2008; Кароль, Киселёв, 2012).
Обнаружение антропогенной природы современного глобального потепления климата вызвало обеспокоенность у мирового сообщества и стремление к
принятию неотложных мер для стабилизации климата Земли. Так, в 1988 году
ВМО и ЮНЕП была создана Межправительственная группа экспертов по изменению климата (МГЭИК–IPCC), успешно функционирующая и в настоящее
21
время. В 1992 году была принята Рамочная конвенция ООН по изменению климата, в которую вошли 180 стран. В 1997 году был принят Киотский протокол,
страны-участники которого обязались сократить выбросы парниковых газов
или стабилизировать их на уровне 1990 года. Так, после 1991 г. в России произошло сокращение выбросов парниковых газов на 30%. Большинству стран,
участвовавших в первом этапе Киотского протокола, удалось сократить выбросы парниковых газов (Кароль, Киселёв, 2012; Всемирная конференция, 2003).
Однако снижение эмиссий СО2 во время первого этапа протокола не было достаточно эффективным, поэтому вопрос о продолжении действия Киотского
протокола остаётся весьма дискуссионным. Во втором этапе Киотского протокола Россия, а также некоторые другие страны участвовать не будут.
Имеется ряд гипотез относительно естественных причин современного
потепления (колебания солнечной радиации; прозрачности атмосферы из-за
пониженной вулканической активности; долгопериодные колебания в системе
океан-атмосфера, и др.), но ни одна из них не является общепризнанной. По некоторым данным, естественные причины современного глобального потепления составляют не более 10% наблюдаемых изменений (Оценочный доклад,
2014). Однако в последние годы с помощью моделирования получены интересные результаты о влиянии естественных факторов на глобальный климат. Так,
по оценкам (IPCC, 2013) поток радиации на верхнюю границу атмосферы увеличился на 0,05 Вт/м2, что составляет всего 2% от вклада антропогенного фактора (2,29 Вт/м2). Во многих работах исследуется влияние вулканической активности, которая понижает глобальную приземную температуру воздуха. В
конце XX – в начале XXI века на Земле не наблюдалось климатически значимых извержений вулканов. К внутренним естественным причинам изменений
климата можно отнести внутреннюю изменчивость в теплосодержании океана.
Так, во многих работах отмечено, что за последние десятилетия оно существенно возросло, в основном в низких широтах (Оценочный доклад, 2014). К
сожалению, внутренняя изменчивость в океане до сих пор неудовлетворитель-
22
но воспроизводится современными климатическими моделями, в связи с чем
влияние океана на современные климатические изменения точно оценить пока
не удаётся. В работе (Клименко, Микушина, 2011) отмечается, что современное
наблюдаемое глобальное повышение температуры является результатом совместного воздействия на климатическую систему не только антропогенных, но и
естественных факторов.
1.1.2. Изменения приземной температуры воздуха в России
Наземная наблюдательная сеть Росгидромета насчитывает 1628 пунктов
метеорологических наблюдений (Результаты исследований, 2005). В реперную
климатическую сеть включены, как правило, репрезентативные пункты с длительным рядом наблюдений, освещающие территорию, однородную в отношении метеорологического режима. В наcтоящее время насчитывается 455 таких
станций на территории РФ, стран СНГ и Балтии (URL: http://climatechange.su),
из которых 310 станций расположены на территории РФ (Доклад, 2014). Кроме
сети Росгидромета, на территории РФ также функционируют отдельные пункты метеорологических наблюдений других ведомств (Минобороны, Министерства здравоохранения и социального обеспечения и ряд других).
На рис. 1.2 приведен временной ряд среднегодовых аномалий температуры приземного воздуха, осредненных по территории России за период 1886–
2012 гг. (Оценочный доклад, 2014). Интенсивность потепления на территории
России в несколько раз превосходит среднее глобальное (Оценочный доклад,
2008; Hansen et al., 2010). Диапазон аномалий среднегодовой температуры воздуха в РФ достигает 3–4 °С, в среднем для земного шара он лишь несколько
превосходит 1 °С. Период после 1976 года выделяется как период наиболее интенсивного потепления. Самым теплым за этот период для территории России
оказался 2007 год, когда среднегодовая температура превысила климатическую
норму 1961–1990 гг. на +2,10 °С — значение, максимальное за рассматривае-
23
мый период (с 1886 года). Второй и третий максимумы среднегодовой температуры были зафиксированы в 1995 и 2008 гг., когда превышения нормы составили +2,07 °С и +1,85 °С, соответственно.
Рис. 1.2. Изменения аномалий среднегодовой температуры приземного воздуха,
осредненных по территории России, в течение 1886–2012 гг. Аномалии рассчитаны как отклонения от средних за 1961–1990 гг. Жирная кривая показывает
сглаженный ход температуры (11-летние скользящие средние). Вертикальными
отрезками показан 95%-й доверительный интервал для 11-летних средних (без
учета ошибок пространственного осреднения и нарушений однородности). Показан линейный тренд за 1976–2012 гг. (Оценочный доклад, 2014).
На рис. 1.3 представлено географическое распределение коэффициентов
линейных трендов температуры воздуха на территории РФ за 1976–2013 гг.
(Доклад, 2014). В целом за год и во все сезоны, кроме зимы, потепление продолжается на всей территории РФ. Скорость роста осредненной по РФ среднегодовой температуры составила 0,43 °С/10 лет. Наиболее быстрый рост наблюдается весной и осенью (0,53 °С/10 лет и 0,55 °С/10 лет). Наибольшая скорость
роста среднегодовой температуры отмечается на побережье Северного Ледовитого океана (более +0,8 °С/10 лет на Таймыре): здесь максимум потепления наблюдается во все сезоны, кроме лета. Летом самое быстрое потепление происходит на западе Европейской территории России южнее 55°с.ш. а также в Юж-
24
ном и Центральном Федеральных округах (+0,76 °С/10 лет и +0,75 °С/10 лет).
Минимум потепления в среднем за год и летом — на юге Западной Сибири.
Для зимы тренд за 1976–2013 гг. продолжает оставаться положительным (0,12
°С/10 лет), но статистически незначимым. Следует отметить, что рост зимней
температуры для РФ в целом прекратился в середине 1990-х гг., после чего наблюдалось ее слабое убывание (Доклад, 2014).
Рис. 1.3. Распределение коэффициентов линейного тренда среднегодовой и
средних сезонных температур на территории России за 1976–2013 гг. (Доклад,
2014).
25
Сравнение оценок линейного тренда температуры приземного воздуха за
1976–2006 и 1976–2012 гг. показало, что общий уровень трендов и основные сезонные соотношения за этот период изменились несущественно (Оценочный
доклад, 2014). Так, во все сезоны, кроме зимнего, скорость потепления несколько увеличилась, а зимой, напротив, заметно снизилась (от 0,35 до 0,18
°С/10 лет).
1.1.3. Изменения приземной температуры воздуха в Московском регионе
Первые измерения температуры воздуха были начаты в Москве в 1731
году Иоганном Лерхе (Хргиан, 1959). Регулярные измерения на метеорологических станциях были начаты здесь позднее – в 1779 году на одной из станций
Мангеймской сети. В конце XIX века на территории Москвы существовало
только две метеорологические станции, проводящие регулярные измерения, —
Обсерватория при Межевом Институте в центре Москвы и Обсерватория Михельсона в то время в северной пригородной части города. Наблюдения при
Межевом институте начались в 1853 году, и долгое время эта станция являлась
единственной в городе (Климат Москвы, 1969). Обсерватория имени Михельсона (Обсерватория при Тимирязевской сельскохозяйственной академии –
ТСХА) была основана в 1879 году и в настоящее время является старейшей
действующей метеорологической станцией в столице. Подробная информация
об истории климатических исследований в Москве содержится в книге (Климат
Москвы, 1969), а также в (Lokoshchenko, Vasilenko, 2009). В настоящее время,
не считая обсерваторий МГУ и ТСХА, в Москве и Московской области существует
16
метеостанций
(URL:
http://www.ecomos.ru/kadr22/postyMeteoMoskwaOblast.asp).
По классификации климатов Б.П. Алисова Московский регион относится
к поясу континентального климата умеренных широт, в котором преобладают
26
воздушные массы умеренных широт, трансформированные из морских и континентальных воздушных масс тропического и арктического поясов. В связи с
большой изменчивостью атмосферной циркуляции наблюдается непостоянство
погоды (Климат Москвы, 1969). В течение большей части года отмечается значительная повторяемость юго-западных и западных ветров, с которыми переносится морской воздух Атлантики. Кроме того, часто наблюдаются вторжения
арктического воздуха. Климатическая норма средней годовой температуры в
Москве (по оценке за период 1961–1990 гг.) составляет 5 °С, в Московской области — от 4 до 5 °С (Lokoshchenko, Isaev, 2003).
Самым холодным месяцем в Московском регионе, как и в других местах
с континентальным климатом, является январь. Средняя месячная температура
в пределах Московской области изменяется от -10 °С на западе до -11 °С на
востоке (Мячкова, Сорокина, 1991). Зимой восточные районы Московской области холоднее западных вследствие более сильного влияния холодного континентального воздуха из районов Сибири. В Москве среднемесячная температура января по данным (Климат Москвы, 1969) в среднем за период 1882-1960 гг.
составляла -9,5 °С в сильно застроенной
части центра и -10,5 °С на окраинах.
По данным станции МГУ в среднем за период 1961-1990 гг. среднемесячная
температура воздуха в январе составила -9,4 °С. Устойчивый период с морозами длится 110–112 дней (Мячкова, Сорокина, 1991). Абсолютный минимум
температуры в Москве наблюдался 17 января 1940 г. и составил -42,1 °С.
В тёплое время года климат Московской области определяется двумя
процессами – влиянием отрогов Азорского антициклона и циклонических образований над Азией (Мячкова, Сорокина, 1991). Наивысшая средняя месячная
температура приходится на июль. В Московской области она изменяется от +16
°С на западе до +19 °С на востоке области, в Москве составляет +18…+19 °С.
Следует иметь в виду, что в пределах большой территории, занимаемой Москвой, с разнообразными условиями застройки, степенью озеленения и формами
рельефа температура воздуха значительно колеблется в различных районах го-
27
рода (Климат Москвы, 1969). Так, западный сектор города относительно других
районов характеризуется повышенными скоростями ветров, большей продолжительностью осадков, а на юго-западе — туманов (Климат, 1995). На востоке
города отмечаются слабые и умеренные ветры, пониженное количество осадков, средние значения температуры. На севере и северо-востоке столицы наблюдаются слабые скорости ветра, не прекращающиеся ни в один сезон, и
сравнительно повышенное содержание осадков во все сезоны, кроме зимы.
Одной из основных особенностей городского климата является наличие
так называемого «острова тепла» — повышенных значений температуры воздуха в пределах города по сравнению с сельской местностью (Будыко, 1974;
Ландсберг, 1983; Кратцер, 1958 и др.; Böer, 1964). Это явление впервые было
исследовано в Лондоне в 1820 году Люком Говардом (Ландсберг, 1983). Интенсивность «острова тепла», т.е. разность значений температуры воздуха в центре
города и за городом, зависит от множества различных факторов: времени суток,
времени года, местоположения, численности населения и т.д. Как отмечено
Ландсбергом, эффект городского «острова тепла» присущ любому городу и даже посёлку, деревне и отдельным городским кварталам.
Главными причинами, определяющими формирование «острова тепла»
являются (Ландсберг, 1983): изменение альбедо земной поверхности (для городских районов оно меньше, чем для сельских, что приводит к большему поглощению солнечной радиации поверхностью); пониженное испарение в пределах города за счёт увеличения искусственно созданных поверхностей; антропогенные выбросы тепла за счёт городской деятельности; наличие в городской
атмосфере индустриальной дымки и пр. Дополнительный нагрев воздуха над
городом создаёт местную циркуляцию – так называемый «городской бриз»,
усиливая восходящие движения над центром города. В отдельные дни в крупных мегаполисах, таких как Москва и Нью-Йорк, приток антропогенного тепла
может даже в несколько раз превышать поток солнечной энергии (Будыко,
1974).
28
В средних широтах интенсивность «острова тепла» (разность между
среднегодовой температурой воздуха внутри и за пределами города) составляет
обычно 0,5–1,5 °C (Кратцер, 1958), а для больших городов, таких как например
Париж или Нью-Йорк 2,0–2,5 °С (Ландсберг, 1983). Максимальная интенсивность «острова тепла» может достигать 10–15 °C, как правило, в ночное время
суток (Кратцер, 1958; Ландсберг, 1983; Оке, 1982; Lokoshchenko, Isaev, 2003;
Адаменко, 1975). Максимальная интенсивность «островов тепла» некоторых
европейских и североамериканских городов, соотнесённая с их населением,
приведена на рис. 1.4. (Оке, 1982). По рис. видно, что даже большие сёла с населением около 1000 человек создают свои «острова тепла», а в крупных мегаполисах интенсивность «острова тепла» может достигать 12 °С. (Оке, 1982).
Заметим, что Т.Оке аппроксимировал эту зависимость линейными функциями,
тогда как аналогичное исследование М.Мягкова для европейских городов, приведённое на рис. 1.5 (Мягков и др., 2007), показало её нелинейный характер
(качественно близкий к функции квадратного корня).
Рис. 1.4. Связь между максимальной
интенсивностью «острова тепла» и
численностью населения североамериканских и европейских городов
(Оке, 1982). 1 – Европа, 2 –
Северная Америка.
Рис. 1.5. Максимальная интенсивность «островов тепла» в европейских городах (Мягков и др., 2007).
29
Вертикальная мощность островов тепла в среднем оценивается в 200–300
м, но она зависит от множества факторов, таких как скорость ветра, термическая стратификация, и т.д. (Ландсберг, 1983; Адаменко, 1975; Bornstein, 1968;
Davidson, 1967). В работе (Bornstein, 1968) отмечено, что в утреннее время в
Нью-Йорке мощность острова тепла может быть более 500 м. Обычно «остров
тепла» выделяется при картировании средней суточной температуры воздуха
или минимальной температуры воздуха, реже – максимальной температуры за
сутки (например, (Локощенко, 2012)). Однако при выявлении островов тепла
порой используются и некоторые другие дополнительные характеристики – например, даты последних и первых заморозков, высота снежного покрова, и др.
(Ландсберг, 1983). Пространственная конфигурация «острова тепла» может
быть различной, например, могут существовать несколько локальных очагов
острова тепла, отделённых друг от друга благодаря сложному рельефу, наличию водных объектов и другим местным факторам. Интересной особенностью
является наличие в городах, например в зелёных зонах, локальных «островов
холода» (Оке, 1982). Известным примером такого «острова холода» является
Императорский дворец с садами в Токио, где температура в ночные часы на несколько градусов ниже, чем в центре города (Narita et al., 2009).
Климатические особенности города Москвы за последние десятилетия
отражены в некоторых известных работах. Так, средняя годовая температура
по данным метеостанций в Москве по данным (Климат Москвы, 1969) составляла за период 1946–1965 гг. +4,1 °С, при этом отмечалось, что центральный
район — по данным станции Балчуг — имеет среднюю годовую температуру
на 1,4 °С выше, чем парковый район Измайлово. Также в (Климат Москвы,
1969) отмечена более высокая продолжительность безморозного периода в центральных районах Москвы по сравнению с окраиной города.
По данным (Климат, 1995) в среднем за 40-летний период 1950–1989 гг.
внутри города Москвы разность среднесезонной температуры составляет между центром (станция Балчуг) и периферией города (станции ТСХА и ВДНХ)
30
около 1,0 °С зимой и весной, 1,2 °С летом и 0,7 °С осенью. Разность же среднегодовых значений между центром Москвы и пригородами составляет около 1,5
°С. Центр столицы характеризуется меньшим количеством туманов, более слабыми ветрами и отсутствием низких температур, которые характерны для сельской местности. Кроме того, в загородной местности не наблюдается такого количества штилей в году, как в пределах застроенного городского пространства.
В пределах города чаще выпадают ливни и случаются грозы. Такое выделение
города Москвы на общем фоне сформировалось, по всей видимости, с конца
1950-х годов (Климат, 1995).
Климату Москвы посвящена обширная монография (Мягков и др., 2007).
Прежде всего рассмотрено историческое влияние климата на расселение и
формирование городов России, и в частности города Москвы. Подробно рассмотрено распределение различных климатических характеристик в Москве –
тепловой и радиационный баланс, поле ветра, температуры воздуха и влажности. Обсуждаются микроклиматические особенности Москвы, в частности особенности архитектурной климатологии. Обширный раздел работы посвящён
биоклиматической комфортности.
По данным работы (Lokoshchenko, 2014) интенсивность острова тепла в
среднем за инструментальный период в Москве составляет 1,5 °С. Стоит отметить, что в начале XX века интенсивность острова тепла составляла 0,5–1,5 °С,
в то время как в середине века она возросла до 1,5–2,0 °C, что может быть связано с ростом самого города. В работе показано, что наиболее ярко этот эффект
выражен зимой в годовом ходе и в ночные часы в суточном ходе. Максимальная интенсивность острова тепла вплоть до 10–14 °C была отмечена при антициклональных условиях.
Городской остров тепла Москвы по данным метеорологических станций
Москвы и Московской области рассмотрен также в работе (Рубинштейн, Гинзбург, 2003). Сравнение значений температуры воздуха на станции Балчуг со
средним значением на всех остальных станциях Москвы показало, что наи-
31
большая разность температур достигается в летнее время года. Этот факт, как
отмечают авторы, обусловлен наличием в центре города в летнее время перегретых зданий, которые не успевают остыть за ночь.
Следует отметить, что современное потепление климата наиболее интенсивно проявляется в больших городах – так, например, повышение температуры в течение XX века для Нью-Йорка составило 1,6 °С, для Москвы 2,3 °С
(Lokoshchenko, Vasilenko, 2009), для Казани 1,4 °С (Переведенцев и др., 2003) и
почти 3 °С для Токио, в то время как глобальное потепление в среднем составило 0,6–0,7 °С/ 100 лет. Такое ускорение потепления в городах, безусловно,
связано с их расширением и возрастающими темпами урбанизации.
На рис. 1.6 приведен график изменения температуры воздуха за период
инструментальных измерений в Москве (Lokoshchenko, Vasilenko, 2009 с дополнением за последние годы). Повышение температуры воздуха в пределах
Москвы составило за 225 лет (1780–2005 гг.) около 1,8 °С, а в сельской местности 0,7 °С, причём наиболее сильно потепление проявилось зимой и весной.
Рис. 1.6. Изменения среднегодовой температуры воздуха за весь период инструментальных измерений в Москве. Чёрная линия – линейный тренд, жёлтая –
параболический тренд, зелёная – кубический тренд, красная – тренд 4-й степени.
32
Как видно на рис. 1.6, на фоне долговременного тренда потепления, чётко выделяются и колебания климата различного масштаба — в частности, понижение
температуры в конце XIX – начале XX века и современное потепление, начавшееся во второй половине XX века. Заметим, что в начале XXI века в Москве,
как и в глобальных рядах температуры, заметно некоторое замедление потепления.
1.2. Изменения температуры воздуха в нижней тропосфере
1.2.1. Методы измерений температуры воздуха в нижней тропосфере
Основным методом измерений температуры на высотах в тропосфере является радиозондирование. Мировая сеть станций радиозондирования насчитывает более 900 пунктов и приведена на рис. 1.7. Радиозонды выпускаются
обычно два раза в сутки и достигают высот 20–30 км (Руководство, 2010) .
Диапазон измерений температуры по радиозонду составляет от + 60 до -90 °С,
точность: ±0,5 °С (Тимофеев, 2010). В настоящее время сформировано несколько глобальных архивов данных радиозондирования (IPCC, 2013): RATPAC –
Radiosonde Atmospheric Temperature Products for Assessing Climate (NOAA, Free
et al., 2005), HadAT (Хэдли Центр, Англия, Thorne et al., 2005), RAOBCORE and
RICH (Венский Университет, Haimberger, 2007).
В настоящее время под управлением Росгидромета на территории Российской Федерации функционируют 126 станций радиозондирования, одна
станция
в
Арктике
и
две
в
Антарктиде
(URL:
http://cao-
ntcr.mipt.ru/monitor/locator.htm). В глобальную аэрологическую сеть (ГСНК),
состоящую всего из 150 станций радиозондирования, входят только 10 станций
на территории РФ и два пункта, расположенные в Антарктике, принадлежащие
России (Иванов и др., 2004). Данные международного мониторинга показыва-
33
ют, что климатическая сеть в свободной атмосфере не в полной мере отвечает
требованиям ГСНК, особенно на севере и северо-востоке России, что не позволяет ее в полной мере использовать в качестве индикатора климатических изменений в бассейне Северного Ледовитого и Тихого океана. На рис. 1.8 приведено распределение пунктов аэрологического зондирования на территории России.
Рис. 1.7. Мировая сеть станций радиозондирования по данным ECSMF(Thorne
et al., 2010).
Изобретателем радиозонда и радиозондирования как метода для исследования атмосферы является выдающийся учёный-аэролог профессор Павел
Александрович Молчанов. Впервые идея метода радиозондов была высказана
им в 1923 г. в его научно-популярной брошюре «Воздушный океан». П.А. Молчанов предложил в 1927 г. прибор с радиопередатчиком, передающий данные
измерений по радио в пункт приёма (Иванов и др., 2012). Первый советский радиозонд системы Молчанова был выпущен 30 января 1930 г.
За границей первый успешный выпуск радиозонда собственной конструкции во Франции состоялся в мае 1930 г., в Германии — тоже в мае 1930 г., в
34
Финляндии – в 1931 г., а в США – только в 1935 г. Первая в мире сеть станций
регулярного радиозондирования атмосферы начала действовать в 1935 г. в Советском Союзе. Было организовано 17 таких станций; число их с каждым годом
увеличивалось и к 1940 г. достигло 40, а к 90-м годам XX века – 240. Подробная информация об основных этапах развития аэрологической сети России содержится в (Иванов и др., 2012).
Рис.
1.8.
Аэрологическая
сеть
России
(URL:
http://cao-
ntcr.mipt.ru/monitor/locator.htm).
В настоящее время в радиозондировании используются радиолокаторы
АВК, МАРЛ, Вектор-М и Метеорит, различные модификации радиозондов
МРЗ, а также МАРЗ, РФ-95, АК-2 и др.
Дополнительным методом измерений температуры на высотах является
измерение её с помощью различных приборов со спутников. Наиболее распространённым таким прибором является микроволновый радиометр. Принцип его
работы основан на регистрации микроволнового излучения, которое, в свою
очередь, пропорционально температуре. Одним из таких распространённых в
35
мире приборов является радиометр MSU (Microwave Sounding Units), установленный на полярно-орбитальных спутниках NOAA с 1978 года. Для получения
информации о температуре атмосферы используется излучение молекул кислорода в микроволновом диапазоне (Santer et al., 2008). Радиометрические измерения осуществляются и с наземным базированием приборов. Так, в России в
Центральной Аэрологической обсерватории для различных задач при изучении
нижнего 600-метрового слоя воздуха используется профилемер МТП-5, основанный на том же принципе (Кадыгров, 2009; Кадыгров и др., 2002; Кузнецова,
Нахаев, 2010; Кузнецова и др., 2004;). Вертикальное разрешение прибора составляет 50 м, точность измерения температуры воздуха, как и у радиозонда, –
±0,5 °С (Кадыгров и др., 2010). Многочисленные сравнения данных МТП-5 с
данными радиозондов и датчиками на высотных мачтах показали, что точность
измерения температуры воздуха не уступает контактным методам (Кадыгров,
Миллер, 2008). Подробное описание прибора содержится в работе (Нахаев,
2009).
Помимо этого, в предыдущие десятилетия был накоплен большой опыт в
использовании некоторых других методов измерений температуры – самолётного зондирования (Безуглая, 1968), аэростатного зондирования (Девятова,
1957).
Отдельную группу измерений представляют собой измерения температуры воздуха в приземном слое атмосферы на различных высотных сооружениях.
Это могут быть как специально построенные для метеорологических измерений
мачты (например, в Обнинске или в Пекине), так и высотные городские объекты, в основном используемые для других целей, но на которых попутно проводятся метеорологические измерения (Останкинская телебашня). Измерения на
таких объектах проводятся с помощью автоматических датчиков, установленных на выносных реях. Точность и достоверность отсчётов температуры воздуха зависит не только от характеристик датчиков, но и от длины выносной реи
по отношению к диаметру высотного сооружения. Для корректных измерений,
36
исключающих влияние самого сооружения, например его нагрев, длина выносной реи должна быть хотя бы в 5 раз больше диаметра самого сооружения.
Подробное описание измерений температуры воздуха на метеорологической
мачте в Обнинске и телебашне в Останкино приведено в главе 3.
1.2.2. Изменения температуры воздуха в нижней тропосфере за последние десятилетия
Как известно, современное глобальное потепление климата отмечается не
только на стандартной высоте 2 м над подстилающей поверхностью, но и в
вышележащих слоях тропосферы (IPCC, 2013). С 1958 по 2012 гг. глобальноосреднённая температура нижней тропосферы возросла на 0,159 ± 0,038 °С/10
лет по данным архива HadAT, а за период 1979–2012 гг. по спутниковым данным – на 0,131 ± 0,045 °С/10 лет (рис. 1.9).
В работе (Thorne et al., 2010) отмечено, что по данным 63 станций радиозондирования за период 1958–1987 температура воздуха в слое 850–300 гПа
возросла на 0,3 °К, причём наиболее сильный рост характерен для конца 1970-х
– начала 1980-х гг.
На рис. 1.10 приведено пространственное распределение трендов приповерхностной температуры, а также температуры воздуха в нижней тропосфере
по спутниковым данным. В отличие от глобальной приповерхностной температуры, температура нижней тропосферы изменяется более равномерно по Земному шару. Так, потепление наблюдается практически во всех районах севернее 45 градусов ю.ш. и достигает максимума в высоких широтах северного полушария (IPCC, 2013). Так, наибольшее повышение температуры воздуха в
нижней тропосфере отмечается на территории Евразии, Канады и в Арктических районах. В этих же районах наблюдается и повышение приземной температуры воздуха, кроме того, значительное повышение приземной температуры
характерно для Северной Африки, а также Средней и Центральной Азии. По-
37
видимому, данных о температуре воздуха в нижнем слое тропосферы в этих
районах Азии крайне мало, поэтому оценка здесь её изменений затруднительна
(см. рис. 1.10 б, в) . Области отрицательных трендов температуры как у поверхности земли, так и в нижней тропосфере локализованы в восточной части Тихого океана, в Южном океане и Антарктиде. Стоит отметить, что в основном это
понижение температуры является статистически незначимым.
На рис. 1.11 приведено распределение коэффициентов линейного тренда
температуры воздуха с высотой по данным глобальных архивов радиозондирования. Скорость повышения температуры воздуха в нижней и средней тропосфере (вплоть до 250 гПа) по данным всех архивов составляет 0,1–0,2 °С/10 лет
(IPCC, 2013). Далее с высотой интенсивность потепления постепенно убывает и
в нижней стратосфере сменяется похолоданием, которое на уровне 30 гПа достигает -0,7 °С/10 лет. Оценки стратосферного похолодания по данным разных
архивов радиозондирования значительно отличаются, так как растёт величина
неопределённости в оценках глобально осреднённой температуры воздуха в
нижней стратосфере.
Рис. 1.9. Аномалии глобально осреднённой температуры нижней тропосферы
по отношению к периоду 1981–2010 гг. по данным различных архивов: голубая
и красная кривые – спутниковые данные, остальные кривые – данные архивов
радиозондирования (IPCC, 2013).
38
а)
б)
в)
Рис. 1.10. Изменения среднегодовой приповерхностной температуры по данным NCDC за период 1981–2012 гг. (а), а также изменения среднегодовой температуры нижней тропосферы за период 1979–2012 гг. по данным микроволнового радиометра MSU по двум архивам данных (UAH – б и RSS – в). Знаком +
показаны ячейки, где тренд статистически значим на 90% уровне значимости.
(IPCC, 2013).
Таким образом, с середины XX века как по спутниковым данным, так и
по данным регулярного радиозондирования отмечается повышение температуры воздуха во всей толще тропосферы. Потепление тропосферы характерно для
большей части Земного шара, наибольшей интенсивности оно достигает в Арктическом регионе, в северных районах Евразии и Северной Америки. Скорость
повышения температуры воздуха в нижней тропосфере в этих районах колеб-
39
лется от 0,5 до 1,0 °С/10 лет в среднем за период с 1979 по 2012 гг. Повышение
глобально-осреднённой температуры нижней тропосферы за тот же период составляет 0,1–0,2 °С/10 лет.
Рис. 1.11. Изменения глобально осреднённой температуры воздуха на высотах в
тропосфере – нижней стратосфере по данным глобальных архивов радиозондирования за период 1979–2012 гг.
1.3.
1.3.1.
Изменения термического режима почвы и грунта
Измерения температуры почвы и грунта
Под почвой обычно понимают приповерхностный слой, сформированный
главным образом природным органическим материалом, ниже которого располагается грунт, имеющий минеральную основу. Мощность почвенного слоя в
зависимости от типа почв колеблется от 0 до 300 см. В Московском регионе
преобладают дерново-подзолистые почвы, мощность которых достигает 200–
250 см. В городах часто естественный почвенный слой нарушается антропоген-
40
ными процессами, поэтому для городов также используется термин «почвогрунты».
Основной механизм теплопередачи в почве – молекулярная теплопроводность, некоторую роль в формировании её термического режима играют также
радиационный и конвективный теплообмен (Тверской, 1951). Термический режим почвы также в значительной мере определяется состоянием поверхности, в
том числе наличием снежного покрова, рельефом, влажностью и составом почвы (Карпачевский, 1997). Так, влажность является наиболее значимым фактором, который может влиять на тепловые характеристики почвы. Теплопроводность воды в 24 раза больше теплопроводности воздуха, поэтому влажные почвы обладают большей теплопроводностью, чем сухие (Шульгин, 1972). Суточные колебания температуры почвы во влажной почве меньше, чем в сухой. Менее заметное влияние на термический режим почвы оказывают её пористость и
дисперсность, в силу их небольшого изменения в каждом типе почвы. С увеличением пористости теплопроводность почвы уменьшается (Шульгин, 1972).
Значительную роль в термическом режиме почв играет её механический состав.
Так, по механическому составу почвы подразделяются на песчаные, супесчаные, суглинистые и глинистые. Глинистые почвы, обладающие большой теплоёмкостью при малом содержании воды, нагреваются днём меньше, чем песчаные, ночью же они меньше охлаждаются (Шульгин, 1972). Весной глинистые
почвы обычно холоднее песчаных, осенью же при большом увлажнении глинистые почвы становятся теплее песчаных. Стоит отметить, что практически на
всей территории Московского региона преобладают суглинистые почвы (кроме
его восточных районов).
Температура поверхности почвы распределена по территории России квазизонально — наиболее низкая среднегодовая температура наблюдается на побережье Арктических морей азиатской части России и на севере Якутии (от -12
до -16 °С), по мере продвижения на юг температура поверхности постепенно
приобретает положительные значения, достигая максимума на побережье Чёр-
41
ного моря: +14…+15 °С. В Европейской части России самая низкая среднегодовая температура поверхности почвы наблюдается в районе Воркуты: -6…-8 °С
(Климат России, 2001).
Для измерений температуры почвы (в слое до 320 см) чаще всего используют различные виды ртутных термометров в зависимости от глубины (Кедроливанский, 1937). Гидрометеорологической службой России за более чем столетний период наблюдений собран огромный массив данных о температуре
почв на глубине до 3,2 м (Оценочный доклад, 2008). Подробное описание методики измерений температуры почвы в России см. в разделе 2.1.
На более глубоких горизонтах используются различные модификации
термометров сопротивления. Чаще всего такие измерения проводятся в скважинах в рамках геологических или геокриологических исследований или изысканий. Так, например, в зоне многолетней мерзлоты температура мёрзлых пород измеряется в воздушно-сухих или заполненных антифризом скважинах
глубиной вплоть до 100 м, закрывающихся сверху. Основное внимание уделено
мелким и средним (в соответствии с классификацией, принятой в международной программе мониторинга многолетней мерзлоты GTN/P, The Global Terrestrial Network for Permafrost) скважинам глубиной 10–25 м, расположенным в
ненарушенных условиях. Значительное количество таких скважин было пробурено и оборудовано в России для термометрических наблюдений в 1960–1980-е
годы (Оценочный доклад, 2008). В соответствии с протоколом, предлагается
проводить наблюдения двух типов: долговременные, продолжительные на
ключевых скважинах с большой частотой замеров (дневные, почасовые) и разовые периодические замеры на всех доступных скважинах (ежегодные или сезонные замеры). В России наиболее рациональной формой организации исследований явились геокриологические стационары, на каждом из которых обычно
пробурено по 5–30 термометрических скважин глубиной 10–20 м (Павлов,
2008). В настоящее время на территории России действуют около 30 таких геокриологических стационаров.
42
1.3.2. Изменения температуры почвы и грунта за последние десятилетия
Все компоненты климатической системы взаимосвязаны, поэтому одновременно с практически повсеместным повышением температуры воздуха
должно происходить увеличение температуры поверхности почвы, а также
почвы и грунта на глубинах. Рассмотрим подробнее существующие оценки изменения термического режима почвы и грунтов за период современного потепления климата в различных районах Земного шара.
Действительно, в российской и зарубежной литературе отмечаются существенные изменения термического режима грунтов за последние десятилетия. В
связи с прикладной значимостью изменчивость температуры грунтов в XX и в
начале XXI века исследуется в основном для территорий, покрытых вечной
мерзлотой. Потепление отмечается как для верхнего приповерхностного слоя
почвы, так и для более глубоких слоев грунта вплоть до десятков метров. По
данным палеоклиматических реконструкций средняя температура поверхности
Земли возросла за последние пять веков на 1,0 °С, причем на 0,5 °С только за
XX век (Pollack et al., 1998). Повышение температуры поверхности Тибетского
нагорья за период 1980–2010 гг. составило в среднем 0,6 °С/10 лет (Wu et al.,
2013). Значительное повышение температуры почвы в слое 5–150 см за период
1958–2008 гг. было отмечено в Канаде (Qian et al., 2011). В большинстве полярных районов Северного полушария регистрируется повышение температур в
более глубоких слоях мёрзлых грунтов (IPCC, 2013; Romanovsky et al., 2010a,
b). По данным (Romanovsky et al., 2010a) температура мёрзлых пород на глубине 10–20 м выросла с 1970-х гг. вплоть до 2 °С в Северной Америке, Арктике и
Северной Евразии, причём скорость повышения температуры в некоторых районах возросла за первую декаду XXI века.
Значительное повышение температуры грунтов в районах распространения многолетней мерзлоты регистрируется и на территории России (Израэль и
43
др., 2006; Павлов, 2008; Павлов, Малкова, 2009; Малкова, 2010; Малкова и др.,
2011; Zhang et al., 2001; Четвёртое Национальное сообщение, 2006; Трофимова,
2006; Васильев и др., 2008). Так, устойчивое потепление грунтов на глубинах
1,6 и 10 м отмечено на территории Европейского севера России, Сибири и
Дальнего Востока, со скоростями от +0,01 до +0,06 °С/год за период 1961–2005
гг. (Павлов, 2008). Наибольшие локальные тренды повышений температуры
грунтов (до 0,06 °С/год) в целом отмечаются для условий севера Западной Сибири, Центральной Якутии и Красноярского края (рис. 1.12). Наименьшие локальные тренды изменений температуры грунтов характерны для Европейской
части РФ и Дальнего Востока (0,008–0,021 °С/год) (Павлов, Малкова, 2009;
Оценочный доклад, 2008). Натурные данные геокриологических стационаров и
результаты численных экспериментов показывают, что коэффициент линейного
тренда современных изменений температуры криолитозоны убывает с глубиной (Павлов, Малкова, 2009; Шерстюков, 2009).
В среднем по территории России наблюдается большой разброс значений
современных трендов среднегодовой температуры верхних горизонтов мерзлых
толщ, но при этом их величина, как правило, не превышает двух третьих от
тренда температуры воздуха (Павлов, Малкова, 2011). Осредненное для севера
России в целом значение тренда температуры грунтов составило 0,03 °С/год
при тренде температуры воздуха 0,044 °С/год (Шерстюков, 2009). Региональные особенности изменений температуры воздуха и грунта существенно отличаются. Так, максимальное повышение температуры почвогрунтов наблюдается на территории Восточной Сибири, в особенности Якутии, достигая здесь
0,4–0,6 °С/10 лет. Наиболее интенсивное же повышение температуры приземного воздуха вплоть до 1,6 °С/10 лет отмечается на Арктическом побережье
Восточной Сибири и Дальнего Востока. На Европейской территории России, за
исключением южных районов по данным (Шерстюков, 2009) температура почвогрунтов повышается незначительно, до 0,1 °С/10 лет, в то время как темпера-
44
тура воздуха в центральных районах страны за период с 1976 по 2013 гг. возрастала со скоростью от 0,5 до 0,7 °С/10 лет.
Рис. 1.12. Пространственное распределение коэффициентов линейного тренда
(°C/10 лет) среднегодовой температуры почвогрунтов на глубине 160 см за
1965–2006 гг.: 1 – -0,3≤k<-0,1; 2 – -0,1≤k<0; 3 – 0<k≤0,1; 4 – 0,1<k≤0,2; 5 –
0,2<k≤0,3; 6 – 0,3<k≤0,4; 7 – 0,4<k≤0,6; 8 – станции с достоверностью тренда
≥95%; 9 – станции с незначимым трендом (Оценочный доклад, 2008; Шерстюков, 2009).
Существенные различия в значениях тренда температуры грунта по территории России представлены также и в работе (Romanovsky et. al., 2010 b), где
приведены ряды температуры грунта на основных геокриологических стационарах России. Так, по этим данным повышение температуры за последние десятилетия составляет от 0,01 до 0,08 °С/год.
Работ по изучению температурного режима почв в Центральной России
крайне мало. По рис. 1.12 видно, что повышение температуры грунта для территории Московского региона статистически значимо, но не превышает
45
+0,1°C/10 лет. В работе (Шерстюков, 2007) рассмотрены изменения температуры грунта только для одной станции Центрального региона — Костромы, где её
повышение на глубине 1,6 м составило за период 1965–2004 гг. в среднем
+0,019 °С/год.
1.3.3.
Изменения термического режима почвы и грунта в городах
Как уже было сказано выше, основной чертой городского климата является наличие острова тепла в приземном слое воздуха (раздел 1.1.3), который
возникает в основном в результате увеличенного антропогенного притока тепла
в городах. Отепляющее воздействие города проявляется не только в атмосфере,
но и на различных глубинах вплоть до нескольких десятков м (Просенков,
1970, 1972, 1974, 1978; Ferguson, Woodbury, 2004, 2007; Menberg et al., 2013a, b),
а по мнению В.И. Просенкова – даже до сотен метров (Просенков, 1978). Это
явление получило название «городского подземного острова тепла». Так, пространственные особенности термического режима на различных глубинах широко обсуждаются в иностранной литературе на примере различных городов
Северной Америки, Европы и Азии. Рассмотрим некоторые примеры изучения
подземного острова тепла по результатам зарубежных работ.
Обычно пространственные различия в температуре верхних слоёв почвы
и грунта (в пределах нескольких метров) исследуются по данным двух точек
измерений – в пределах города и за городом. Так, по данным работы (Tang et
al., 2011) разность между среднемесячной температурой почвы на станции в
черте города Нанкин (КНР) и на станции за пределами города в слое 0–150 см
за период 2009–2010 гг. составила в среднем 1,2 °С (от 0,6 до 2,0 °С). В работе
показано, что разность температур почвы существенно варьирует в течение года, достигая максимальных значений в летний и зимний период и минимальных
– весной и осенью. В Анкаре (Турция) разность значений температуры почвы
на двух станциях – в городе и за городом – на глубинах 5, 10, 20 и 50 см за пе-
46
риод 1960–2005 гг. изменялась в диапазоне от 1,8 до 2,1 °С (Turkoglu, 2010).
Кроме того, за последние 46 лет эта разность возросла в зимний период года, и,
наоборот, понизилась в летний сезон. Причиной таких изменений разности
температур, как отмечает сам Туркоглу, является увеличение потока антропогенного тепла в центре города в зимнее время года. Кроме годового хода различия в термическом режиме между городом и сельской местностью испытывают
также суточные колебания с максимумом в 21:00 и минимумом в 14:00 по местному времени. Заметим, однако, что измерения здесь проводились только 3
раза в сутки, в течение ночи измерений не было.
Более детальный
пространст-
венный анализ температуры грунта и
подземных вод описан в литературе
применительно к бóльшим глубинам.
Так, температура подземных вод под
Москвой была исследована в работах
В.И. Просенкова (1970, 1972, 1974,
1978). Подземный эффект острова тепла, выраженный в повышении температуры подземных вод в центре города, согласно В.И. Просенкову, расРис. 1.13. Распределение температуры на глубине нейтрального слоя
(около 30 м) в Московском регионе
(Просенков, 1974).
пространяется даже до глубин 250–
300 м (Просенков, 1978). Однако по
данным 35 скважин на глубине нейтрального слоя (около 30 м) просле-
живается существенная неоднородность в распределении температуры (Просенков, 1974). Интенсивность подземного острова тепла составляет на этой
глубине в среднем 5 °С, но в некоторых местах достигает даже 14,5 °С (рис.
1.13). Вблизи станций метрополитена или подземных отопительных коммуни-
47
каций среднегодовая температура может достигать +12…+15 °C, что на 3–7 °C
выше фоновых значений (Просенков, 1970). Несмотря на существенное влияние локальных факторов, В.И. Просенков отмечает формирование в целом положительной температурной аномалии под Москвой. Причины возникновения
этой аномалии заключаются не только в прямом влиянии городских антропогенных источников тепла (подземные сооружения, сброс тёплых вод, и т.д.).
Дополнительным фактором является также образование под городом депрессионной воронки из-за значительного антропогенного использования подземных
вод. Очевидно, что в центре воронки грунт более сухой и тёплый, чем на её периферии. Не вызывает удивления тот факт, что пространственное расположение положительной температурной аномалии практически совпадает с конфигурацией депрессионной воронки (Просенков, 1978).
Значительное число работ и в иностранной литературе посвящено исследованиям термического режима подземных вод в городах (Ferguson and
Woodbury, 2004; Menberg et al., 2013a, 2013b). Так, в Винипеге (Канада) по данным 40 скважин на глубине 20 метров интенсивность подземного острова тепла
в среднем составила 4–5 °C (рис. 1.14, Ferguson and Woodbury, 2007), но в некоторых местах достигала 9 °C (Ferguson and Woodbury, 2004). Ещё одно исследование термической структуры подземных вод в городах было проведено в работе (Menberg et al., 2013 a). На глубине 20 метров по данным большого числа
скважин (вплоть до 500 в Мюнхене!) в 5 из 6 немецких городов был обнаружен
эффект подземного острова тепла (рис. 1.15). Его интенсивность составила от 3
до 7 °C. Как и в предыдущих примерах, пространственная конфигурация подземного острова тепла в немецких городах сложная, с несколькими максимумами в пределах города.
Эффект подземного «острова тепла» определяется многими факторами:
тепловым потоком от зданий, изменениями в состоянии подстилающей поверхности в городах, включая меньшую её влажность вследствие искусственного
стока осадков, подземными источниками тепла, например, влиянием метропо-
48
литена, подземных туннелей, коммуникаций и др. (Котлов, 1977). Например,
поступление тепла от зданий оказывает значительный эффект на температуры
почвы и грунта в Виннипеге, в Канаде (Ferguson and Woodbury, 2004).
Рис. 1.14. Температура подземных вод на глубине 20 м в Виннипеге, Канада, в
августе 2007 г. (Ferguson and Woodbury, 2007).
По модельным оценкам при сохранении современных тенденций в среднем повышение температуры грунтов под отдельно стоящим зданием через 100
лет составит 2,0 °С. В работе показано, что распределение температуры грунтов
в определённом районе города зависит от расстояния до зданий и плотности застройки, близости к зелёным зонам и др. Ещё одним потенциальным подземным источником тепла является метрополитен. Так, по данным исследований в
Лондоне (Ampofo et al., 2004), температуры грунта вблизи станций метро на несколько градусов выше окружающих температур. Также, несмотря на теплоизоляцию, существенное влияние на термический режим грунтов оказывают
подземные коммуникации (Menberg et al., 2013a).
49
Рис. 1.15. Распределение температуры подземных вод в 6 городах Германии
(Menberg et al., 2013 a).
50
Совместный эффект современного потепления и роста урбанизации приводит к более интенсивному повышению температуры грунтов в городах. Как
отмечено, потепление наблюдается вплоть до 100 м, и значительный вклад вносит именно усиление эффекта «острова тепла» (Taniguchi et al., 2007). По данным исследований в четырёх азиатских городах (Бангкок, Сеул, Токио, Осака)
отмечено повышение температуры грунтов вплоть до 140 м в среднем на 1,8
°C–2,8 °C (Taniguchi et al., 2009). В работе (Huang et al., 2009) получено, что
потепление грунтов в Осаке существенно превышает соответствующее потепление в приземном слое атмосферы.
В настоящее время Москва занимает пятое место по численности населения в мире, и население всё ещё продолжает расти. Соответственно, эффект
подземного острова тепла по сравнению с 1970-ми годами в настоящее время
должен проявляться ещё сильнее.
1.4. Выводы по главе 1
В заключение данной главы можно сформулировать несколько общих закономерностей современного изменения климата. Наиболее интенсивное изменение климата за период инструментальных наблюдений началось в конце XIX
века. Оно характеризуется повышением приземной температуры воздуха по
всему земному шару, наиболее сильно в высоких широтах и в холодное время
года. Скорость потепления за период 1979–2012 гг.
составила 0,155±0,033
°C/10 лет по данным HadCRUT4 (IPCC, 2013). В некоторых работах отмечается,
что в последнее десятилетие потепление замедлилось. В настоящее время основной продолжает оставаться гипотеза, что значительная часть наблюдаемого
потепления XX–XXI веков объясняется парниковым эффектом от антропогенных эмиссий. Интенсивность потепления на территории России в несколько раз
превосходит глобальное – скорость роста осредненной по РФ среднегодовой
температуры за период 1976–2013 гг. составила 0,43 °С/10 лет (Доклад, 2014).
51
Современное потепление климата наиболее интенсивно проявляется в больших
городах, в Москве, например, повышение температуры воздуха на уровне 2 м
составило за период 1780–2005 гг. около 1,8 °С (Lokoshchenko, Vasilenko, 2009).
Современное глобальное потепление климата отмечается не только на
стандартной высоте 2 м над подстилающей поверхностью, но и в вышележащих
слоях тропосферы. С 1958 по 2012 гг. глобально-осреднённая температура
нижней тропосферы возросла на 0,159 ± 0,038 °С/10 лет по данным архива
HadAT (IPCC, 2013). Кроме того, в российской и зарубежной литературе отмечаются существенные изменения термического режима грунтов за последние
десятилетия. В частности, с 1970-х гг. регистрируется повышение температуры
грунтов в слое до 20 м вплоть до 2 °С в Северной Америке, Арктике и Северной
Евразии. Устойчивое потепление грунтов на глубинах 1,6 и 10 м отмечено на
территории Европейского севера России, Сибири и Дальнего Востока, со скоростями от +0,008 до +0,060 °С/год за период 1961–2005 гг. (Павлов, 2008).
Городской «остров тепла» в атмосфере распространяется до нескольких
сот метров над поверхностью земли по данным некоторых экспериментальных
исследований. Отепляющее воздействие города проявляется не только в атмосфере, но и на глубинах почвы и грунта, а также в подземных водах, что широко обсуждается в иностранной литературе на примере различных городов Северной Америки, Европы и Азии.
52
ГЛАВА 2. ТЕРМИЧЕСКИЙ РЕЖИМ ПОЧВЫ И ГРУНТА В МОСКОВСКОМ РЕГИОНЕ
Для более полной характеристики климатической системы требуются исследования не только температуры воздуха, но и температуры почвы и грунта
на различных глубинах. Помимо научных задач, данные о температуре почвы и
грунта очень важны для таких отраслей, как сельское хозяйство, строительство,
ЖКХ, и др.
Как уже было сказано в главе I, термин «почва» в почвоведении используется применительно к глубинам до 150–200 см, более же глубокие горизонты
характеризуются в основном минеральной основой, поэтому, начиная с 200 см,
используется термин «грунт». В метеорологии же традиционно принято обозначать понятием «почва» любые измерения температуры на глубинах. Однако,
применительно к горизонтам 240 и 320 см в условиях центра Европейской России, это не вполне корректно. Поэтому будем далее использовать в работе оба
термина – «почва» (применительно к глубинам 0–160 см) и «грунт» (глубже
160 см).
Термический режим почвы и грунта на глубинах и его изменения за период современного потепления климата, особенно в Центральном регионе России, изучены недостаточно (см. раздел 1.3). В данной главе будет подробно
рассмотрена динамика температуры почвы и грунта в Московском регионе за
XX – начало XXI века по данным метеорологических станций.
2.1. Измерения температуры почвы и грунта в Московском регионе
Первые в России измерения температуры почвы и грунта были начаты в
30-х годах XIX века в Метеорологической обсерватории Казанского Университета (Быховец и др., 2007). Регулярные же измерения температуры почвы и
грунта в России проводятся с конца XIX века; самые первые результаты посто-
53
янных измерений в справочных изданиях для центра европейской части страны
приведены за 1890-е годы (Быховец и др., 2007; Справочник, 1964). Так, в Московском регионе на старейшей ныне действующей станции Обсерватория
имени Михельсона такие измерения были начаты в 1898 году, а на станции
Межевой институт – годом позднее, в 1899 году. На станции МГМИ (бывшая
астрономическая обсерватория на Пресне, затем – станция ЦИП) температура
почвы начала измеряться в 1895 году, на станции же Никольское-Горушки –
даже в 1894 году, с использованием на глубинах ещё термометров в деревянной
оправе (Справочник, 1964). Заметим, что в Сибири подобные наблюдения были
начаты немногим ранее: например, в Иркутске – в 1886 г. Всего на территории
России к 1899 году насчитывалось более 100 станций, проводивших измерения
за температурой почвы и грунта. В конце XX века количество таких станций
существенно сократилось. Измерения температуры поверхности были первым
видом наблюдений за температурой почв на территории России и сохранились
до настоящего времени в перечне стандартных наблюдений на метеорологических станциях, наблюдения же за температурой почвы на различных глубинах
не являются обязательными.
Традиционные методы измерения температуры почвы подразумевают использование различных термометров в зависимости от глубины. Возможные
модификации термометров со времён первых измерений подробно описаны в
(Быховец и др., 2007). В настоящее время на сети метеорологических станций
проводится несколько видов измерений температуры почвы и грунта. Прежде
всего, в обязательном порядке для всех станций в стандартные метеорологические сроки измеряются срочная и максимальная температура поверхности с
помощью ртутных термометров и минимальная температура поверхности с помощью спиртового термометра. Кроме того, в верхнем пахотном слое в тёплое
время года проводятся измерения температур на глубинах 5, 10, 15 и 20 см (Наставление, 1985). Измерения в этом слое производятся точно так же, как и на её
поверхности, единственной их особенностью является коленчатая форма четы-
54
рёх ртутных термометров Савинова (внедрены в 1900 г.), устанавливаемых в
глубь почвы с шагом 5 см. Данный вид наблюдений является сезонным, с наступлением холодного времени года коленчатые термометры убираются, поскольку при замерзании почвы возможны их повреждения. Измерения же на
больших глубинах, начиная с 20 см, сопряжены с двумя важными методическими проблемами. Во-первых, требуется исключить или, по крайней мере,
свести к минимуму теплопередачу в вертикальном направлении. Во-вторых,
требуются термометры с большой инерцией, позволяющие произвести достоверные отсчёты. Для подобных измерений используются в основном два вида
приборов.
Рис. 2.1. Внешний вид термометров
ТПВ-50 и ТМ-10 (Наставление, 1985).
Рис.2.2. Реечный помост
для измерений температуры
почвы на глубинах.
Классическим и наиболее распространённым до сих пор способом является
погружение обычных жидкостных термометров (как правило, ртутных) на за-
55
данную глубину в специальной трубке из материала с малой теплопроводностью (рис. 2.1, рис. 2.2). Данный прибор стандартизован Росгидрометом (в
прошлом – Госкомгидрометом СССР) и известен как термометр почвенный вытяжной ТПВ-50 (Справочник, 1971) (рис. 2.1). Термометр ТПВ-50 – состоит из
почвенно-глубинного термометра ТМ-10 (рис. 2.1), защитной трубки с наконечником и деревянной штанги. Различная длина деревянных стержней и защитных трубок обеспечивает измерение температуры почвы на разных глубинах. Следует отметить, что на протяжении всей истории регулярных измерений,
начиная с конца XIX века, общепринятым материалом защитных внешних трубок был эбонит – благодаря своей малой теплопроводности. Использование
эбонитовых трубок (рис. 2.3 а) обеспечивает возможность достоверных измерений на разных глубинах, поскольку теплопередача в вертикальном направлении
крайне мала. Исключением служила только станция Никольское-Горушки, где
на заре наблюдений использовались не эбонитовые, а деревянные трубки. В самые последние годы на станциях Росгидромета начали применяться также полиэтиленовые защитные трубки из ПНД (полиэтилена низкого давления, рис.
2.3 б). В настоящее время материалом трубок служит как эбонит, так и ПНД: в
МГУ ныне используются как те, так и другие.
Заметим попутно, что толщина стенок стандартных трубок из эбонита составляет 5–6 мм, внутренний их диаметр – 26 мм, внешний – 37 мм. Новые же
трубки из ПНД, установленные в самые последние годы, значительно тоньше
(толщина стенок – лишь 3 мм), но более широкие: внутренний диаметр составляет 35 мм, внешний – 41 мм. Изменился и диаметр деревянной штанги в комплекте с защитной трубкой: если в прошлом он составлял 22 мм, то ныне он
увеличен до 26 мм.
В качестве вытяжных почвенно-глубинных термометров используется
ртутный метеорологический термометр ТМ-10 (рис. 2.1). Он представляет собой стеклянный ртутный термометр с цилиндрическим резервуаром и стеклянной шкалой. Для лучшего теплового контакта пространство между резервуаром
56
термометра и стенками наконечника штанги заполнено медными или латунными опилками, а отверстие залито воском (Наставление, 1985). Это сделано для
искусственного увеличения инерции термометра. Благодаря металлическим
опилкам термометр сохраняет свои показания в течение нескольких минут, что
даёт возможность произвести достоверный отсчёт, поднимая термометр к поверхности и вынимая его из защитной трубки. Погрешность измерения температуры данным термометром в диапазоне от 0°С до +40°С составляет ± 0,2°С, а
в диапазоне отрицательных температур от 0° до –20°С: ± 0,3°С (Справочник,
1971).
а)
б)
Рис. 2.3. Внешний вид защитных трубок (оправы) вытяжных почвенноглубинных термометров: слева – традиционные эбонитовые, справа – новые из
ПНД.
Как следует из справочных данных, на большинстве станций Московского
региона в конце XIX – начале XX века использовались глубины, кратные 50 см,
кроме только самого верхнего приповерхностного слоя: на горизонтах 25, 50,
100, 150 и 200 см. Такой порядок измерений был принят до революции на станциях Межевой Институт, Обсерватория имени Михельсона (в Советское время
– ТСХА), Щаловский сельскохозяйственный техникум, Никольское-Горушки,
Раменское Лесничество и Собакино. Измерения на глубинах с равномерным
шагом 50 см сохранялись довольно долго: так, даже на станции Яхрома, осно-
57
ванной в 1923 году, использовался этот принцип. В то же время на ныне закрытых станциях Межевой институт и МГМИ с самого начала измерений, то есть с
конца XIX века, был применён современный принцип с удвоением значения
каждой последующей глубины: 20, 40, 80, 160 и 320 см (на станции МГМИ использовался смешанный принцип с глубинами 20, 40, 80, 160 и 250 см). Заметим попутно, что на разных станциях в то время такие измерения ограничивались разными глубинами. В большинстве мест самый глубокий горизонт составлял 200 см. Однако в Щаловском техникуме использовались лишь три глубины – 25, 50 и 100 см, тогда как в Яхроме наблюдения проводились даже на
глубине 400 см.
Отсутствие в то время единого стандарта глубин затрудняет как сравнение
разных станций при анализе пространственных различий, так и сравнение данных в разное время на одной и той же станции, где порядок был изменён. К сожалению, ныне в Обсерватории Михельсона (ТСХА) измерения температуры
почвы и грунта проводятся только на современных стандартных глубинах, а на
прежних глубинах с шагом 50 см прекращены.
Вторым способом измерения температуры грунта на глубинах являются
измерения с помощью термометров сопротивления. Принцип действия таких
термометров – зависимость электрического сопротивления различных материалов от температуры. Данный вид измерений пользуется большой популярностью за границей, однако в России он не используется для регулярных измерений.
В Метеорологической обсерватории МГУ с 1954 года по настоящее время
ведутся непрерывные наблюдения за температурным режимом почвы и грунта
на одиннадцати различных глубинах, не считая поверхности. Ежедневно проводятся следующие виды наблюдений:
 измерения срочной, максимальной и минимальной температуры подстилающей поверхности в стандартные сроки наблюдений (через каждые 3 часа);
58
 измерения температуры на глубинах 5, 10, 15, и 20 см коленчатыми термометрами Савинова на специальной вспаханной площадке, площадью 46 м2
(рис. 2.4 а) в тёплое время года в стандартные сроки наблюдений;
 измерения вытяжными почвенно-глубинными термометрами на глубинах 20 см, 40 см, 60 см, 80 см, 120 см, 160 см, 240 см и 320 см одновременно на
двух участках: с обнажённой поверхностью (рис. 2.4 в, г) и под естественным
покровом (рис. 2.4 б).
а)
в)
б)
г)
Рис. 2.4. Участки для измерения температуры почвы и грунта на различных
глубинах в Метеорологической обсерватории МГУ: а) специальная вспаханная
площадка для измерения температуры почвы в слое 0–20 см; б) участок под естественным покровом для измерений температуры почвы и грунта в слое 20–
320 см; участок под обнажённой поверхностью для измерений температуры
почвы и грунта в слое 20–320 см: в) летом; г) зимой.
59
Отсчёты производятся в дневной срок один раз в сутки, кроме глубин 20 и 40
см, на которых измерения осуществляются в стандартные метеорологические
сроки (восемь раз в сутки) на участке под естественным покровом и четыре
раза – на обнажённом участке. В тёплое время года так бывает всегда, однако
при значительной высоте снежного покрова (более 15 см при его росте в начале
зимы и более 5 см при сходе весной) наблюдения по всем восьми вытяжным
термометрам на участке под естественным покровом производятся только один
раз в сутки. Заметим, что до 1970-х гг. наблюдения за температурой грунта под
естественным покровом проводились на станциях четыре раза в сутки на трёх
глубинах – не только на 20 и 40, но и на 60 см.
Участок с оголённой (обнажённой) поверхностью площадью 1220 м2 не
предусмотрен Наставлениями ни Госкомгидромета СССР (Наставление, 1985) в
прошлом, ни Росгидромета ныне, и измерения на нём являются долгосрочным
научным экспериментом, начатым ещё в 1954 году, со времени основания Метеорологической обсерватории МГУ. Ныне подобные участки используются
лишь на двух станциях в России – в МГУ и на ОГМС (объединённой гидрометеорологической станции) Иркутск. Второй такой оголённый участок в Иркутске действует с 1 ноября 1886 года, там же используется и стандартный участок
под естественным покровом. С того времени измерения на оголённом участке
проводились на четырёх глубинах «не покрытой никакой растительностью земли»: 40, 80, 160 и 320 см, а позднее, с 1913 года, – также и ещё на двух глубинах
240 и 500 см. В то время там применялись деревянные «трубы» (футляры), а резервуары термометров были облиты салом и, таким образом, «сделаны нечувствительными». В последние десятилетия в Иркутске, однако, используются
лишь семь стандартных глубин от 20 до 320 см (кроме 60 см). Здесь накоплен
самый длинный в России (и, вероятно, в мире) ряд данных о температуре грунта под обнажённой поверхностью. Однако площадь оголённого участка в Иркутске, по крайней мере ныне, составляет лишь 4×4 м2, что может приводить к
искажающему боковому влиянию окружающего участок естественного покрова
60
на показания термометров на больших глубинах. Таким образом, оголённый
участок в МГУ на сегодня – единственный показательный в России с учётом
его большой площади (в 15 раз больше, чем в ОГМС Иркутск).
Сведения о подобных экспериментальных участках, организованных в
XIX веке, содержатся в (Ваннари, 1897). Так, например, такие участки действовали в то время в Павловске и Иркутске в течение всего года, а также в летнее
время в Вышнем Волочке и в зимний сезон в Скопине. Данные о температуре
грунта (Тг) в МГУ на всех глубинах вплоть до 320 см в среднем за период 1955–
1965 гг. приведены в (Климат Москвы, 1969); за период 1977–2000 гг. – в
(Справочник, 2003), только в пахотном слое до 20 см за период 1966–1980 гг. –
в (Климат, 1995). Кроме того, данные о Тг под естественным покровом в МГУ
приведены в (Климатологический справочник, 1972).
В данной работе были также использованы значения температуры почвы
и грунта на других станциях Москвы и Московской области (Справочник, 1964;
Климатологический справочник, 1972). Самой старой из этих станций является
метеорологическая станция при Тимирязевской Сельскохозяйственной Академии (обсерватория имени В.А. Михельсона или ТСХА), которая была основана
в Москве в 1879 г. Непрерывный ряд наблюдений за температурой почвы ведётся здесь с 1898 года по настоящее время. Сначала для измерений использовались глубины 25, 50, 100, 150, 200 и 320 см, в настоящее время измерения
осуществляются на стандартных глубинах. Для нашей работы был доступен ряд
наблюдений за температурой грунта с 1898 по 1966 гг. (Справочник, 1964;
Климатологический справочник, 1972). В пределах современной Москвы были
также использованы данные станций ВДНХ, Ленино-Дачное и Балчуг.
Агрометстанция ВВЦ (ранее ВДНХ – Выставка Достижений Народного
Хозяйства)
располагается на
северо-востоке
города,
на
террито-
рии Всероссийского выставочного центра. Станция впервые была открыта 1 августа 1939 года и работала по июль 1940 года. Вновь наблюдения здесь возобновились 20 мая 1948 года, таким образом, станция имеет непрерывный ряд на-
61
блюдений за основными метеорологическими параметрами с 1948 г. Данные
наблюдений за температурой на глубинах грунта доступны за период с 1948 по
1965 гг.
Метеорологический режим центра Москвы характеризует станция «Балчуг». Эта станция основана 20 сентября 1946 года. С момента основания она не
переносилась и работает без перерывов. Название менялось: с 20 сентября 1946
года по 1 ноября 1946 года «Москва Южная», затем — «Москва, Балчуг» и с 1
августа 1956 года — «Москва Гидрометобсерватория». С 1 января 1969 года
она вновь стала называться «Москва, Балчуг». Кроме основных наблюдений на
этой станции ведутся наблюдения за загрязнением воздуха и осадков. Наблюдения за температурой почвы и грунта на отдельных глубинах доступны с 1948
по 1960 гг. Данные измерений на этой станции имеют очень важное значение
для пространственного анализа, т.к. это – единственная станция, расположенная в самом центре города, которая характеризует режим центральной части
Москвы. Кроме того, данная станция находится в зоне плотной городской застройки. Она исключительно важна с точки зрения исследований городского
«острова тепла» в столице.
В работе были также использованы данные ныне закрытой станции Ленино-Дачное, которая раньше располагалась на юго-востоке современной Москвы. Эта станция была основана 30 сентября 1951 года. Наблюдения за температурой почвы и грунта здесь доступны с 1951 по 1965 гг.
Таким образом, для анализа были выбраны 4 станции (кроме МГУ) в разных частях Москвы. В Московской области были использованы данные следующих станций с доступными рядами наблюдений: Новый Иерусалим (село
Лучинское, северо-запад Московской области, основана в 1925 г.), Можайск
(запад Московской области), Собакино (юго-запад Московской области, основана в 1921 г.), Коломна (юго-восток Московской области, работает с 1913 г.),
Кашира (юго-восток Московской области) и Павловский Посад (восток Московской
62
Рис. 2.5. Метеорологические станции, на которых проводились измерения температуры почвы и грунта на глубинах от 20 до 320 см в Московском регионе в
1960-х гг. Чёрная линия – граница Москвы в 1960 году.
области). Расположение всех станций, проводящих измерения температуры
почвы и грунта на различных глубинах в Московском регионе, приведено на
рис. 2.5.
2.2.
Экспериментальные исследования в Метеорологической
обсерватории МГУ
2.2.1. Исследования микроклиматических различий на территории
Метеорологической обсерватории МГУ
Как уже сказано выше, регулярные измерения температуры грунта в Метеорологической обсерватории МГУ были начаты в сентябре 1954 года одновременно на двух участках: под естественным покровом и под оголённой поверхностью. С 1954 года по настоящее время пространственное расположение
оголённого участка не изменилось. Участок же с естественной поверхностью в
63
1964 году был перенесён на 50 м к северо-востоку (рис. 2.6) вместе со всем
комплексом наземных метеорологических измерений. В станционной хронике
имеется соответствующая запись: «с 20 по 25 февраля 1964 года производилась
инспекция Метеорологической станции (Обсерватории МГУ) и, по согласованию с инспектором МГМО, основные наблюдения (психрометрическая будка и
осадкомер) перенесены» 29 февраля 1964 г. после 19 ч на новое место к северовостоку от старой будки. Как отмечено в хронике, «перенос наблюдений вызван тем, что, благодаря строящемуся с юго-западной стороны шестиэтажному
зданию (ныне это – корпус «А», Институт физико-химической биологии им.
Белозерского), указанные приборы в зимнее время будут затенены». В станционной книге отмечено также, что «замена флюгеров осуществлена в конце февраля», а «почвенная площадка до весны останется на прежнем месте». В дальнейшем никаких дополнительных указаний на время переноса почвенной площадки в станционной хронике нет. Ряды данных измерений температуры грунта на глубинах в КМ-3 не прерывались, и рукописных пометок в этих книжках
в 1964 году также нет. Точную дату начала наблюдений на новом участке под
естественным покровом, таким образом, определить теперь невозможно, очевидно лишь, что произошло это не ранее весны 1964 года. Поэтому было решено условно считать, что период 1954–1964 гг. охватывает наблюдения на старом участке, а с 1965 г. по настоящее время – на новом. Разумеется, общий ряд
данных о температуре грунта на глубинах под естественным покровом нельзя
считать статистически однородным. При перенесении площадки в 1964 г. в Обсерватории, по свидетельству бывших сотрудников, проводились сравнения
данных в обоих местах, однако результаты их не были опубликованы и в настоящее время, к сожалению, утеряны.
В связи с этим, в период с февраля 2012 по октябрь 2013 гг. был проведён
эксперимент по синхронным одновременным измерениям температуры грунта
на обеих площадках – старой и новой (Локощенко, Корнева, 2013). Задачей
эксперимента явилось определение поправочных коэффициентов к результатам
64
измерений на старой площадке в 1954–1965 гг. для получения однородного ряда данных за весь период.
Рис. 2.6. Спутниковый снимок территории Метеорологической обсерватории
МГУ (стрелки: 1 – здание обсерватории; 2 – участок под обнажённой поверхностью; 3 – участок под естественным покровом с 1955 по 1964 гг.; 4 – участок
под естественным покровом с 1965 г. по настоящее время; 5 – специальная
вспаханная площадка для измерений в слое 0–20 см).
Проведению эксперимента благоприятствовало то, что старый участок
под естественным покровом и основные скважины на нём сохранились до настоящего времени. Лучше всего сохранились скважины на глубинах 20, 160 и
320 см (их глубина с точностью до см соответствует глубине уровня измерений), которые и были выбраны для проведения эксперимента. На этих уровнях
на старой площадке были установлены вытяжные термометры: № 667 (глубина
20 см), №1895 (глубина 160 см) и № 807 (глубина 320 см). Далее будем условно
называть их «старыми». Весной 2012 года в связи с поломкой термометры на 20
и 160 см были заменены соответственно термометрами № 321 и № 672.
Стоит отметить, что при установке термометров возникли некоторые
проблемы. Например, самая глубокая скважина на уровне 320 см была вначале
65
не полностью свободна, из-за чего установка термометра на эту глубину была
несколько задержана. В дальнейшем, через несколько недель после начала наблюдений за температурой на этой глубине, после очередного эксперимента не
удалось извлечь штангу с термометром с новой площадки из этой скважины.
Видимо, защитная оправа здесь подверглась частичной деформации, и скважина имеет небольшой изгиб. Впоследствии, в целях безопасности, на этой глубине было решено производить серию отсчётов с перестановкой термометров
только на новой площадке, а на старой производить отсчёт только по «старому»
термометру. Таким образом, на горизонте 320 см нам доступно сравнение показаний в двух местах лишь одного термометра (№ 807); на остальных же двух
глубинах всегда имеются две пары синхронных отсчётов. Лишь один раз, 3 апреля 2012 г., на глубине 320 см было выполнено полное попарное сравнение (с
риском утери термометра), как и на остальных двух глубинах.
Ещё одна сложность заключалась в том, что на новой площадке измерений незадолго до начала эксперимента был установлен комплект новых трубок
из ПНД (на всех скважинах кроме только самой глубокой – 320 см). В связи с
этим новые деревянные штанги не удалось погрузить в старые эбонитовые
трубки на старой площадке, поскольку, как уже показано выше, их диаметр равен внутреннему диаметру старых защитных трубок. Поэтому для проведения
эксперимента на скважинах 20 и 160 см новой площадки пришлось временно
поменять новые штанги на старые (с меньшим диаметром), оснастив их более
широкими уплотнительными кольцами для дополнительной теплоизоляции.
Заметим, что, несмотря на прошедшие полвека, скважины старой площадки находятся в удовлетворительном состоянии – отсутствует течь воды и
трещины в эбоните. Заводские паспорта термометров в этих скважинах были
утеряны, однако в июне-июле 2012 г. эти термометры успешно прошли поверку
в Центральном УГМС. Полученные инструментальные поправки были введены
ко всем измерениям.
66
Эксперимент проводился с периодичностью 1–2 раза в неделю. Обычно
измерения в разных местах производятся разными приборами с введением инструментальных поправок к их показаниям. В соответствии с действующими
стандартами Росгидромета, все термометры Метеорологической обсерватории
МГУ проходят регулярную поверку в техническом отделе Центрального
УГМС. Поверка заключается в контроле показаний в условиях нулевой температуры, то есть при помещении термометров в слой тающего снега. Однако из
практики известно, что точность значений определяемой таким образом инструментальной поправки находится зачастую в пределах ± 0,2–0,3 °С. Это обстоятельство ограничивает реальную точность производимых сравнений. Особенностью же нашего эксперимента явились попеременные одновременные измерения на разных площадках посредством одних и тех же термометров. Термометры каждой из площадок одновременно переносились на соседнюю, в результате чего на каждой из глубин производилось две пары перекрёстных отсчётов – попеременно на каждой из площадок. Отсчёты производятся сначала
на новой действующей площадке на глубинах 20, 160 и 320 см, затем сразу на
тех же глубинах на старом участке, после чего термометры меняются местами.
В среднем через час берутся повторные отсчёты на обоих участках, и термометры возвращаются обратно. Такой способ проведения измерений позволяет
исключить возможную погрешность, связанную с неточной поверкой и особенностями разных приборов. В принципе подобные сравнения даже не нуждаются
во введении инструментальной поправки. Например, 27 марта 2012 г. в 15:43
был взят отсчёт на старой площадке «старыми» термометрами, которые там установлены: на глубине 20 см значения температуры составили +0,6 °С, на 160
см +4,0 °С, на 320 см +6,8 °С. После этого были взяты отсчёты на новой площадке по «новым» термометрам: на 20 см +1,0 °С, на 160 см +3,3 °С, на 320 см
+5,2 °С. Затем «старые» термометры были установлены на новую площадку, а
«новые», соответственно, на старую кроме глубины 320 см. В 16:48 были взяты
повторные отсчёты на новой площадке: 20 см +0,3 °С, 160 см +3,2 °С, 320 см
67
+5,4 °С. Значения на старой площадке по «новым» термометрам составили: на
20 см +1,2 °С, на 160 см +4,1 °С. Таким образом и по «старым» и по «новым»
термометрам разность между температурами на новом и старом участке на 3-х
глубинах отрицательная, т.е. старая площадка была устойчиво теплее (см. табл.
2.1). Практически всегда отсчёты производятся в 15:40 по московскому времени, что позволяет сравнить их со станционным отсчётом наблюдателя, который
производится в 15:35. Для дополнительной проверки после возвращения термометров на свои исходные места через час берётся третья серия отсчётов на
обеих площадках. Примеры различных отсчётов в рамках эксперимента приведены в таблице 2.1.
Период выдержки термометров (1 час) был определён экспериментальным путём как время инерции вытяжных термометров. После нескольких первых экспериментов с периодом выдержки меньше часа (15, 30 и 45 мин), путём
анализа полученных различий в температурах грунта эти измерения (до 24 февраля 2012 г.) были отбракованы, и наиболее оптимальным временем выдержки
термометров принято было считать один час. Следует отметить, что в летнее
время года, когда температура воздуха была выше +25 °С, на глубине 20 см
прослеживался явный суточный ход, поэтому время выдержки термометров для
этой глубины было сокращено до 30–40 мин. Зимой же, при сильных морозах,
время выдержки, наоборот, было увеличено до 90 мин.
Предварительные результаты эксперимента для каждой глубины и отдельно за тёплый и холодный период года приведены на рис. 2.7. Как известно,
к условиям тёплого и холодного сезонов в климатологии принято относить периоды соответственно с мая по сентябрь и с ноября по март. Условия переходных месяцев – апреля и октября – отличаются своеобычием, вследствие чего
эти месяцы, как правило, рассматриваются отдельно. Однако в данном случае
границами тёплого и холодного сезонов условно считаются середина апреля и
середина октября (15/IV и 15/X).
68
Таблица 2.1. Разности значений температуры на новом и старом участках по
данным сравнительного эксперимента в МО МГУ по показаниям старых
термометров и новых термометров (значения в скобках).
Глубина, см
Глубина, см
№
Дата
20 см
160 см
320 см
№
Дата
20 см
160 см
320 см
1
24.02.12
-0,3 (-0,3)
-0,7 (-0,9)
-1,6
36
07.12.13
-0,2(-0,2)
-0,6
2
28.02.12
-0,3 (-0,4)
-0,8 (0,2)
-1,3
37
14.12.13
-0,3(0,7)
3
02.03.12
-0,3 (-0,3)
-0,7 (-0,7)
-1,5
38
21.12.13
-0,4(-0,3)
-0,6(-0,8)
-1,4
4
06.03.12
0,4 (-0,3)
-0,7 (-1,3)
-1,4
39
25.12.13
-0,2(-0,2)
-0,8(-0,5)
-1
5
13.03.12
0,8 (-1,0)
-0,8 (-0,8)
-1,5
40
28.12.13
-0,2(-0,2)
-0,8(-0,8)
-1,2
6
16.03.12
-0,3 (-0,3)
-0,7 (-0,8)
-1,5
41
08.01.13
-0,3(-0,2)
-0,8(-0,9)
-1,4
7
20.03.12
-0,4 (-0,2)
-0,7 (-1,0)
-1,4
42
23.01.13
-0,2(-0,1)
-0,7(-0,7)
8
27.03.12
-0,3 (-0,2)
-0,8 (-0,8)
-1,4
43
24.01.13
-0,2(-0,1)
-0,7(-0,8)
-1,2
9
03.04.12
(-0,3)
-0,8 (-0,7)
-1,4 (-1,5)
44
27.01.13
-0,2(-0,5)
-0,5(-0,8)
-1,5
10
10.04.12
-0,4 (-0,2)
-0,7 (-0,7)
-1,4
45
02.02.13
-0,2(-0,1)
-0,7(-0,7)
-1,7
11
23.04.12
2,4 (1,6)
-0,1 (-0,2)
-1,1
46
09.02.13
-0,2(-0,3)
-0,7(-0,7)
-1,5
12
04.05.12
2,9 (1,0)
0,0 (0,2)
-0,8
47
12.02.13
-0,2(-0,2)
-0,7(-0,6)
-1,4
13
12.05.12
2,0 (1,6)
0,5 (0,1)
-1,5
48
19.04.13
2,8 (1,8)
14
15.05.12
1,6 (0,4)
0,3 (0,1)
-0,4
49
23.04.13
2,1 (1,0)
0,0
15
21.05.12
3,3 (2,1)
0,3 (0,3)
0,1
50
26.04.13
1,8 (0,9)
0,0
16
26.05.12
1,9 (0,9)
0,3 (0,2)
-0,2
51
30.04.13
0,3 (0,2)
0,1 (0,3)
17
31.07.12
2,0 (1,1)
0,0 (0,0)
0,0
52
10.05.13
2,0 (1,1)
0,3 (0,0)
18
02.08.12
1,1 (1,1)
0,0 (0,0)
0,2
53
17.05.13
1,5 (0,9)
0,0 (0,1)
19
03.08.12
1,7 (0,7)
0,3 (-0,1)
0,2
54
24.05.13
0,5 (-0,4)
0,2 (-0,1)
20
07.08.12
2,0 (0,9)
-0,1 (0,3)
0,1
55
30.05.13
1,3 (1,6)
0,1 (-0,1)
21
08.08.12
1,8 (0,9)
0,1 (0,0)
-0,4
56
11.06.13
1,8 (1,2)
0,3 (0,2)
22
20.08.12
-0,1 (-0,2)
0,0 (-0,1)
0,2
57
14.06.13
1,0 (0,6)
0,1 (0,2)
23
14.09.12
1,2 (0,5)
-0,2 (0,0)
-0,1
58
18.06.13
0,3 (0,1)
0,3 (0,3)
24
28.09.12
1,2 (0,4)
-0,2 (0,2)
-0,1
59
24.06.13
2,6 (1,6)
0,1 (0,1)
25
05.10.12
0,3 (0,1)
-0,2 (-0,3)
-0,2
60
05.07.13
2,0 (1,6)
0,4 (0,1)
26
10.10.12
-0,5 (-0,6)
-0,3 (-0,2)
61
09.07.13
0,5 (-0,1)
0,3 (0,2)
27
12.10.12
-0,3 (-0,9)
-0,3 (-0,2)
-0,3
62
12.07.13
1,2 (0,8)
0,3 (0,2)
28
14.10.12
-0,6 (-0,7)
-0,3 (-0,4)
-0,3
63
16.07.13
0,7 (0,3)
0,4 (0,3)
29
16.10.12
0,0 (-0,1)
-0,4 (-0,5)
-0,2
64
19.07.13
1,0 (0,2)
0,3 (0,2)
30
21.10.12
0,0 (-0,2)
-0,4 (-0,4)
-0,4
65
21.07.13
-0,5(-0,3)
0,2 (0,3)
31
24.10.13
-1,0 (-0,8)
-0,4 (-0.3)
-0,5
66
23.07.13
0,3 (-0,1)
0,2 (0,2)
32
09.11.13
0,0 (-0,4)
-0,5(-0,5)
-0,6
67
25.07.13
0,6 (0,2)
0,1 (0,2)
33
15.11.13
0,0 (-0,2)
-0,6
68
26.09.13
-0,5(-0,6)
-0,1 (-0,2)
34
20.11.13
-0,4(-0,6)
-0,6(-0,6)
-0,8
69
02.10.13
-0,2(-0,4)
-0,3 (-0,3)
35
23.11.13
-0,7(-0,5)
-0,6(-0,4)
-0,8
70
04.10.13
-0,4(-0,4)
-0,4 (-0,4)
-1,2
69
По результатам эксперимента выяснилось, что значения Тг на старой и
новой площадках значительно отличаются, причём на глубине 20 см их разность на обеих площадках даже меняет знак в зависимости от сезона (рис. 2.7
а). В холодный сезон здесь Тг на старой площадке практически всегда была
больше, чем на новой, в среднем на 0,3 °С. В тёплое время года, напротив, значения Тг на старой площадке были меньше, чем на новой, в среднем на 1,0 °С
(от 0,7 до 1,3 °С). Горизонт 20 см расположен недалеко от поверхности почвы,
поэтому данные различия могут объясняться микроклиматическими особенностями – более открытой местностью на новой площадке и большей её освещённостью летом в дневные часы. Примечательно, что несколько серий измерений
летом при пасмурной погоде показали очень близкие значения Тг на глубине 20
см в обоих местах, а в отдельные дождливые дни их разность даже меняла знак
– на старой площадке значения оказывались больше, чем на новой. Например,
такая закономерность наблюдалась 21 июля 2013 года, когда весь день преобладала пасмурная погода, и шёл дождь (табл. 2.1, эксперимент № 65).
На глубине 160 см в холодный период года Тг на старой площадке была
устойчиво больше, чем на новой – в среднем на 0,6 °С (рис. 2.7 б слева). В тёплое же время года значения в обоих местах практически совпали: Тг на новой
площадке оказалась в среднем больше всего на 0,1 °С, что находится в пределах точности измерений (рис. 2.7 б справа). На самом глубоком горизонте измерений – 320 см – в течение всего года старая площадка была теплее, чем новая (рис. 2.7 в). Разность температур в холодный период составила в среднем
1,2 °С, а в тёплый сезон 0,3 °С.
В холодный период года разность значений Тг на обеих площадках может быть связана с отепляющим влиянием подземных коммуникаций. Действительно, приблизительно в 20 м от старой площадки, вдоль улицы Академика
Хохлова, на глубине 2 м проходит теплотрасса (см. фрагмент инженерной карты-схемы в приложении). Она представляет собой две трубы по 500 мм диаметром. В теплое время года вода в трубах холодная, в то время как в холодное
70
а) Глубина 20 см;
б) Глубина 160 см;
в) Глубина 320 см;
Рис. 2.7. Сравнение значений температуры грунта на участке с естественной
поверхностью и оголённой поверхностью за холодный (24.02.2012–10.04.2012 и
16.10.2012–12.02.2013) и тёплый (23.4.2012–14.10.2012 и 19.04.2013–
04.10.2013) периоды года: а) на глубине 20 см; б) на глубине 160 см; в) на глубине 320 см. Розовые квадраты – значения температуры по новым термометрам, синие ромбы – по старым термометрам. Чёрная линия – линия связи «один
к одному».
71
время года температура воды здесь может достигать 128 °С. Несмотря на то,
что трубы находятся в теплоизоляционном железобетонном коробе, полностью
влияния на температуру прилежащих грунтов исключать нельзя. В пользу
предположения о её влиянии в качестве внешнего источника тепла говорит как
превышение зимой значений на ближайшей к теплотрассе старой площадке, так
и выявленное увеличение разности Тг с глубиной.
Для проверки влияния теплотрассы были проведены дополнительные
синхронные измерения температуры грунта на глубине 20 см в четырёх точках
вдоль линии, соединяющей новую площадку с улицей Академика Хохлова (рис.
2.8). Для этого на расстоянии 6 м и 12 м соответственно от скважины 20 см на
старой площадке в направлении улицы академика Хохлова были пробурены
ещё 2 скважины и установлены термометры на глубине 20 см. Однако результаты этих измерений не показали значимых различий в значениях температуры
по мере приближения к теплотрассе (таблица 2.2). Практически все значения Тг
Рис. 2.8. Схема эксперимента по сравнению значений Тг на глубине 20 см на
территории Метеорологической обсерватории МГУ: 1 – новая площадка, 2 –
старая площадка, 3 – новая скважина в 6 м от старой площадки, 4 – новая скважина в 20 см от забора обсерватории и обочины улицы Академика Хохлова.
различаются в разных точках в пределах инструментальной поправки к термометрам (на 0,2–0,3 °С). Кроме того, в некоторые дни (например, 20 октября
2012 года) на самой ближайшей к теплотрассе точке (номер 4 в таблице 2.2)
значения температуры даже ниже, чем на старой площадке, что говорит о том,
что, по крайней мере, на данной глубине влияние внешнего источника тепла не
прослеживается.
72
Кроме того, каждый раз при включении осенью и выключении весной
отопления нами проводились учащённые серии измерений, но однозначных
связей обнаружено не было. Так, хотя отопление весной 2013 г. выключили
только 30 апреля, значения Тг на новой площадке 19, 23 и 26 апреля на глубине
20 см были уже больше, чем на старой площадке, а на глубине 160 см совпали
на обеих площадках. С другой стороны, осенью того же года отопление в МГУ
было включено 02 октября, но уже 26 сентября Тг на глубинах 20 и 160 см на
старой площадке превышала соответствующие значения на новой. Таким образом, предположение о преобладающем влиянии теплотрассы не находит однозначного подтверждения. Возможно, различия в температурном режиме обеих
площадок связаны также с локальными особенностями почвенного профиля,
например, различными условиями увлажнения почвы, отличиями в её гранулометрическом составе, и т.д.
По результатам проведённого эксперимента по сравнению площадок в
2012–2013 гг. была определена поправка к среднегодовым значениям Тг на старой площадке за период с 1955 по 1964 годы. Теплотрасса была заложена ещё
при строительстве новых зданий МГУ на Ленинских горах в 1954 г., условия
измерений температуры грунта здесь не менялись, так что результаты наших
измерений на старой площадке можно соотнести с полученными на ней данными до 1965 года. Поправка была определена отдельно для каждого месяца, а затем получено среднегодовое значение. Оно было интерполировано по всему
почвенному профилю на глубины, не задействованные в эксперименте. Таким
образом, ряд Тг на всех глубинах за период с 1955 по 2013 теперь, с введением
поправки, можно считать статистически однородным. Пример исходного ряда и
исправленного для глубины 20 см приведён на рис. 2.9. Аналогичные ряды для
всех измеряемых глубин приведены на рис 2.27.
73
Таблица 2.2. Значения температуры почвы на глубине 20 см по данным 4-х
термометров, расположенных вдоль линии «новая площадка» – улица академика Хохлова, °С.
Дата
17.10.2012
20.10.2012
23.10.2012
Время
17:30
18:10
19:15
17:00
17:30
18:10
19:15
17:00
17:30
18:10
19:15
16:42
17:50
18:33
16:42
17:50
18:33
16:42
17:50
18:33
13:54
14:45
18:14
21:15
23:42
13:54
14:45
18:14
21:15
23:42
Номер точки
Номер
термометра
Дата
1
10,2
2
3
4
10,5
10,6
10,5
10,8
321
9,6
9,9
10,2
9,8
127
10,8
11,0
10,8
3148
11,3
11,2
11,5
321
10,6
10,4
10,8
127
7,4
8,4
7,1
8,0
7,0
321
8,8
8,2
8,2
7,8
8,2
Номер точки
1
19.11.2012
10,3
10,3
3148
Время
Номер
термометра
27.11.2012
14:29
15:29
16:18
20:18
14:29
15:29
16:18
20:18
16:41
17:46
18:26
19:43
20:49
16:41
17:46
18:26
19:43
20:49
2
3
127
4
3,7
3,8
3,5
3,6
321
3,8
3,9
3,4
3,7
127
2,2
2,1
1,8
2,2
2,2
321
2,1
2,2
2,2
1,8
2,0
74
Рис. 2.9. Ряд данных о среднегодовой температуре грунта в МГУ за период
1955–2013 гг. на глубине 20 см под оголённым участком, под естественным покровом без поправки, под естественным покровом с введением поправки.
2.2.2. Исследование влияния материала защитных трубок вытяжных
термометров на измерения температуры почвы и грунта
Ещё одной задачей нашей работы явилось методическое исследование
возможного влияния материала защитного футляра вытяжных почвенноглубинных термометров ТПВ-50 на проводимые измерения. В последние годы
Росгидрометом на сети внедряются новые футляры из полиэтилена низкого
давления (ПНД) взамен традиционных эбонитовых. Ранее, на протяжении всей
истории измерений, начиная с конца XIX века, общепринятым материалом защитных внешних трубок служил эбонит – благодаря своей малой теплопроводности, а на некоторых станциях на заре наблюдений использовались также деревянные трубки (Справочник, 1964). Заметим, что коэффициент теплопровод-
75
ности обычного эбонита составляет 0,16, древесины – 0,15, а полиэтилена –
0,36–0,43 Вт/(м · К). Таким образом, традиционные материалы близки по своим
свойствам теплопередачи, тогда как у новых футляров теплопередача больше.
Кроме того, как уже сказано выше, в трубках новой конструкции, производимых ОАО «Эколог», возросла величина зазора между штангой и внутренней
поверхностью защитной трубки, а также увеличился диаметр самих трубок
(рис. 2.3).
Для проверки возможной погрешности, связанной с изменением материала защитных трубок, в Метеорологической обсерватории МГУ зимой 2012–
2013 гг. были проведены специальные методические сравнения измерений температуры грунта в футлярах старого и нового образца (Локощенко, Корнева,
2013). Для сравнения был выбран горизонт 160 см – достаточно глубокий для
надёжных измерений, поскольку ход температуры здесь сглаженный и суточная
изменчивость отсутствует. С этой целью 02 декабря 2012 г. рядом со стандартной скважиной
на глубине 160 см, оснащённой с 2011 года новым полиэтиленовым футляром, была пробурена
новая скважина до той же глубины и установлен
эбонитовый футляр старого образца. Глубина
нахождения резервуаров обоих термометров составила ровно 160 см в обоих местах с возможной погрешностью измерений не более ±1 см
(измерение длин наземной части обеих трубок с
Рис. 2.10. Синхронные из- помощью стандартной рулетки было проведено
мерения на глубине 160 см
на участке под естествен- 02 декабря 2012 г.). Расстояние между скважиным покровом в Метеоро- нами (рис. 2.10) составило 36 см с учётом необлогической обсерватории
ходимого хода ручки бура.
МГУ.
Сравнение данных в условиях разных трубок было проведено двояко. На
первом этапе сравнивались показания разных термометров, установленных в
76
обеих трубках, с учётом их инструментальных поправок. Оба термометра проходят регулярную поверку в Центральном УГМС. Всего было проведено 50
парных синхронных отсчётов в дневной срок измерений в период с 14 декабря
2012 года по 15 февраля 2013 г. Результаты приведены в таблице 2.3. На рисунке 2.11 приведено графическое представление результатов с учётом введённых
поправок. Красной линией показан линейный тренд, чёрной – линия связи
«один к одному». Как видно, связь чрезвычайно тесная, линейный коэффициент
Таблица 2.3. Сводные результаты сравнений температуры грунта в футлярах из
разного материала на горизонте 160 см.
№
Дата
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
14 дек
15 дек
16 дек
17 дек
18 дек
19 дек
20 дек
21 дек
22 дек
24 дек
25 дек
26 дек
27 дек
29 дек
31 дек
1 янв
3 янв
4 янв
5 янв
8 янв
9 янв
10 янв
11 янв
12 янв
13 янв
Полиэтиленовый футляр,
термометр
ТМ-10
№
1955
6,4+0,0=6,4
6,4+0,0=6,4
6,3+0,0=6,3
6,2+0,0=6,2
6,2+0,0=6,2
6,1+0,0=6,1
6,1+0,0=6,1
6,0+0,0=6,0
6,0+0,0=6,0
5,8+0,0=5,8
5,8+0,0=5,8
5,8+0,0=5,8
5,6+0,0=5,6
5,5+0,0=5,5
5,4+0,0=5,4
5,2+0,0=5,2
5,2+0,0=5,2
5,2+0,0=5,2
5,2+0,0=5,2
5,0-0,1=4,9
5,0-0,1=4,9
4,9-0,1=4,8
4,9-0,1=4,8
4,9-0,1=4,8
4,9-0,1=4,8
Эбонитовый
футляр,
термометр
ТМ-10 №
1051
№
Дата
6,5-0,2=6,3
6,4-0,2=6,2
6,3-0,2=6,1
6,3-0,2=6,1
6,3-0,2=6,1
6,1-0,2=5,9
6,1-0,2=5,9
6,0-0,2=5,8
5,9-0,2=5,7
5,6-0,2=5,4
5,8-0,2=5,6
5,8-0,2=5,6
5,6-0,2=5,4
5,5-0,2=5,3
5,4-0,2=5,2
5,2-0,2=5,0
5,2-0,2=5,0
5,2-0,2=5,0
5,0-0,3=4,7
5,0-0,3=4,7
5,0-0,3=4,7
4,9-0,3=4,6
4,9-0,3=4,6
4,8-0,3=4,5
4,8-0,3=4,5
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
38
39
40
41
42
43
44
45
46
47
48
49
50
15 янв
17 янв
18 янв
20 янв
22 янв
23 янв
24 янв
28 янв
29 янв
30 янв
1 фев
2 фев
3 фев
4 фев
5 фев
6 фев
7 фев
8 фев
9 фев
10 фев
11 фев
12 фев
13 фев
14 фев
15 фев
Полиэтиленовый футляр,
термометр
ТМ-10
№
1955
4,8-0,1=4,7
4,7-0,1=4,6
4,7-0,1=4,6
4,6-0,1=4,5
4,6-0,1=4,5
4,5-0,1=4,4
4,5-0,1=4,4
4,4-0,1=4,3
4,5-0,1=4,4
4,4-0,1=4,3
4,4-0,1=4,3
4,3-0,1=4,2
4,3-0,1=4,2
4,3-0,1=4,2
4,3-0,1=4,2
4,3-0,1=4,2
4,3-0,1=4,2
4,3-0,1=4,2
4,2-0,1=4,1
4,2-0,1=4,1
4,2-0,1=4,1
4,2-0,1=4,1
4,2-0,1=4,1
4,1-0,1=4,0
4,1-0,1=4,0
Эбонитовый футляр,
термометр
ТМ-10 № 1051
4,8-0,3=4,5
4,6-0,3=4,3
4,7-0,3=4,4
4,6-0,3=4,3
4,6-0,3=4,3
4,5-0,3=4,2
4,5-0,3=4,2
4,4-0,3=4,1
4,4-0,3=4,1
4,3-0,3=4,0
4,4-0,3=4,1
4,3-0,3=4,0
4,3-0,3=4,0
4,3-0,3=4,0
4,2-0,3=3,9
4,2-0,3=3,9
4,2-0,3=3,9
4,2-0,3=3,9
4,1-0,3=3,8
4,2-0,3=3,9
4,1-0,3=3,8
4,1-0,3=3,8
4,2-0,3=3,9
4,1-0,3=3,8
4,1-0,3=3,8
корреляции составляет 0,997, однако наблюдается систематическое смещение
данных в сторону их завышения в полиэтиленовом футляре (или занижения в
77
эбонитовом). Заметим, что следствием большей теплопроводности в футляре
нового образца должно было быть смещение оценок в противоположном направлении. Обратим внимание также на тот факт, что средняя величина смещения оценок по всему ряду составляет около 0,2 ºС – значение, очень близкое к
величине поправки термометра в эбонитовом футляре (таблица 2.3). Нельзя исключить, что причиной смещения служит неточная поправка к одному из термометров (или к обоим).
Рис. 2.11. Сравнение температуры грунта на глубине 160 см в полиэтиленовом
и эбонитовом футлярах с учётом инструментальных поправок за период 14 декабря 2012 г. – 15 февраля 2013 г.
Рассмотрим также рис. 2.12, на котором те же самые результаты приведены уже в исходных значениях, без введения поправок. Как видно, при той же
высокой степени связи (значение коэффициента корреляции осталось таким же
с точностью до 0,001) смещения оценок уже не отмечается, линейный тренд
практически совпадает на рисунке 2.12 с биссектрисой (линией связи «один к
одному»). Таким образом, возникает неопределённость в интерпретации результатов. Если поправки определены неточно, то наши данные свидетельст-
78
вуют об отсутствии статистически значимого искажающего влияния полиэтилена низкого давления на достоверность отсчётов.
Рис. 2.12. Сравнение температуры грунта на глубине 160 см в полиэтиленовом
и эбонитовом футлярах по исходным отсчётам (без учёта инструментальных
поправок) за период 14 декабря 2012 г. – 15 февраля 2013 г.
Более корректное сравнение заключается в попеременной перестановке
термометров из одного футляра в другой. В нашем случае было возможно переставить из одной скважины в другую только одну штангу – старого образца для
эбонитового футляра, поскольку диаметр новой штанги больше и практически
совпадает с внутренним диаметром эбонитового футляра.
Поэтому вторая
часть сравнений заключалась в специальных экспериментах по попеременным
измерениям в обеих скважинах с помощью одного и того же термометра. Идея
заключается в том, что, независимо от точности инструментальной поправки,
она заведомо одна и та же при измерениях одним и тем же прибором. Следует
оговорить, что нам приходилось помещать термометр на штанге старого образца в новый футляр с большим поперечным сечением (на 9 мм). Таким образом,
зазор между штангой и футляром превышал обычный стандарт. Однако штанга
79
была оснащена дополнительным термоизоляционным кольцом из плотного
войлока, что предотвращало возможную погрешность в измерениях вследствие
стока вниз вдоль профиля холодного приповерхностного воздуха. Таких экспериментов было проведено восемь, результаты их обобщены в таблице 2.4. Приведём один пример. Двадцать второго января в 17:14 исходные отсчёты по термометрам №№ 1955 и 1051 соответственно в новом полиэтиленовом и в старом
эбонитовом футлярах совпали, составив +4,6 ºС. С учётом поправок отсчёты
равны соответственно +4,5 ºС и +4,3 ºС. Кажется, что в старом футляре температура ниже. Однако термометр № 1051 был переставлен из эбонитового в полиэтиленовый футляр, и спустя полтора часа, в 18:44, показал то же самое значение: +4,6 ºС (с учётом поправки +4,3 ºС), после чего термометры были вновь
установлены на своих обычных местах. Заметим, что в условиях морозной погоды даже быстрый отсчёт ведёт к остыванию термометра и к затоку холодного
воздуха в глубь скважины, так что требуется значительная по времени выдержка с учётом инерции прибора и необходимого времени для восстановления теплового равновесия. Для большей надёжности вывода в 19:58 были произведены
повторные отсчёты по обоим термометрам, которые снова совпали с предыдущими. Таким образом, термометр № 1051 показал одно и то же значение +4,6
ºС (с поправкой +4,3 ºС) как в новом полиэтиленовом футляре в 18:44, так и в
старом эбонитовом – причём как до, так и после перестановки.
На рисунке 2.13 значение температуры в полиэтиленовой трубке (горизонтальная ось) сопоставлено со средним значением из двух отсчётов в эбонитовой трубке. Как видно из таблицы 2.4 и рис. 2.13, в шести случаях из восьми
значение температуры грунта в полиэтиленовом футляре совпало со значениями в эбонитовом футляре, полученными как до, так и после перестановки. В
третьем эксперименте 12 января 2013 г. значение в полиэтиленовом футляре
оказалось на 0,1 ºС меньше, чем в эбонитовом и до, и после перестановки (+4,5
ºС и +4,6 ºС соответственно). Ещё один раз, во втором эксперименте 11 января,
значение в полиэтиленовой трубке совпало со вторым отсчётом в эбонитовой
80
Таблица 2.4. Сводные результаты сравнений температуры грунта с попеременной перестановкой термометров в футлярах из разного материала на горизонте
160 см.
№
Дата
Время
1
24 дек
16:50
18:10
19:40
2
11 янв
15:44
16:56
18:06
3
12 янв
16:47
18:15
20:28
4
13 янв
16:36
18:07
20:18
5
22 янв
17:14
18:44
19:58
6
28 янв
16:53
18:01
19:46
7
10 фев
16:40
17:45
19:40
8
22 фев
17:17
18:25
20:02
Полиэтиленовый
футляр,
термометр
ТМ-10 № 1051
№ 1955
5,8+0,0 = 5,8
№ 1051
5,8 - 0,2 = 5,6
№ 1955
5,9+0,0 = 5,9
№ 1955
4,8-0,1 = 4,7
№ 1051
4,9-0,3 = 4,6
№ 1955
4,9-0,1 = 4,8
№ 1955
4,9-0,1 = 4,8
№ 1051
4,8-0,3 = 4,5
№ 1955
4,9-0,1 = 4,8
№ 1955
4,9-0,1 = 4,8
№ 1051
4,8-0,3 = 4,5
№ 1955
4,8-0,1 = 4,7
№ 1955
4,6-0,1 = 4,5
№ 1051
4,6-0,3 = 4,3
№ 1955
4,6-0,1 = 4,5
№ 1955
4,5-0,1 = 4,4
№ 1051
4,4-0,3 = 4,1
№ 1955
4,5-0,1 = 4,4
№ 1955
4,2-0,1 = 4,1
№ 1051
4,2-0,3 = 3,9
№ 1955
4,3-0,1 = 4,2
№ 1955
4,0-0,1 = 3,9
№ 1051
4,0-0,3 = 3,7
№ 1955
4,0-0,1 = 3,9
Эбонитовый
футляр,
термометр
ТМ-10 № 1051
№ 1051
5,7- 0,2 = 5,5
№ 1051
5,9 - 0,2 = 5,7
№ 1051
4,8-0,3 = 4,5
№ 1051
4,9-0,3 = 4,6
№ 1051
4,9-0,3 = 4,6
№ 1051
4,9-0,3 = 4,6
№ 1051
4,8-0,3 = 4,5
№ 1051
4,8-0,3 = 4,5
№ 1051
4,6-0,3 = 4,3
№ 1051
4,6 - 0,3 = 4,3
№ 1051
4,4-0,3 = 4,1
№ 1051
4,4-0,3 = 4,1
№ 1051
4,2-0,3 = 3,9
№ 1051
4,2-0,3 = 3,9
№ 1051
4,0-0,3 = 3,7
№ 1051
4,0-0,3 = 3,7
81
Рис. 2.13. Результаты попеременных измерений термометром № 1051 в двух
скважинах за период с декабря 2012 до февраля 2013 гг.
(+4,6 ºС), но оказалось на 0,1 ºС больше первого отсчёта там до перестановки
прибора.Таким образом, среднее из двух значений в эбонитовой трубке (+4,55
ºС) оказалось ниже на (0,05 ºС). Как видно на рис. 2.13, линейный тренд (красная линия) совершенно совпал с линией связи «один к одному» (тонкая чёрная
линия), так что коэффициент в уравнении регрессии равен 1. Коэффициент же
линейной корреляции данных составил 0,997. Проведённые сравнения с перестановкой прибора доказывают, таким образом, полную идентичность термических условий на горизонте 160 см в обоих футлярах. Видимо, небольшое смещение оценок при сравнении синхронных измерений разными термометрами на
рис. 2.11 объясняется неточным определением инструментальной поправки к
одному из них (или к обоим). Примечательно почти полное совпадение исходных данных синхронных измерений в обеих трубках и в таблице 2.4, что подтверждает сомнения в точности поправок. Заметим, что сравнение было проведено в середине холодного сезона, когда вертикальный градиент температуры
грунта наибольший, так что возможные различия в теплопередаче по вертикали
материалом футляра должны были бы проявиться особенно сильно. Таким об-
82
разом, полученный результат тем более доказывает независимость результатов
измерений от материала футляра. Следствием вышесказанного является сохранение однородности накопленных рядов о температуре грунта на станциях с
произведённой заменой эбонитовых футляров на полиэтиленовые.
2.3. Динамика температуры почвы и грунта в Московском регионе
2.3.1. Годовой ход температуры почвы и грунта в МГУ
Одной из важных задач в рамках данной темы является изучение динамики температуры почвы и грунта на различных глубинах. Распространение тепла
в глубь почвы в идеализированном случае подчиняется законам Фурье (Матвеев, 1965; Теории и методы физики почв, 2007; Хромов, Петросянц, 2006; Нерпин, Чудновский, 1967 и др.]. Законы выводятся из уравнения теплопроводности (1):
,
(1)
где Т – температура почвы, z – глубина, k – коэффициент температуропроводности. При этом делаются следующие предположения: 1) теплота передается в
глубь почвы только путем молекулярной теплопроводности, 2) почва однородна и изотропна, 3) температура почвы меняется только по вертикали, 4) поверхность земли горизонтальна, 5) температура на поверхности почвы меняется
со временем по простому периодическому закону и амплитуда колебаний затухает на бесконечной глубине. В реальных условиях эти предположения, к сожалению, не выполняются, поэтому и законы Фурье не всегда применимы.
Из решения уравнения теплопроводности (1) следует, что период колебаний температуры почвы с глубиной не меняется, и в соответствии с первым за-
83
коном Фурье (2) амплитуда температур уменьшается пропорционально глубине. Иначе говоря, при увеличении глубины в арифметической прогрессии амплитуда уменьшается в геометрической прогрессии.
,
(2)
где Ао – амплитуда колебаний деятельной поверхности почвы, Az – амплитуда
колебаний на глубине z, τ – период колебаний, κ – коэффициент температуропроводности почвы.
Температурные колебания в почве происходят со сдвигом фазы. В соответствии со вторым законом Фурье сроки наступления максимумов и минимумов на глубине z запаздывают по сравнению с соответствующими сроками для
температуры подстилающей поверхности (3):
,
(3)
Третий закон Фурье гласит, что глубины, на которых колебания разных периодов (суточные и годовые) затухают в одинаковое число раз, относятся как
корни квадратные из этих периодов (4):
,
(4)
При сравнении суточных и годовых колебаний: Zг / Zc = 19,1.
Таким образом, одинаковое с затуханием суточных затухание годовых колебаний должно происходить на глубине в 19 раз большей (Тверской, 1951; Хромов, Петросянц, 2006). Реальное распределение температуры в почве и грунте
84
гораздо сложнее в силу нарушения некоторых предположений, из которых получены законы Фурье.
Температура почвы обладает большой инерционностью, из-за чего суточный ход наблюдается в основном только на глубинах не более 40 см при отсутствии снежного покрова ((Почвоведение, 1969), рис. 2.14). Суточный ход характеризуется одним максимумом (около 13–15 часов) и одним минимумом
около восхода Солнца (Шульгин, 1972). Эти сроки соответствуют наибольшему
нагреванию и охлаждению поверхности почвы в течение суток. Фаза суточного
хода и его амплитуда зависят от типа почвы, её гранулометрического состава,
времени года, состояния подстилающей поверхности, количества облаков и
осадков, и т.д. (Климат России, 2001). В зимнее время наблюдается наименьшая
амплитуда суточного хода, и в Европейской части России для поверхности она
составляет от 1 до 4 °С. Летом, напротив, амплитуда суточных колебаний на
поверхности почвы в Центральной России может достигать 20 °С. В среднем
глубина проникновения суточных колебаний температуры в почву составляет
35–100 см, запаздывание суточного хода – 2,5–3,5 часа на каждые 10 см (Тверской, 1951).
Суточный ход в среднем за тёплый сезон с 1977 по 2010 гг. по данным
Метеорологической обсерватории МГУ приведён на рис. 2.16 а. В слое от 5 до
20 см максимум смещается с увеличением глубины от 15 к 18 и даже 21 часам
(на глубине 20 см). Минимальные значения температуры почвы достигаются от
6 часов утра на уровне 5 см до 9 часов утра на горизонте 20 см. Амплитуда суточного хода максимальна на поверхности почвы и составляет в тёплый сезон
15,5 °С. Она закономерно уменьшается пропорционально глубине и составляет
от 8 °С на глубине 5 см до 1,8 °С на глубине 20 см (рис. 2.16 а) и таблица 2.5).
Стоит отметить, что на суточный ход на глубине 20 и 40 см по данным вытяжных термометров (красная и оранжевая кривая на рис. 2.16 а) существенное
сглаживающее влияние оказывает естественный покров. Амплитуда суточного
хода на глубине 20 см под естественным участком составляет уже 0,8 °С, а на
85
глубине 40 см – даже 0,2 °С, т.е. на горизонте 40 см суточные колебания под естественным покровом уже практически не прослеживаются. Как уже отмечено
выше, измерения в слое от поверхности до 20 см проводятся на специальной
оголенной площадке рядом с действующим участком под естественным покровом. Эта площадка очищается в тёплое время года от травяного покрова, поэтому суточные колебания здесь выражены сильнее.
Рис. 2.14. Суточный ход температуры почвы (по Хомену,
(Почвоведение, 1969)): 1–на
поверхности почвы, 2–на
глубине 2 см, 3–на глубине
10 см, 4–на глубине 40 см.
Рис. 2.15. Годовой ход температуры почвы в Москве
(по Шульгину, (Почвоведение, 1969)).
Для сравнения на рис. 2.16 б приведён суточный ход на глубинах 20 и 40
см по данным вытяжных термометров под естественной и оголённой поверхностью в течение большей части года, когда снежный покров не превышал 15 см
при его росте в начале зимы и 5 см при сходе весной (т.е. в среднем – с марта
по ноябрь), в среднем за период с 1987 по 2010 гг. Измерения под естественным
покровом в этот период проводились в стандартные метеорологические сроки
(8 раз в сутки), в то время как под оголённой поверхностью температуры почвы
измерялась 4 раза в сутки: в 0, 6, 15 и 18 часов. В связи с этим суточный ход
86
а)
б)
Рис. 2.16. Суточный ход температуры почвы по данным МГУ: а) в слое от 0 до
20 см на вспаханной оголённой площадке и на глубинах 20 и 40 см под
участком с естественным покровом в среднем за тёплый сезон 1977–2010 гг.; б)
на глубинах 20 и 40 см под участками с естественной и оголённой
поверхностью в среднем за период 1987–2010 гг.
под оголенной поверхностью аппроксимирован полиномиальной функцией 3-й
степени (рис. 2.15 б). Однако несмотря на более редкие измерения под оголённой поверхностью, отчётливо видно, что амплитуда суточного хода на этом
участке существенно превышает соответствующие значения под естественным
покровом (таблица 2.5 и рис. 2.16 б). Так, на глубинах 20 и 40 см амплитуды
суточного хода под оголённой поверхностью составляют 2,0 и 0,5 °С соответственно, а под естественным покровом 0,6 и 0,1 °С. По рис. 2.16 б также видно,
что максимумы и минимумы в суточном ходе под естественным покровом достигаются позднее, чем под обнажённой поверхностью. Такое запаздывание связано с большей инерционностью естественной поверхности, соответственно с
более медленным охлаждением в ночное время суток и нагревом в дневные часы. Как уже было сказано выше, на глубине 40 см под естественной поверхностью суточный ход практически отсутствует (амплитуда составляет всего лишь
87
0,1 °С, что сравнимо с погрешностью измерений), однако под оголённой поверхностью он всё ещё прослеживается (амплитуда равна 0,5 °С).
Годовой ход же с разной интенсивностью проявляется на всех глубинах
вплоть до 320 см (рис. 2.15, Почвоведение, 1969). Глубина проникновения годового хода вглубь почвы может доходить до 30 м (в северных широтах), запаздывание с глубиной в среднем составляет 20–30 дней на 1 м глубины (Тверской, 1951). Средний многолетний годовой ход Тг на разных глубинах по данным Метеорологической обсерватории МГУ за период 1966–2010 гг. приведён
на рис. 2.17 (годовой ход за период с 1954 по 1986 гг. по данным МО МГУ приведён в (Климат Москвы за последние 30 лет, 1989)) . Амплитуда годового хода
температуры поверхности почвы в МГУ составляет 31,5 °С (рис. 2.17 а), что согласуется со средним значением амплитуды для Европейской России: 30–35 °С
(Климат России, 2001). С увеличением глубины амплитуда температуры на
обоих участках закономерно и нелинейно уменьшается. Так, на глубине 60 см
под естественным покровом она достигает 15,0 °С, а под обнажённой поверхностью – 22,0 °С; на уровне 120 см – уже 12,5 °С и 16,9 °С, а на глубине 320 см
– лишь 6,4 °С и 8,3 °С соответственно под естественным покровом и под оголённой поверхностью. Таким образом, 1-й закон Фурье соблюдается. В годовом
ходе на обоих участках отчётливо прослеживаются сезонные максимум и минимум температуры грунта. С увеличением глубины максимум смещается от
лета к осени, а минимум – от зимы к весне. Так, например, в 2011 году минимум в годовом ходе на 20 см и 40 см наступил одновременно – 19 февраля, а 20
февраля на глубине 60 см, 25 февраля на глубине 80 см и 5 марта на глубине
120 см. Таким образом, запаздывание их со временем происходит не строго
пропорционально глубине. Причиной этого может являться неоднородность
физических свойств грунта на разных его горизонтах: разный гранулометрический состав, различное содержание воды и воздуха, возможные изменения в горизонтальном теплообмене с глубиной и др.
88
а)
б)
Рис. 2.17. Средний многолетний годовой ход температуры грунта по данным
МГУ за период 1966–2010 гг. для а) подстилающей поверхности и участка с
оголённой поверхностью; б) участка под естественным покровом на разных
глубинах.
Наблюдаются существенные различия в годовом ходе на двух участках
(рис. 2.17 и табл. 2.5). Так, под естественным покровом амплитуда годового хода на 3–8 °С меньше, чем под обнажённой поверхностью. Это связано с отепляющим влиянием снежного покрова в холодное время года и, наоборот, вследствие затрат тепла на транспирацию, т.е. охлаждающим влиянием травяного
покрова в летний период. Кроме того, благодаря снежному покрову температуры здесь на глубинах 20 и 40 см держатся практически на одном и том же
уровне с января по март, в то время как под оголенной поверхностью на этих
глубинах наблюдается минимум в феврале. Влияние снежного покрова и его
характеристик на термический режим почв подробно рассмотрено в (Шульгин,
1972). Термический режим почвы и грунта на двух участках в МГУ отдельно за
2011, 2012, 2013 годы подробно рассмотрен автором в (Корнева, 2012, 2013,
2014).
89
Таблица 2.5. Амплитуда годового (в среднем за 1966–2010 гг.) и суточного (в
среднем за тёплый период 1977–2010 гг.) ходов температуры почвы и грунта по
данным МГУ.
Суточный ход
Годовой ход
Глубина,
Участок под
Участок под
Специальная
Участок под
Участок под
Специальная
см
естественным
оголённой
вспаханная
естественным
оголённой
вспаханная
покровом
поверхностью
площадка
покровом
поверхностью
площадка
(1987–2010)
(1987–2010)
4х6 м (тёп-
(1966–2010)
(1966–2010)
4х6 м
лый период
(1966–2010)
1977–2010)
0
15,5
5
8,0
10
4,9
15 см
3,0
20 см
0,6
2,0
40 см
0,1
05
1,8
31,5
18,0
26,2
16,2
24,5
60 см
15,0
22,0
80 см
14,1
20,4
120 см
12,5
16,9
160 см
10,5
14,6
240 см
8,0
10,4
320 см
6,4
8,3
2.3.2. Распределение температуры почвы и грунта с глубиной
За период 1955–2013 гг. по данным Метеорологической обсерватории
МГУ было также исследовано распределение температуры грунта с глубиной.
На рис. 2.18 а) приведены средние многолетние глубинные профили Тг для участка под естественным покровом и под обнажённой поверхностью, причём под
естественным покровом – отдельно для периода измерений на старой (1955–
1964 гг.) и на новой (1965–2013 гг.) площадках. Как видно, температура под естественным покровом почти не менялась с глубиной как до, так и после переноса площадки в МГУ, а небольшие различия на отдельных глубинах в МГУ до
90
1965 года, вероятно, объясняются неточными инструментальными поправками
к термометрам ТМ-10. Заметим также, что среднегодовая Тг на всех глубинах в
МГУ за период 1965–2013 гг. (+7,7 ÷ +7,8 °С) заметно превышала значения за
первые 10 лет измерений 1955–1964 гг. (+7,1 ÷ +7,4 °С), что было связано не с
переносом площадки (старая, напротив, в целом теплее), а с повышением температуры грунта при современном потеплении климата.
В отличие от участка под естественным покровом, под оголённой поверхностью в среднем за все 59 лет измерений распределение температуры с
глубиной качественно иное. Если в приповерхностном слое вплоть до глубины
60 см средние значения, как и под естественным покровом, близки, то ниже отмечается устойчивый и статистически значимый (с учётом доверительных интервалов) рост Тг с глубиной.
Под оголённой поверхностью, очищаемой от снега, в холодное время года происходит интенсивное выхолаживание грунта, которое не в полной мере
уравновешивается дополнительным прогревом этой поверхности летом, что,
видимо, приводит к росту Тг с глубиной в среднем за год (распределение температуры грунта по месяцам приведено на рис. 2.21). Заметим, что температура
грунта увеличивалась здесь с глубиной даже в годы с аномально жарким летом:
в 1972 и 2010 гг. Очевидно, что в среднем за год по сравнению с условиями естественного покрова значения Тг в верхнем приповерхностном слое здесь
меньше вследствие сильного охлаждения зимой. Увеличение значений на
бóльших глубинах может быть связано с боковым притоком тепла от окружающей местности, защищённой снежным покровом. Логично предположить,
что на больших глубинах термическое влияние обнажённой поверхности ослабевает, и профиль Тг должен постепенно приближаться к условиям естественного покрова. Однако, как видим, асимптотического приближения профилей на
обоих участках друг к другу не происходит: они пересекаются, и ниже горизонта 160 см значения Тг под обнажённой поверхностью оказываются уже существенно больше. В работе (Zhang et al., 2001) высказано предположение о
91
а)
б)
Рис. 2.18. Глубинные среднемноголетние профили температуры грунта: a) по
данным МГУ для участка с естественным покровом за периоды 1955–1964 гг. и
1965–2013 гг. и для участка под обнажённой поверхностью за период 1955–
2013 гг.; б) по данным станции Подмосковная за период 1956–1964 гг. и 1965–
2013 гг. под естественным покровом. Доверительные интервалы построены с
доверительной вероятностью 0,95.
влиянии на качественный вид профиля температуры грунта глубины сезонного
промерзания – так, в один из годов с очень глубоким промерзанием среднегодовая температура грунта в Иркутске по их данным также росла с глубиной, а в
год с очень малой глубиной промерзания она оставалась на всех глубинах почти неизменной. Действительно, на участке под обнажённой поверхностью в
МГУ промерзание грунта всегда существенно более глубокое и существует
дольше,
нежели
под
естественным
покровом
(Справочник
эколого-
климатических характеристик, 2003). Заметим в этой связи, что средняя за год
температура грунта под обнажённой поверхностью в 1956 году, отмеченным
рекордно большой здесь глубиной промерзания (195 см), росла с глубиной в
слое от 80 до 240 см быстро, со средней скоростью +0,98 °С/м, тогда как, например, в 1989 г., когда промерзание было очень мелким (с наибольшей глубиной лишь 84 см), Тг увеличивалась в этом слое тоже крайне медленно: ∂Тг/∂z =
92
+0,38 °С/м (рис. 2.19). Таким образом, наличие устойчивого, длительного и глубокого промерзания в холодное время года на
участке под обнажённой поверхностью служит одним из возможных объяснений роста Тг с глубиной. Однако глубина промерзания никогда не достигала в МГУ
2 м, тогда как устойчивый рост Тг
Рис. 2.19. Глубинные профили температуры грунта в среднем за периоды
1.07.1955–30.06.1956
и
1.07.1988–
30.06.1989 гг.
на рис. 2.18 а) прослеживается и
глубже, вплоть до 3,2 м.
Как уже отмечено выше,
приблизительно в 20 м от реечно-
го помоста на этом участке на глубине 2 м пролегает теплотрасса, влияние которой на измерения Тг нельзя полностью исключить, несмотря на результаты,
полученные в разделе 2.2.1. Однако, с одной стороны, теплотрасса находится в
теплоизоляционном коробе. К тому же, если бы её отепляющее влияние было
бы существенным, то увеличение с глубиной температуры грунта отмечалось
бы и на старой площадке под естественным покровом, находящейся на том же
самом расстоянии от теплотрассы (рис. 2.6), поскольку последняя была заложена уже при строительстве новых зданий МГУ в 1954 году. Тем не менее, Т г под
естественным покровом даже в те годы была почти одинаковой на всех глубинах. Это не подтверждает заметного влияния теплотрассы как искусственного
источника тепла на больших глубинах. Ещё одной причиной роста Тг с глубиной под обнажённой поверхностью может служить возможная неоднородность
почвенного профиля на этом участке.
Для проверки гипотезы о влиянии теплотрассы на термический режим
грунта под оголённой поверхностью было рассчитано отношение годовых ам-
93
плитуд температуры почвы и грунта на глубинах к температуре поверхности почвы, причём расчёт
проведён на обоих участках (рис.
2.20). Согласно первому закону Фурье (2), в естественных условиях
это отношение должно быть пропорционально глубине, а соответственно при появлении постороннего
источника тепла оно должно отклоняться от линейной зависимости.
Рис. 2.20. Отношение амплитуды годового хода температуры почвы и грунта
на глубинах к годовой амплитуде температуры поверхности почвы в МГУ за
период 1955-2013 гг. Чёрной линией
показана аппроксимация линейной зависимостью.
Как видно по рис. 2.20 заметного
отклонения не прослеживается, что
не подтверждает влияния дополнительного источника тепла на глубинах. К тому же, качественный вид
обеих расчётных кривых оказался сходным для обоих участков (голубая и сиреневая кривые на рисунке), хотя участок под естественным покровом в силу
своей удалённости заведомо не подвержен заметному влиянию теплотрассы.
Заметим, что самые ранние измерения Тг в Российской Империи в XIX
веке на различных участках – как под естественным покровом, так и под обнажённой поверхностью – были обобщены в (Ваннари, 1897). Как было показано
П.И. Ваннари, на станциях северной и центральной России под естественным
покровом среднегодовая температура грунта почти не изменялась вдоль профиля; под оголённой же поверхностью (в то время таких участков было несколько) наблюдался значительный рост Тг с глубиной. Таким образом, наши
данные подтверждают сделанный П.И. Ваннари вывод. Кроме того, как отмечено в работе (Шульгин, 1972) по классификации А.И. Воейкова почвы север-
94
ных и средних широт, как правило, относятся к типу охлаждения, т.е. поверхность почвы в среднем за год холоднее нижележащих слоёв.
На рис. 2.21 приведёны верти-
Температура, оС
7
7,5
8
кальные профили температуры грун8,5
0
риод 1966–2010 гг. по десятилетиям
40
Глубина, см
та под естественным покровом за пе(Корнева, Локощенко, 2012). Как ви-
80
дим, средний многолетний профиль
120
(показан красными кружками) прак-
160
тически совпал с профилем за 1981–
200
1990 гг. Самым тёплым за исследуемый период является последнее де-
240
сятилетие (2001–2010 гг.), когда Тг
280
оказалась больше, чем в остальные
320
десятилетия, на 0,3–1,0 °С. Однако,
1966-1970
1981-1990
2001-2010
1971-1980
1991-2000
предыдущее десятилетие (с 1991 по
1966-2010
2000 гг.) оказалось наряду с перио-
Рис. 2.21. Глубинные профили температуры грунта в среднем за отдельные десятилетия и за период с
1966 по 2010 гг. для участка под естественным покровом в МГУ.
дом 1971–1980 гг. самым холодным
за весь рассматриваемый промежуток времени, что не согласуется с устойчивым повышением температуры
воздуха с начала 1970-х годов. Веро-
ятно, это связано с минимальными значениями высоты снежного покрова, наблюдавшимися в начале и в конце 90-х гг. (см. рис. 2.28). В среднем разность
температур между самым тёплым и самым холодным десятилетием составила
0,8–1,0 °С. Во все десятилетия под естественным покровом температура с глубиной практически не менялась, небольшие отклонения температуры на глубинах 120 см и 160 см в ту или иную сторону, по-видимому, связаны с неточностью в определении инструментальной поправки к термометрам.
95
На рис. 2.22 представлены глубинные профили температуры грунта в
среднем за отдельные месяцы за тот же период времени. На обоих участках от
зимы к лету и обратно вертикальный градиент ∂T/∂z меняет свой знак – в холодное время года, с октября по март, чем глубже, тем выше температура, а в
тёплое время года, с мая по август, наоборот – с глубиной температура убывает. Распределение температуры в переходные месяцы – апрель и сентябрь – неоднозначное. Так, в апреле на обоих участках в верхнем слое до 120 см наблюдается небольшое уменьшение температуры с глубиной, а затем, на более глубоких уровнях – наоборот, небольшой рост с глубиной, характерный ещё для
зимнего сезона. В сентябре на обоих участках распределение обратное – рост с
а)
б)
Рис. 2.22. Глубинные профили температуры грунта средние по месяцам за период с 1966 по 2010 г. для а) участка под естественным покровом; б) участка с
обнажённой поверхностью.
глубиной в верхней части профиля и уменьшение на глубоких уровнях. Несмотря на общие черты в распределении температуры на обоих участках, наблюдаются и значительные различия. Так, например, диапазон изменений
96
среднемесячных температур на горизонте 20 см под естественным участком составляет от 0 до 18 °С (рис. 2.22 а), а под оголённой поверхностью: от -5 до 21
°С (рис. 2.22 б). Также под оголённой поверхностью отмечается и увеличение
амплитуды колебаний температуры с глубиной. Так, например, в мае под естественным покровом на протяжении всего профиля наблюдается плавное понижение температуры от 12 до 5 °С. Под оголённым же участком темпы уменьшения температуры различны: в верхнем слое до 120 см она падает практически на 10 °С, далее на 2 °С до глубины 240 см, а на глубине 320 см даже отмечается небольшой рост на 1 °С. Сходное распределение температуры грунта по
месяцам приведено в (Хромов, Петросянц, 2006).
Распределение температуры грунта с глубиной под естественным покровом было также проанализировано по данным станции Подмосковная, расположенной в 24 км к западу от Москвы (рис. 2.18 б). Так же как и в МГУ, среднегодовые значения температуры грунта на всех глубинах за период 1956–1964
гг. там ниже (+6,8 ÷ +6,9 °С), чем в среднем за последующие 50 лет (+7,2 ÷ +7,3
°С), что подтверждает тренд к повышению температуры грунта. Отметим, что
температура грунта на всех горизонтах в МГУ за оба периода оказалась больше, чем на Подмосковной, что может быть следствием влияния городского
«острова тепла». Как показано в (Lokoshchenko, Korneva, 2015), в Московском
регионе это влияние проявляется не только в приземном слое воздуха, но и в
верхнем слое грунта.
2.4. Многолетние изменения температуры почвы и грунта
2.4.1. Вековые изменения температуры грунта по данным
метеорологической обсерватории МГУ и ТСХА
В условиях современного потепления климата очень важной задачей является изучение изменений температуры грунта во времени. Логично предпо-
97
ложить, что одновременно с повышением температуры воздуха, которое наблюдается в Москве за последние 100 лет (Lokoshchenko, Vasilenko, 2009), повышается и температура грунта на различных глубинах. Для анализа долговременных трендов на глубинах были рассмотрены самые длинные доступные ряды данных о температуре грунта в Москве.
Как уже было сказано в разделе 2.1, наиболее долговременный ряд данных о температуре почвы существует по данным станции ТСХА: начиная с
1898 г. по настоящее время. В нашем распоряжении был только ряд температуры почвы и грунта с 1898 по 1950 и с 1957 по 1965 гг. на глубинах 25, 50, 100,
150, 200 и 320 см, опубликованный в открытых источниках (Климатологический справочник, 1972; Справочник, 1964). Начиная с 1966 по настоящее время
из всех московских станций непрерывный временной ряд данных доступен
только по данным МГУ для глубин 20, 40, 60, 80, 160, 240, 320 см. Таким образом, из двух рядов данных этих станций был составлен объединённый ряд за
период с 1898 по 2013 гг. для глубины 150–160 см. Различие в Тг на глубинах
150 и 160 см, очевидно, является незначимым, как это видно на рис. 2.18, так
что объединение данных измерений на этих глубинах не требует введения специальной поправки. Заметим, что на практике, вследствие выпучивания скважин или насыпного грунта реальная глубина нахождения термометров часто
оказывается смещённой на ±2–3 см.
Различие же в пространственном расположении станций было учтено отдельно. На основании сравнений синхронных данных в обоих местах за 9 лет (с
1957 по 1965 гг.) было осуществлено приведение данных ТСХА к ряду данных
в МГУ (Lokoshchenko, Korneva, 2012). Методика подобного приведения рядов
подробно изложена, например, в (Алисов, 1952). За этот период была определен
поправочный коэффициент к ряду данных на станции ТСХА, который рассчитывался как разность между среднемесячными значениями температур на станции МГУ и ТСХА. Пример рядов среднемесячных данных температуры грунта
для июля приведён на рис. 2.22. На верхнем фрагменте рис. 2.23 видно, что ис-
98
ходные значения температуры грунта в июле на станции ТСХА выше, чем в
МГУ, в среднем за 9 лет на 1,1 °С. Это может быть связано с тем, что территория Метеорологической обсерватории МГУ находится в зелёной зоне, рядом с
Ботаническим садом МГУ и вдали от крупных зданий, что способствует меньшему прогреву почвы, особенно в летнее время года. Исправленный ряд с учётом средней за 9 лет разности температур в июле приведён на нижнем фрагменте рис. 2.23. Аналогичное сравнение данных о Тг на глубине 150–160 см в
ТСХА и МГУ было проведено во все месяцы года, и для каждого месяца была
рассчитана разность Тг на станции МГУ и ТСХА. Стоить отметить, что эта разность имеет хорошо выраженный годовой ход (рис. 2.24). В тёплое время года
(с июня по сентябрь) его значение отрицательно и колеблется от -0,5 до -1,1 °С,
т.е. температура на станции ТСХА в это время года выше, чем в МГУ. Как уже
было сказано выше, это может быть связано с микроклиматическими различиями на этих станциях. В зимний период разность температур грунта положительна, Тг в МГУ на глубине 160 см превышает значения Тг на станции ТСХА.
В среднем за год оказывается, что температура грунта в МГУ на 0,16 °С ниже,
чем на станции ТСХА, что соответствует среднему значению поправочного коэффициента к станции ТСХА -0,16 °С.
Исправленный совмещённый ряд среднегодовых данных с учётом поправочного коэффициента приведён на рис. 2.25. Изменения среднегодовой Тг показаны с помощью линейного, кубического и полиномиального тренда 6-й степени. Линейный тренд (чёрная линия) показывает увеличение температуры за
весь период приблизительно на 1,8 °С со скоростью 0,016 °С/год. Кубический
тренд (синяя линия), имеющий две степени свободы, показывает немонотонное
увеличение температуры, а именно период похолодания во второй половине
XX века, а также современное потепление, начавшееся с 1970-х годов. Наиболее подробно характеризует изменения температуры полиномиальный тренд 6
степени (красная линия), который воспроизводит реальные периоды похолодания 40-х и потепления 60-х годов, затем снова понижение температуры в 80-х–
99
90-х годах и период современного потепления конца 20-го – начала 21 века, соответствующие изменениям температуры воздуха.
Рис. 2.23. Временной ход среднемесячной температуры грунта в июле за период с 1898 по 2013 гг. по данным станций ТСХА на глубине 150 см (1898–1965)
и МГУ на глубине 160 см (1966–2010): верхний фрагмент – исходные значения
на обеих станциях; нижний фрагмент – сводный ряд данных с данными станции
ТСХА, приведёнными к ст. МГУ, с учётом поправочного коэффициента на пространственное расположение станций.
100
Рис. 2.24. Годовой ход разности значений температуры грунта на станциях
МГУ и ТСХА в среднем за период с 1957 по 1965 гг.
Рис. 2.25. Изменения среднегодовой температуры грунта за период с 1898 по
2010 гг. по данным станций ТСХА на глубине 150 см (1898–1965) и МГУ на
глубине 160 см (1966–2010) с введением поправочного коэффициента на пространственное расположение станций.
101
Для сравнения за тот же период времени (с 1898 по 2013 гг.) по данным
ТСХА и МГУ был взят также совмещённый ряд для температуры воздуха на
стандартной высоте 2 м над подстилающей поверхностью (рис. 2.26 а). Знак и
порядок коэффициента линейного тренда температуры воздуха совпадает с линейным трендом для температуры грунта на глубине 150–160 см, однако значение коэффициента для температуры воздуха почти в 2 раза выше. Это может
объясняться различием в способности воздуха и почвы проводить тепло – изменения в воздухе происходят быстрее из-за меньшей теплоёмкости. В силу
сходных и однонаправленных изменений температуры воздуха на 2 м и грунта
на глубине 150–160 см коэффициент корреляции этих рядов довольно высокий
и составляет 0,82 (см. рис. 2.26 б).
а)
б)
Рис. 2. 26. а) Изменения температуры воздуха на высоте 2м за период с 1898 по
2013 гг. по данным станций ТСХА (1898–1954) и МГУ (1955–2013); б) Сравнение изменений температуры воздуха на 2 м и температуры грунта на глубине
150–160 см по данным ТСХА и МГУ.
2.4.2. Изменения температуры почвы и грунта за период 1955-2013 гг.
Рассмотрим многолетние изменения температуры грунта на различных
глубинах за последние шесть десятилетий в Москве по данным измерений в
102
МГУ в условиях разной поверхности. На рис. 2.27 приведены среднегодовые
значения температуры грунта за период с 1955 по 2013 гг. на разных глубинах.
Для горизонта 160 см аналогичные среднегодовые значения Тг за период 1955–
2012 гг. приведены авторами в (Корнева, Локощенко, 2013), для глубины 240
см – в (Чубарова и др., 2014; Сhubarova et al., 2015), для горизонта 320 см – в
(Корнева, Локощенко, 2015). За период с 1955 по 2014 гг. изменения среднегодовой температуры почвы и грунта и температуры воздуха в МГУ приведены в
(Корнева, 2015).
Для первых 10 лет измерений для всех глубин на рис. 2.27 отдельно показаны как исходные данные (жёлтые треугольники), так и значения с введённой
поправкой по результатам экспериментов (зелёные ромбы). Приведённое здесь
же значение для температуры поверхности на условной глубине 0 см (рис. 2.27
а) не полностью сравнимо с остальными, поскольку зимой термометры ТМ-3
устанавливаются на поверхности снега. Тренд температуры здесь составляет
+0,03 ºС/год. Как видно, ниже на всех глубинах также наблюдается устойчивое повышение Тг, особенно – под обнажённой поверхностью: в среднем на
+0,04 ºС/год. Примечательно, что увеличение температуры воздуха Т за этот же
период составило здесь (в МГУ) с точностью до сотых долей также +0,04 ºС/год
(см. верхний фрагмент рис. 2.28). Отметим, что в последнее десятилетие увеличения Тг под обнажённой поверхностью, как и Т, не наблюдается, о чём свидетельствуют степенные тренды, начиная с 4-й степени.
Под естественным же покровом температура грунта в МГУ также увеличивается со временем, но медленнее, нежели под обнажённой поверхностью,
по-видимому, вследствие теплоизолирующей роли естественного покрова:
+0,02 ºС/год на 20 см и от +0,01 ºС/год на 40 см до +0,03 ºС/год на 320 см. Очевидно, что снежный покров зимой, а также травостой и слой дернины в остальное время года замедляют тепловой обмен между почвой и атмосферой, поэтому температурный режим грунта под естественной поверхностью зависит не
только от изменений температуры воздуха, но и от высоты снежного покрова
103
а) Поверхность
б) 20см
104
в) 40см
г) 60см
105
д) 80см
е) 120см
106
ж) 160см
з) 240см
107
и) 320см
Рис. 2.27. Изменения температуры грунта в МГУ за период 1955–2013 гг. для
участка с естественным покровом и обнажённой поверхностью и на станции
Подмосковная за период 1956–2013 гг. под естественным покровом на различных глубинах: а) на поверхности; б) на глубине 20 см; в) на глубине 40 см; г) на
глубине 60 см; д) на глубине 80 см; е) на глубине 120 см; ж) на глубине 160 см;
з) на глубине 240 см; и) на глубине 320 см.
H. Динамика температуры воздуха и высоты снежного покрова представлена на
рис. 2.28. Как показано авторами в (Корнева, Локощенко, 2013), дополнительный учёт этой высоты при расчёте множественного коэффициента корреляции
R* температуры грунта под естественным покровом с Т и со средней H за все
дни существования снежного покрова превышает значение обычного линейного коэффициента корреляции Тг и Т. Так, например, за период 1955–2013 гг. R*
составил для глубины 160 см 0,83, а для глубины 320 см – 0,66 (линейный коэффициент корреляции R температуры грунта и воздуха – соответственно лишь
0,74 и 0,59). Значения множественных коэффициентов корреляции для всех остальных глубин приведены в таблице 2.6. Использование при расчёте R* в
108
Рис. 2.28. Изменения среднегодовой температуры грунта на глубине 160 см под
естественной и оголённой поверхностью и температуры воздуха (верхний
фрагмент), а также изменения средней и накопленной высоты снежного покрова (нижний фрагмент) за период 1955–2013 гг.
109
качестве H не среднего, а накопленного значения высоты снежного покрова за
весь холодный сезон (т.е. суммы значений высоты снежного покрова за все дни,
когда снежный покров существовал, данный показатель предложен в (Локощенко, 2005)) также показало значения, превышающие R: 0,79 и 0,63 соответственно для 160 и 320 см. Неудивительно, что статистические связи Тг с метеорологическими величинами ослабевают с увеличением глубины.
Таблица 2.6. Коэффициенты корреляции температуры грунта на различных
глубинах, температуры воздуха и высоты снежного покрова (средней и накопленной) по данным МГУ за период 1955–2013 гг.
Параметры
Температура грунта,
Глубина, см
20 см
40 см
60 см
80 см
120 см
160 см
240 см
320 см
0,78
0,75
0,76
0,77
0,75
0,74
0,69
0,59
0,87
0,82
0,85
0,84
0,82
0,83
0,77
0,66
0,83
0,80
0,80
0,82
0,80
0,79
0,74
0,63
температура воздуха,
Температура грунта,
температура воздуха,
средняя высота снежного покрова
Температура грунта,
температура воздуха,
накопленная высота
снежного покрова
Полученные нами значения линейных коэффициентов корреляции сходны с полученными в работе (Шерстюков, 2009). Так, в Иркутске коэффициент
корреляции между среднегодовой температурой воздуха и среднегодовой температурой грунта на глубине 320 см составил 0,81 за период 1891–2006 гг., в
Красноярске: 0,67 за период 1930–2006 гг. Как отмечено в данной работе, наибольшие значения коэффициента корреляции T и Тг для всей территории России характерны для летнего периода, в частности на Европейской территории
России он варьирует в пределах 0,6–0,8. Однако линейный коэффициент корреляции температуры воздуха с высотой снежного покрова оказывается невысо-
110
ким. Как и по нашим данным для Москвы, в (Шерстюков, 2009) получено, что
на ЕТР зимой линейные коэффициенты корреляции между температурой грунта на глубинах 80, 160, 320 см и высотой снежного покрова преимущественно
менее 0,3 и статистически незначимы. Таким образом, по оценкам Шерстюкова
почти на всей Европейской территории Российской Федерации межгодовые
изменения среднегодовой температуры грунта за 1965–2006 гг. на глубинах 160
см, 80 см и 320 см в большей мере (от 20 до 50%) определяются изменениями
температуры воздуха, изменения же снежного покрова определяют не более
10% её изменчивости (Шерстюков, 2009; Шерстюков, 2008). Однако, как показано в нашей работе (Корнева, Локощенко, 2013) дополнительный учёт изменений высоты снежного покрова приводит к более высоким статистическим связям всех трёх климатических показателей.
Значимость коэффициентов линейных трендов температуры грунта за период 1955–2013 гг. мы оценивали в соответствии с классическим критерием
Стъюдента (5) достоверности различий между выборочными математическими
ожиданиями X и Y (Крамер, 1975):
Z
X Y
 2 ( X )  2 (Y ) ,
n

(5)
m
где σ2(X) и σ2(Y) – их выборочные дисперсии, n и m – размеры выборок (в нашем случае n = m = 20 на краях ряда длиной 20 лет в начале и в конце рассматриваемого периода). Величина Z, рассчитанная для участка под естественным
покровом, в слое 20–80 см оказалась больше критического значения t-критерия
Стъюдента Zкр. с уровнем значимости α = 1 %. Это означает статистическую
значимость различий с доверительной вероятностью 0,99. Начиная же с глубины 120 см и ниже, а также на поверхности почвы и на всех глубинах под оголённой поверхностью разности средних многолетних значений Тг за первые и
последние 20 лет измерений достоверны даже с α = 0,1 %, т.е. с доверительной
111
вероятностью даже 0,999. Таким образом, потепление грунта в Москве за последние 59 лет является статистически значимым.
Требуется выяснить, отражает ли это потепление изменение фоновых условий или же оно является лишь следствием усиления городского «острова тепла». В (Lokoshchenko, Korneva, 2015) нами подробно изучена пространственная структура «подземного острова тепла» по данным о Тг на станциях Московского региона. Далее, в разделе 2.5 будет показано существенное превышение
Тг в начале 1960-х годов в центральной части Москвы на всех глубинах вплоть
до 320 см по сравнению с её значениями на периферии города и в сельской местности в Подмосковье. Однако, как известно, последние 60 лет были отмечены
не только ростом столичного мегаполиса, но и общим потеплением климата.
Поэтому мы привлекли к анализу данные станции «Подмосковная». Заметим,
что вплоть до начала 2000-х гг. окружающая эту станцию местность оставалась
совершенно открытой. Как видно на рис. 2.27, за период с 1956 по 2013 гг.
среднегодовая Тг в слое от 20 см до 320 см возрастала здесь на 0,02 ºС/год: приблизительно в два раза медленнее, чем в МГУ под оголённой поверхностью и с
той же скоростью, что и под естественным покровом. Исключением является
лишь глубина 320 см: здесь скорость повышения температуры в МГУ в полтора
раза больше, чем на Подмосковной (табл. 2.7). Все коэффициенты трендов на
глубинах на станции Подмосковная статистически значимы даже с доверительной вероятностью 0,999. Статистическая значимость, как и для МГУ, оценивалась по формуле (5).
Полученные результаты позволяют сделать вывод, что отмеченное в МГУ
потепление грунта за последние десятилетия отражает в основном общие изменения климата, опосредованные через теплообмен приземного слоя воздуха с
приповерхностными горизонтами почвы и грунта, а не вызвано локальными
причинами (ростом города).
112
Таблица 2.7. Коэффициенты линейных трендов изменения температуры
грунта в МГУ за 1955–2013 гг. и на станции Подмосковная за 1956–2013 гг.
МГУ
Глубина
Под естественным
покровом
0
Подмосковная,
Под обнажённой
поверхностью
под естественным покровом
0,03
0,04
20
0,019
0,04
0,02
40
0,014
0,04
0,02
60
0,015
0,04
нет данных
80
0,015
0,04
0,02
120
0,017
0,04
0,02
160
0,022
0,04
0,02
240
0,026
0,04
неполные данные
320
0,027
0,04
0,02
Примечание. Температура поверхности почвы, в соответствии с (Наставление, 1985), измеряется на отдельном участке площадью 4×6 м2 в условиях снежного покрова зимой и с обнажённой поверхностью в тёплое время
года. Значения коэффициента под естественным покровом в МГУ приведены с
точностью до ±0,001 для наглядной демонстрации его изменений с глубиной.
2.5. Изучение эффекта городского подземного «острова тепла»
Интересной задачей является также изучение пространственных закономерностей распределения температуры грунта. Для городов характерно явление
«острова тепла», проявляющегося в более высоких значениях температуры воздуха в приземном слое атмосферы (см. главу 1 раздел 1.1.3). Очевидно, что городской «остров тепла» – достаточно сложное трёхмерное явление, обладаю-
113
щее вертикальной протяжённостью в пространстве, поэтому оно проявляется и
в температуре грунта в условиях большого города (см. раздел 1.3.3).
К сожалению, в последние годы количество станций, производящих измерения Тг на глубинах, существенно сократилось (см. карту за 2010 год на рис.
2.29 к). Поэтому для пространственного анализа было выбрано наибольшее количество действующих метеорологических станций, на которых производились
измерения температуры почвы и грунта в Москве и Московской области, за
период с 1960 по 1962 годы: 5 станций в пределах Москвы – МГУ, Балчуг,
ВДНХ, ТСХА, Ленино-Дачное, – и 8 станций в Московской области – Павловский Посад, Кашира, Коломна, Собакино, Можайск, Немчиновка, Подмосковная и Новый Иерусалим (см. рис. 2.5; Справочник, 1964).
Стоит отметить, что корректный пространственный анализ термического
режима почвы на глубинах требует однородности почвенных свойств на измеряемых станциях. Так, например существенные различия в составе почвы были
выявлены при сравнении данных измерений температуры грунта по данным
биологической станции в Звенигороде и в МГУ (Труды Звенигородской биологической станции, 2005). В частности, температура почвы на глубине 40 см в
Звенигороде была выше, чем в МГУ из-за различий в механическом составе по
данным за 2000–2001 гг. Почвы практически на всех станциях Московского региона, используемых в нашем анализе – суглинистые, поэтому температурные
различия определяются в основном различиями в тепловых потоках. Исключение составляет лишь станция Павловский Посад, которая характеризуется супесчаными почвами (Климатологический справочник, 1972). Это доказывает
правомерность изучения пространственных различий на глубинах.
На рис. 2.29 приведены карты-схемы среднегодовых значений температуры грунта за 1960 г. для всех глубин, а также аналогичная карта-схема за 2010
г. Точность измерений температуры поверхности почвы невелика и составляет
всего лишь ± 1 °С, поэтому на рис. 2.29 а) значения температуры представлены
с точностью до целых. Пространственное распределение температуры на по-
114
верхности почвы довольно равномерное: на большинстве станций Тг составляет
+5 °С, кроме 4-х станций, на которых Т г достигает 6 °С – Балчуг, МГУ, Коломна и Кашира. Первые две станции характеризуют метеорологические условия
центра города, в то время как последние две находятся существенно южнее и
отражают географическую зональность (Мячкова, Сорокина, 1991).
На всех глубинах значения Тг в пределах Москвы превышают соответствующие значения Тг в Московской области. Так, на уровне 20 см на городских
станциях они колеблются от +7,3 до +7,6 °C. Станция Немчиновка, расположенная в 1 км от западной границы Москвы, показывает близкое к городским
станциям значение (+7,4 °С), тогда как на остальных станциях Московской области Тг значительно ниже – от 6,6 до 7,2 °C. На глубине 40 см значения Тг на
городских станциях составляют от +7,4 до +7,7 °C, в Московской области – от
+6,6 до +7,3 °C. На следующем уровне (60 см) – разность между городскими (от
+7,4 до +7,9 °C) и сельскими станциями (от +6,7 до +7,0 °C) увеличивается, однако количество доступных для анализа станций за пределами города на этой
глубине меньше. Глубина 80 см в пределах города характеризуется значениями
от 7,3 °С на северной периферии до 8,0 °С в центре города, и в сельской местности от 6,4 до 7,1 °С. На уровне 120 см в пределах Москвы температура почвы изменяется от +7,3 до +8,4 °C, на станции Немчиновка – +7,1 °C, и от +6,7
до +6,9 °С на остальных станциях за пределами города. На глубине 160 см температура почвы составляет от +7,2 до +8,4 °C в пределах города, +7,1 °C на
станции Немчиновка и от +6,4 до +6,9 °C на остальных сельских станциях. На
последних двух уровнях – 240 и 320 см данные станции Балчуг отсутствуют,
поэтому мы можем сравнить только условия периферии города и сельской местности. Так, на уровне 240 см значения Тг на станции МГУ и ТСХА составляют +7,2 °С и 7,1 °C соответственно, в то время как на сельских станциях она составляет от +6,7 до +6,8 °C. Наконец, на последней глубине 320 см значения на
городских станциях изменяются от +7,0 до +7,2 °C , а на восьми сельских – от
+6,5 до +6,9 °C. Как уже было сказано выше, в последние годы количество
115
a) Подстилающая поверхность, 1960;
б) Глубина 20 см, 1960;
в) Глубина 40 см, 1960;
г) Глубина 60 см, 1960;
д) Глубина 80 см, 1960;
е) Глубина 120 см, 1960 ;
116
ж) Глубина 160 см, 1960;
з) Глубина 240 см, 1960;
и) Глубина 320 см, 1960;
к) Глубина 320 см, 2010;
Рис. 2.29. Пространственное распределение среднегодовой температуры почвы
и грунта в Московском регионе под естественным покровом на различных глубинах в слое до 320 см. Границы Москвы в 1960 и 2010 гг. обозначены чёрной
линией. Красные линии – изотермы температуры грунта. Метеорологические
станции показаны звёздочками.
станций, проводящих измерения температуры почвы и грунта на глубинах существенно сократилось, что затрудняет пространственный анализ. Пример распределения среднегодовой температуры грунта на глубине 320 см за 2010 год
приведён на рис. 2.29 к). В пределах Москвы в настоящее время на этой глубине измерения температуры грунта проводятся только на двух станциях: МГУ и
ТСХА, а в Московской области – на станциях Подмосковная, Можайск и Ко-
117
ломна. Из-за недостаточного количества станций на данном рисунке влияние
города не прослеживается так ярко, как по данным за 1960 год, однако значения
Тг в Коломне и Можайске оказываются существенно ниже, чем на остальных
станциях.
Таким образом, температура грунта на всех глубинах в пределах города
устойчиво выше, чем в сельской местности. Этот эффект можно определить как
«подземный остров тепла». Вероятно, одной из причин этого служит влияние
городского «острова тепла» в воздушном бассейне столицы (Кратцер, 1958;
Ландсберг, 1983) проявляющееся в виде более сильного здесь потока тепла в
почву по сравнению с сельской местностью. Данный эффект на глубинах 160 и
320 см показан авторами в (Корнева, Локощенко, 2012, 2013; Lokoshchenko,
Korneva, 2012, 2015). Дополнительным возможным фактором, определяющим
«подземный остров тепла», являются городские подземные источники тепла,
например, подземные коммуникации, метрополитен, различные подземные сооружения, и др. (см. раздел 1.3.3). Влияние таких источников тепла на температуру грунта на глубинах около 20–30 метров весьма существенно, как отмечено
в некоторых зарубежных исследованиях (см. раздел 1.3.3). В работах Просенкова В.И. (1970, 1972, 1974, 1978) в качестве ещё одного антропогенного фактора, влияющего в частности на температуру подземных вод, отмечено формирование под Москвой депрессионной воронки из-за значительного антропогенного использования подземных вод (раздел 1.3.3). Влияние такой воронки, вероятно, может сказываться и на термическом режиме грунта в приповерхностном слое до 3 м глубиной.
Очевидно, что ряд данных на каждой отдельной станции может быть непоказательным для характеристики городских условий из-за влияния местных
факторов таких как, например, неоднородность почвенного профиля, особый
гранулометрический состав почвы, влажность почвы, близость к подземным
источникам тепла, и др. Поэтому правомерно использовать также количественную характеристику подземного острова тепла. В качестве такой характеристи-
118
ки автором был предложен индекс подземного острова тепла (IПО), определяемый как разность между Тг на городских и сельских станциях (6):
m
n
I по 
T T
i 1
n
S

j 1
S
m
(6),
Где Тs – температура грунта, n и m – количество городских и сельских
станций на данной глубине.
К сожалению, на центральной станции Балчуг температура грунта в 60-е
годы XX века измерялась только до глубины 160 см. Поэтому было рассчитано
2 индекса подземного острова тепла: IПО -1 – с использованием 4-х городских
станций (включая Балчуг) до глубины 160 см – и IПО -2 с учётом только двух
городских станций – МГУ и ТСХА – до глубины 320 см. Далее для краткости
будем обозначать индексы И-1 и И-2. Для обоих индексов были использованы
данные 5 станций за пределами Москвы – Павловский Посад, Можайск, Кашира, Новый Иерусалим и Собакино.
Для расчёта индекса необходим полный ряд данных на всех глубинах. К
сожалению, в 1960 году на некоторых глубинах в связи с отсутствием термометров измерения не проводились. Так, например, на станции Павловский Посад среднегодовые значения Тг доступны только на 5 глубинах: +7,2 °C на 20
см, +7,3 °C на 40 см, +7,1 °C на 80 см, +6,9 °C на 160 см и +6,9 °C на 320 см. На
оставшихся трёх глубинах значения Тг были линейно проинтерполированы:
+7,2, +7,0 и 6,9 °C соответственно на 60, 120 и 240 см. На глубине 20 см для
станции Новый Иерусалим была осуществлена экстраполяция значений с учётом предположения, что вертикальный градиент температуры грунта ∂T г/∂z остаётся постоянным на одной и той же глубине. А именно, мы имеем значения
Тг на данном уровне 20 см в 1955, 1957, 1958, 1961 и 1962 годах. Средняя разность среднегодовых значений на глубинах 20 и 40 см в эти годы составляла
всего –0,03 °C со стандартным отклонением σ, равным 0,10 °C. Таким образом,
119
мы предположили, что значения Тг на глубине 20 см в Новом Иерусалиме было
таким же, как и на глубине 40 см (+6,6 °C).
Результаты расчёта двух вариантов подземного индекса тепла представлены на рис. 2.30.
Рис. 2.30. Вертикальные профили среднегодовой температуры грунта на городских и сельских станциях и среднегодовых значений индексов подземного острова тепла в Московском регионе за 1960 год.
Как видно на рис. 2.30, разность Тг на периферии города и в сельской местности (И-2) находится в пределах от 0,4 до 0,7 °С на различных глубинах и
составляет в среднем 0,55 °С во всём слое от 20 до 320 см. Разность Тг в городе
(включая центральную станцию Балчуг) и в сельской местности (И-1) выше: от
0,6 до 0,8 °С со средним значением 0,73 °С в слое от 20 до 160 см. Несмотря на
значительные различия, оба индекса IПО статистически значимы из-за довольно
высокой точности измерений температуры грунта (±0.2 °C) (Справочник, 1971).
Кроме того, расчёт индекса с учётом станции Балчуг, которая характеризует
120
условия центра города, приводит к более высокому значению индекса IПО. Иначе говоря, эффект подземного острова тепла наиболее сильный в центре города.
Также стоит отметить, что данный феномен распространяется вглубь гораздо
глубже, чем до уровня 320 см, так как значения индекса там сопоставимы со
значениями на верхних горизонтах.
Годовой ход средней разности значений Тг между городскими и сельскими станциями (И-1) для 1960 г. представлен на рис. 2.31. Разность достигает
максимальных величин зимой и ранней весной (с декабря по апрель), а минимальных – в летний период. Это означает, что «подземный остров тепла» сильнее выражен в зимнее время, что согласуется с сезонными закономерностями
распространения «острова тепла» в приземном слое воздуха. Усиление «островов тепла» (как надземного, так и подземного) в зимнее время года связано,
прежде всего, с дополнительным нагревом почвы и приземного слоя атмосферы
в результате отопления зданий. Зимой значения И-1 колеблются около 1 °С (от
+0,9 до +1,2 °C в зависимости от глубины), тогда как в июле значения И-1 значительно ниже – от +0,1 до +0,4 °C в слое глубже 40 см, и даже отрицательные
на уровнях 20 и 40 см – (-0,47 и -0,12 °C соответственно). Смена знака разности
температур на уровне 20 и 40 см неслучайна. В утренние часы температура
приземного воздуха в городе может быть чуть ниже, чем за городом из-за высокой теплоёмкости зданий, в то время как в сельской местности уже начался
прогрев. С учётом инерции, температуры почвы в приповерхностном слое в
пределах города в середине дня могут быть всё ещё холоднее, чем в пригороде.
Кроме того, глубины 20 и 40 см расположены в непосредственной близости от
поверхности почвы, поэтому термический режим здесь в значительной степени
определяется состоянием поверхности. Так, различия в освещённости поверхности почвы на разных станциях могут влиять на температуру почвы на этих
глубинах. В разделе 2.2.1 было показано, что в дневные часы на глубине 20 см
температура почвы под участком, находящимся в тени, может быть вплоть до 1
°С ниже, чем соответствующие значения температуры на хорошо освещаемом
121
участке с естественным покровом. По рис. 2.31 также прослеживается уменьшение амплитуды годового хода И-1 с глубиной. Так, в июле на уровне 20 см
амплитуда максимальна и составляет 1,5 °С.
Таким образом, для Московского региона выявлено наличие эффекта
“подземного острова тепла», который распространяется до глубины ниже 320
см. Интенсивность «подземного острова тепла» различна в зависимости от сезона и глубины.
Рис. 2.30. Годовой ход разности значений Тг на городских и сельских станциях
(значения индекса И-1) в Московском регионе в 1960 году.
2.6. Выводы по главе 2
В данной главе подробно изучен термический режим почвы и грунта в
слое 0–320 см по данным метеорологических станций в Московском регионе за
период XX – начала XXI века. В ходе проведённого анализа были получены
следующие основные результаты:
122
1. Создана электронная база данных о температуре почвы и грунта Тг в
МГУ за период 1955–2013 гг. на участках с естественным покровом и
оголённой поверхностью. Лично автором оцифрованы данные измерений
Тг за период 1955–1965 гг. в слое 20–320 см на двух участках: под естественным покровом и оголённой поверхностью. Всего с бумажных носителей (книжек для записи наблюдений КМ-3) занесено в электронную базу
данных около 140000 значений. Проведён критический контроль всей базы данных, а также статистический анализ.
2. Изучены методические особенности измерений температуры почвы и
грунта в Метеорологической обсерватории МГУ. За период с февраля
2012 по октябрь 2013 при активном участии автора был проведён сравнительный эксперимент данных о Тг на старой и новой естественных площадках (73 серии измерений), и по его результатам введена поправка в
долговременный ряд с 1955 по 2013 гг. Выявлено, что на территории Обсерватории существуют значительные микроклиматические различия в
температурном режиме почвы и грунта вплоть до глубин 320 см.
3. Проведено дополнительное экспериментальное исследование влияния
подземных отопительных коммуникаций на измерения температуры
грунта в МГУ. По данным 4-х скважин на глубине 20 см под естественной поверхностью получено, что по направлению к источнику тепла значимое повышение температуры не прослеживается.
4. Зимой 2013 года исследовано влияние разных материалов защитных
футляров вытяжных термометров (полиэтилена и эбонита) на измерения
Тг в МГУ. Получено, что различия в материале защитных трубок (полиэтилен и эбонит) не оказывают заметного влияния на показания вытяжных термометров. По результатам эксперимента получен акт о внедрении
от Центрального управления по гидрометеорологии и мониторингу окружающей среды (ФГБУ «Центральное УГМС», см. Приложение с. 231).
123
5. Проанализирована динамика Тг на всех глубинах в МГУ за период 1955–
2013: суточная, годовая изменчивость температуры почвы и грунта; тенденции изменения среднегодовых значений за весь период. Выявлено потепление грунта на всех глубинах со скоростью +0,02–0,03 °С/год под естественным покровом и +0,04 °С/год под оголённой поверхностью.
6. С помощью корреляционного анализа исследованы связи температуры
почвы и грунта на всех глубинах с температурой воздуха и высотой
снежного покрова. Получено, что температура почвы и грунта существенно зависит от температуры воздуха, однако под естественным покровом необходимо учитывать также и высоту снежного покрова. С увеличением глубины статистические связи этих величин ослабевают.
7. Подробно изучено вертикальное распределение температуры почвы и
грунта под естественным покровом и обнажённой поверхностью в МГУ,
а также под естественным покровом на станции Подмосковная. Под естественным покровом в этих двух местах температура почвы и грунта не
меняется с глубиной. Под оголённой же поверхностью в МГУ отмечается
рост, основной причиной которого с большой вероятностью являются
различия в состоянии поверхности, в частности большее охлаждение и
промерзание оголённого участка.
8. Был исследован совмещённый вековой ряд Тг по данным ТСХА и МГУ за
1898–2013 гг. Скорость потепления за весь период составила +0,016
°С/год.
9. На всех глубинах проанализирована динамика Тг по данным станции
Подмосковная, расположенной в 24 км к западу от Москвы. Здесь за последние 49 лет, как и в МГУ, отмечается потепление на всех глубинах со
скоростью 0,02 °С/год в слое 20–320 см и 0,04 °С/год на поверхности
почвы. Совпадение темпов роста температуры почвы и грунта в Москве и
за её пределами (по данным МГУ и Подмосковной) говорит о том, что
124
потепление происходит с одинаковой скоростью как в мегаполисе, так и в
фоновой местности.
10. В результате анализа пространственной структуры температуры почвы и
грунта в Московском регионе выявлен эффект подземного «острова тепла». Разность Тг в городе и сельской местности составляет в среднем от
0,6 до 0,8 °С, при этом значения в центре Москвы могут превышать значения на станциях Московской области даже на 1,6–1,7 °С. Автором совместно с её руководителем предложен количественный индекс подземного «острова тепла» и с его помощью исследован годовой ход разности
среднемесячной температуры почвы и грунта на станциях Москвы и Московского региона. Разность между значениями температуры на городских и сельских станциях достигает максимальных величин зимой и ранней весной (с декабря по апрель), а минимальных – в летний период. Такая закономерность хорошо согласуется с сезонными особенностями распространения «острова тепла» в приземном слое воздуха.
125
ГЛАВА 3. ТЕРМИЧЕСКИЙ РЕЖИМ НИЖНЕЙ ТРОПОСФЕРЫ В МОСКОВСКОМ РЕГИОНЕ
Как было показано в разделе 1.2 главы 1, современные изменения климата проявляются и в изменениях температуры более высоких слоёв атмосферы, а
именно в потеплении тропосферы и одновременном похолодании стратосферы
и, особенно, мезосферы. Однако региональные особенности этих изменений и
их подробное распределение с высотой остаются до сих пор малоизученными.
Поэтому для более полного понимания природы современного потепления необходимо детальное изучение термического режима нижней тропосферы в пределах до 2–4 км над поверхностью земли. Требуются многолетние послойные
оценки температуры воздуха и скорости её изменений с высоким пространственным разрешением. Кроме того, термический режим в конкретной точке определяется не только глобальными изменениями климата, но и местными особенностями. В частности, изменения температуры воздуха на стандартной высоте 2 м над подстилающей поверхностью за последние десятилетия в городах
происходят быстрее, нежели в фоновой местности, за счёт усиления эффекта
городского «острова тепла». Поэтому исследование изменений термического
режима над Московским регионом в нижнем 500-метровом слое представляет
интерес и с точки зрения динамики городского «острова тепла» и изучения его
вертикальной протяжённости. В пределах Московского региона имеются три
источника данных, которые и были привлечены для решения данной задачи:
радиозондирование в Центральной Аэрологической обсерватории (ЦАО) в
Долгопрудном, высотная метеорологическая мачта в Обнинске, а также высотный комплекс измерений на телебашне в Останкино. Рассмотрим подробнее
каждый из них.
126
3.1. Измерения температуры воздуха на различных высотах в Московском
регионе
3.1.1. Радиозондирование в Центральной аэрологической
обсерватории
В настоящее время радиозондирование атмосферы является основным методом
получения данных о характеристиках атмосферы на высотах до 30 км (см. главу
1 раздел 1.2.1). В Московском регионе (Москва и Московская область) регулярное радиозондирование проводится в Центральной Аэрологической обсерватории в городе Долгопрудный (5 км к северу от Москвы). Центральная Аэрологическая Обсерватория (ЦАО) была основана в сентябре 1941 года «в целях
быстрого проектирования, изготовления и испытания новых конструкций аэрометеорологических приборов и улучшения зондирования атмосферы в городе
Москве» (URL: http://www.cao-rhms.ru/history.html). В первые годы работы обсерватории в радиозондировании использовались гребенчатые зонды системы
Молчанова РЗ-035, РЗ-043 и РЗ-049. Начиная с 1957 года, взамен серии РЗ стали использоваться зонды А-22, затем РКЗ, МАРЗ и МРЗ. С 1988 года применяются зонды МРЗ-3А (рис. 3.1). Датчик температуры в зондах данной серии
представляет собой медно-марганцевый полупроводниковый терморезистор с
коэффициентом инерции около 5–7 с (Коковин, 1966; Ivanov et al., 1989). Погрешность измерений температуры воздуха составляет ±0,5 °С. Диапазон измерений температуры находится в пределах от -80 до +50 °С, относительной
влажности – от 15 до 98%. Радиозонд выпускается в различных модификациях
в зависимости от радиолокационных станций слежения: АВК или МАРЛ-А или
«ВЕКТОР-М» (рис. 3.2). Выпуски проводятся 2 раза в сутки в стандартные сроки в 03:30 и 15:30 по летнему московскому времени (что по зимнему времени
соответствует срокам 02:30 и 14:30). Далее везде будем указывать сроки радио-
127
зондирования по летнему времени. До 1993 года осуществлялось 4-х разовое
зондирование с дополнительными сроками в 09:30 и 21:30 по летнему московскому времени.
Рис. 3.1. Радиозонд МРЗ-3А.
а)
б)
в)
Рис. 3.2. Радиолокационные комплексы: а) АВК; б) МАРЛ; в) ВЕКТОР-М.
В распоряжение автора были предоставлены данные радиозондирования
в ЦАО за период с 1991 по 2013 гг. Первая часть данных (с 1991 по 2000 гг.)
находилась на бумажных носителях – на перфолентах микро-ЭВМ системы
АВК. В состав этих данных входит и специальная телеграмма «приземный
слой», не включающаяся в международный код обмена аэрологическими дан-
128
ными КН-04 и хранящаяся только на станции. Эта телеграмма представляет собой данные о метеорологических параметрах (температуре воздуха, относительной влажности, скорости и направлении ветра) на следующих высотах над
уровнем станции: в слое 100 м – 1 км на высотах, кратных 100 м, а также на
уровнях 2 и 4 км. Значения метеорологических параметров на этих уровнях
представляют собой интерполяцию ближайших к этим высотам показаний радиозонда. Кроме того, отдельно записывались значения приземной температуры воздуха на стандартной высоте 2 м как по показаниям радиозонда, так и по
показаниям станционного психрометра в будке. Такие распечатки по единому
образцу производились программным обеспечением комплекса АВК для каждого выпуска, что позволяет легко сравнивать метеорологические параметры в
разные периоды времени. Начиная с 2000 гг. по настоящее время автоматическим программным комплексом ЭОЛ создаётся электронный файл телеграммы
«приземный слой» по тому же образцу, что и ранее на бумажных носителях.
Таким образом, единый формат записи обеспечивает однородность имеющегося ряда данных за весь промежуток времени с 1991 по 2013 гг.
Поскольку данные за период с 1991 по 2000 гг. были доступны только на
бумажных носителях, перед автором стояла задача перевести эти данные в
электронный вид. В связи с этим, был создан специальный шаблон в программе
Microsoft Excel (см. Приложение с. 222) для занесения данных радиозондирования основных метеорологических параметров в слое 100–1000 м через каждые
100 м, а также на уровне 2 и 4 км. Кроме того, с бумажных носителей заносились в архив приземные значения температуры воздуха, как по данным радиозонда, так и термометра в психрометрической будке, при этом в автоматическом режиме рассчитывалась их разность. Считая условно эту разность за поправочный коэффициент к показаниям радиозонда, все значения температуры
воздуха в слое 100–4000 м дополнительно пересчитывались с учётом этой поправки. Таким образом, в электронную базу данных были занесены как исходные отсчёты радиозондов, так и исправленные с учётом наземных измерений в
129
психрометрической будке. Кроме того, электронный шаблон в автоматическом
режиме позволял построить вертикальные профили температуры воздуха за
каждый отдельный срок. С помощью этих профилей, в частности, был осуществлён первичный контроль данных на предмет выявления явных ошибок занесения данных. Пример такого контроля приведён на рис. 3.3. Автором была
а)
б)
Рис. 3.3. Первичный контроль данных радиозондирования в слое 2–4000 м,
оцифрованных с бумажных носителей за период с 1991 по 2000 гг.: а) выявление очевидно ошибочных значений (лишний знак); б) исправление ошибочных
значений.
130
осуществлена проверка всех профилей температуры воздуха за период с 1991
по 2000 гг. После проверки осуществлялась статистическая обработка данных,
а именно расчёт среднесуточных, среднемесячных и среднегодовых значений
температуры воздуха в слое 2–4000 м как с учётом, так и без учёта поправки на
показания термометра в психрометрической будке.
Данные радиозондирования за период с 2001 по 2013 гг. были предоставлены сотрудниками ЦАО уже в электронном виде, однако тоже потребовали
первичной обработки и систематизации. В частности, данные по отдельным
100-метровым слоям (в диапазоне высот 100–1000 м) а также на уровнях 2 и 4
км хранятся в специальных файлах GLAYER, создаваемых автоматическим
комплексом ЭОЛ. Приземные значения температуры по радиозондам, а также
их приземная ошибка с учётом показаний в будке записываются в файлы формата TAE3. К сожалению, файлы GLAYER были созданы не за все выпуски радиозондов, поэтому с помощью программы ЭОЛ, предоставленной ЦАО, автором были созданы недостающие файлы, и тем самым получен полный архив за
2001–2013 гг. Далее осуществлялось чтение этих файлов, а затем осреднение
значений температуры воздуха с помощью программы, написанной на языке
фортран (см. Приложение с. 223), их дальнейшая систематизация, и статистический анализ.
3.1.2. Измерения на высотной метеорологической мачте в Обнинске
Одним из уникальных измерительных комплексов в России является высотная метеорологическая мачта в Обнинске (80 км к юго-западу от Москвы,
URL: http://typhoon-tower.obninsk.org/ru/). Обнинская мачта (ВММ-310) является научно-техническим объектом Института Экспериментальной метеорологии
НПО «Тайфун», введена в эксплуатацию в 1959 году. Она представляет собой
трубчатую структуру высотой 310 м, диаметром 2,4 м (рис. 3.4) Для размеще-
131
ния измерительной техники имеется 13 рабочих площадок с шагом 25 м по высоте и с четырьмя выдвижными реями длиной 6 м на каждой из площадок кроме земли (Клинов, 1965). Ширина балконов на каждой площадке составляет 1,5
м. Таким образом, отношение длины выдвижных рей к диаметру самой мачты
составляет 2,5, а с учётом ширины балконов – 3,1. Для полного исключения
ошибок, связанных с влиянием мачты, наилучшим считается отношение в 5 калибров (в более мягком варианте – пятикратное превышение радиуса башни
(Методические указания, 1975). Помимо метеорологических величин (температуры и влажности воздуха, скорости и направления ветра, атмосферного давления), проводятся измерения также характеристик атмосферной турбулентности,
оптических характеристик по наклонным трассам. Основные достоинства и
преимущества ВММ-310 по сравнению с другими методами исследования пограничного слоя атмосферы – возможность синхронного измерения профилей
физических величин в 300-метровом слое с любым временным разрешением
при любых погодных условиях. Для регулярных измерений в обычных условиях используются 3 уровня мачты – 2/10 м (2 м – для измерений температуры воздуха, 10 м – для измерений ветра), 121 м и 301 м. Точность измерения температуры воздуха составляет ±0,2–
0,3 °С (Клинов, 1965).
В распоряжение авторов были предоставлены данные измерений основных метеорологических параметров в стандартные сроки
наблюдений (через каждые 3 часа) за период с
Рис. 3.4. Высотная метеорологическая мачта в Обнинске.
1993 по 2013 гг. Данные были предоставлены
сотрудниками НПО «Тайфун» в удобном для
обработки и последующего анализа формате в виде текстового электронного
132
файла. Конечно, ряд данных о температуре воздуха за 20 лет содержит некоторые пропуски (16 месяцев с пропусками), связанные, по-видимому, с неисправностью приборов (особенно на уровне 301 м). При получении среднемесячных
значений температуры воздуха эти пропуски были учтены, и соответствующие
недостающие месяцы проинтерполированы с учётом данных на ближайших
высотных уровнях. При такой интерполяции предполагалось постоянство градиента температуры воздуха с высотой в данный месяц за различные годы. Повидимому, такой подход к интерполяции данных позволяет получить наиболее
близкое к реальному среднемесячное значение температуры воздуха, поскольку
изменчивость вертикального градиента в среднем за отдельные месяцы мала.
Ранее в СССР для метеорологических измерений использовались мачты в
основном высотой до 100–150 см (Клинов, 1975). В настоящее время высотная
метеорологическая мачта в Обнинске не имеет аналогов в РФ и странах СНГ.
На территории России недалеко от населённого пункта Зотино Туруханского
района Красноярского края с 2006 года введена в эксплуатацию ещё одна высотная экспериментальная мачта высотой 304 метра, однако она предназначена
в основном для оценки концентрации парниковых газов в атмосфере на различных высотах. В настоящее время в мире имеется несколько десятков высотных
метеорологических мачт, аналогичных ВММ-310. Так, например одна из таких
мачт располагается в Нидерландах в провинции Утрехт и имеет высоту 213 м.
Мачта
функционирует
с
1972
г.
(URL:
http://www.knmi.nl/~bosveld/experiments/documentation/). В настоящее время
здесь измеряется температура воздуха, температура точки росы, скорость и направление ветра на уровнях 2, 10, 20, 40, 80, 140 и 200 м. Другим примером подобного рода сооружений является метеорологическая мачта в Пекине, действующая с 1978 г. Регулярные же измерения без пропусков данных начались
здесь только в 1991 году. Температура воздуха измеряется на 15 уровнях – от 8
до 320 м (Yu et al., 2013). Данные метеорологической мачты в Пекине широко
используются для изучения характеристик городского пограничного слоя атмо-
133
сферы, а также влияния урбанизации на изменение температуры воздуха (Yu et
al., 2013). Наибольшее количество мачт и башен, использующихся для метеорологических измерений, – в США. В настоящее время там успешно функционирует около 20 специализированных метеорологических мачт (башен) (Нахаев, 2009). Наиболее известная среди них – высотная мачта в г. Боулдере (Колорадо) высотой 300 м с тремя (как и в Обнинске) уровнями регулярных измерений: 10, 100 и 300 м.
3.1.3. Измерительный комплекс на Останкинской телебашне
В пределах Москвы высотные измерения основных метеорологических
параметров осуществляются на Останкинской телебашне (рис. 3.5) с 1968 года.
Высота башни составляет 540 м. Ежедневно с дискретностью 1–3 мин на высотах 85 м, 128 м, 201 м, 253 м, 305 м, 385 м и 503 м измеряются скорость и направление ветра, температура воздуха, относительная влажность. Метеорологические датчики располагаются на выносных реях длиной 10 м на всех высотах кроме 503 м, где длина выносной реи составляет 5 м (рис. 3.5, Клинов,
1971). Отношение длины реи к диаметру башни близко к 1,0–1,5 на всех уровнях, кроме самого верхнего (503 м), где оно составляет 6,9, а с учётом ширины
балкона – даже 9,0.
В 2000 г. на Останкинской телебашне были установлены и используются
в настоящее время новые приборы для измерения метеорологических параметров. В частности, для измерения температуры воздуха используется датчик
температуры (платиновый терморезистор) производства Финляндии фирмы
VAISALA HMP-45D. Точность этого датчика составляет ±0,2 °С. Временная
дискретность измерений – несколько минут. Кроме того, у поверхности земли в
непосредственной близости от башни в 100 м осуществляются стандартные метеорологические наблюдения.
134
В распоряжение автора были предоставлены данные о температуре воздуха за период 2000–2013 гг. на стандартной высоте 2 м над подстилающей поверхностью и на четырёх уровнях телебашни: 128 м, 305 м, 385 м и 503 м (см.
рис. 3.5). Данные записываются в электронные файлы с датчиков телебашни в
автоматическом режиме, поэтому имеют удобный формат для последующей их
обработки. Для сортировки, чтения и последующего осреднения данных автором была написана программа на языке FORTRAN (см. Приложение, с. 226).
Программа по сортировке данных позволяет выбирать требуемые метеорологические параметры, высоту измерений, а также период времени от суток до нескольких лет непосредственно из архива Останкинской телебашни. Эта программа была передана сотрудникам метеорологического обеспечения Останкинской телебашни для удобства работы с большим массивом данных башни.
По результатам работы был получен акт о внедрении от РТРС (Российская телевизионная и радиовещательная сеть, см. Приложение, с. 233).
Рис. 3.5. Метеорологические приборы на Останкинской телебашне.
135
3.2. Изменения температуры воздуха в нижней тропосфере
Московского региона за последние десятилетия
По данным глобальных архивов радиозондирования и спутниковым данным средняя глобальная температура повышается не только в приземном слое,
но и во всей тропосфере (глава 1 раздел 1.2.2). Интересно проследить, наблюдается ли подобная тенденция в Московском регионе и насколько она сильная в
последние десятилетия. Для этой цели были использованы данные радиозондирования в ЦАО за период 1991–2013 гг., метеорологической мачты в Обнинске
за период 1993–2013 гг., а также Останкинской телебашни за период 2000–2013
гг.
Исследование динамики термического режима по данным радиозондирования сопряжено с некоторой методической особенностью. Каждый раз перед
выпуском показания радиозонда сравниваются с показаниями термометра в
психрометрической будке. Допуск радиозонда к полёту составляет ±1,8 °С (Наставление, 2003), что означает, что отличия в показаниях температуры воздуха
(Т) по радиозонду от измерений в будке могут быть существенны. Поэтому, для
каждого выпуска радиозонда была рассчитана поправка, равная разности температуры воздуха по показаниям станционного психрометра в будке и датчика
радиозонда. Среднемесячные значения данной поправочной разности за период
с 1991 по 2000 гг. приведены в таблице 3.1. Пустые ячейки в таблице соответствуют месяцам, когда радиозондирование не проводилось. Так, зонды не выпускались в июле, августе и октябре 1996 г., а также в дневные сроки с января
по апрель 2000 гг.
Как видно по таблице 3.1, большинство среднемесячных значений поправочной разности отрицательны – как днём, так и ночью, в любое время года.
Таким образом, значения температуры по данным радиозонда в большинстве
случаев оказываются выше, чем по данным термометра в будке. Причиной таких направленных различий может быть завышение значений температуры
136
Таблица 3.1. Среднемесячные разности температуры воздуха по данным станционного психрометра в метеорологической будке и датчика радиозонда за период 1991–2000 гг. Пустые клетки – отсутствие данных радиозондирования.
Год
Месяцы
Ночь,
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
Год
1991
0.04
0.08
-0.03
0.11
-0.02
-0.23
-0.11
-0.29
-0.16
-0.21
-0.11
0.01
-0.07
1992
0.03
0.04
-0.29
-0.18
-0.25
-0.34
-0.62
-0.55
-0.44
-0.21
-0.10
-0.02
-0.24
1993
0.00
-0.21
-0.53
-0.17
-0.48
-0.32
-0.64
-0.63
-0.57
-0.72
-0.85
-0.38
-0.46
1994
-0.32
-0.21
-0.53
-0.17
-0.48
-0.32
-0.64
-0.63
-0.57
-0.72
-0.85
-0.38
-0.48
1995
-0.28
-0.32
-0.26
-0.34
-0.67
-0.83
-0.62
-0.66
-0.37
-0.76
-0.03
0.09
-0.42
1996
0.07
0.18
-0.35
-0.29
-0.67
-0.42
-0.49
-0.48
-0.28
1997
-0.21
-0.11
1.30
-0.30
-0.36
-0.52
-0.68
-0.64
-0.50
-0.69
-0.23
0.05
-0.24
1998
-0.23
-0.22
-0.21
-0.06
-0.56
-0.55
-0.53
-0.47
-0.48
-0.05
0.05
0.18
-0.26
1999
0.30
0.10
-0.08
-0.48
-0.34
-0.86
-0.44
-0.69
-0.55
-0.29
-0.06
0.07
-0.28
2000
0.05
-0.16
-0.07
-0.15
-0.19
-0.40
0.01
-0.56
-0.26
0.04
0.00
0.00
-0.14
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
Год
03:30
-0.12
День,
15:30
1991
-0.02
-0.05
-0.10
-0.03
-0.07
-0.37
0.03
-0.10
-0.18
-0.23
-0.18
-0.19
-0.12
1992
-0.13
-0.24
-0.33
-0.03
-0.39
-0.23
-0.30
-0.22
-0.16
-0.21
-0.11
-0.27
-0.22
1993
0.00
-0.20
-0.23
-0.17
-0.68
-0.39
-0.14
-0.36
-0.23
-0.60
-0.83
-0.23
-0.34
1994
0.00
-0.20
-0.23
-0.17
-0.68
-0.39
-0.14
-0.36
-0.23
-0.60
-0.83
-0.23
-0.34
1995
-0.58
-0.48
-0.09
-0.21
-0.62
-0.36
0.08
-0.23
-0.01
-0.28
0.16
-0.03
-0.22
1996
-0.19
0.08
-0.29
0.64
-0.29
0.32
-0.29
-0.40
-0.04
1997
0.03
-0.14
-0.38
0.05
-0.15
0.01
-0.20
-0.60
-0.19
-0.72
-0.14
-0.15
-0.21
1998
0.00
0.04
-0.17
0.09
-0.05
-0.03
0.25
0.06
0.08
-1.10
0.32
0.14
-0.03
1999
0.35
0.31
0.31
-0.01
0.17
-0.42
0.17
-0.03
-0.40
-0.30
-0.01
0.30
0.04
0.29
0.06
-0.10
0.20
0.19
0.00
0.11
0.17
0.12
2000
0.03
137
воздуха вследствие нагрева незатенённого датчика зонда (ММТ) при его сборке
в помещении аэрологической станции (в корпусе №3 ЦАО) или при его переносе на площадку. Поскольку традиционные измерения в психрометрической
будке являются эталонными во всём мире, все значения, полученные по показаниям радиозонда, были приведены к показаниям станционного психрометра с
помощью поправочной разности. При этом считалось, что с высотой данная
поправка остаётся неизменной. Таким образом, далее для анализа динамики
температуры воздуха будем использовать не исходные данные радиозондирования, а значения температуры воздуха уже с учётом поправки.
При анализе климатических данных распространённой проблемой для
получения среднемесячных и среднегодовых значений является наличие пропусков в рядах климатических параметров. Ряды данных радиозондирования за
период с 1991 по 2013 гг. содержат пропуски в некоторые дни за различные месяцы на всех высотах, связанные с техническими проблемами или с запретом
радиозонда к полёту в отдельные дни в связи с неблагоприятными погодными
условиями. При получении среднемесячных значений отсутствующие значения
Т в отдельные дни не учитывались, если количество таких дней в месяце составляло менее 20. Если же количество пропущенных дней превышало 20, то
осреднение за месяц по доступным данным не проводилось. В частности, в
ночные сроки существенные пропуски (более 20 дней) содержатся в 8 месяцах
из 276 месяцев за весь период с 1991 по 2013 гг., в дневные сроки – в 17 месяцах (в том числе за период только с 1991 по 2000 гг., как видно в таблице 3.1).
Среднемесячные значения Т для этих месяцев были получены с помощью данных наземных измерений в Метеорологической Обсерватории МГУ. Так, для
месяцев, за которые имеются пропуски, за другие годы были рассчитаны разности приземной температуры воздуха на 2 м в МГУ и ЦАО. В соответствие со
средней разностью за эти годы были получены значения Т на 2 м в ЦАО за недостающие месяцы. На вышележащих уровнях (в слое от 100 м до 4 км) пропуски в данных были восстановлены по послойным значениям градиента тем-
138
пературы, характерным в среднем для данного месяца. Таким образом, после
заполнения недостающих данных среднемесячные и среднегодовые значения Т
в Долгопрудном доступны за период с 1991 по 2013 гг.
На рис. 3.6 представлен многолетний ход температуры воздуха на различных высотах в нижней тропосфере по данным радиозондирования в ЦАО
отдельно для ночных и дневных выпусков за период 1991–2013 гг. Видно, что
как в ночное, так и в дневное время суток наблюдается повышение температуры воздуха за последние 23 года на всех высотах (рис. 3.6). Рост температуры
воздуха ночью и днём на всех высотах с точностью до десятых долей градуса
составил в среднем за весь период +0,1°С/год. Заметим, что на стандартном
уровне 2 м повышение Т за весь период с 1991 по 2013 гг. происходит на 0,03–
0,04 °С/год медленнее, чем в вышележащих слоях вплоть до 4 км. Начиная с
уровня 100 м, с увеличением высоты не наблюдается направленной тенденции
изменения темпов роста температуры воздуха – во всём слое от 2 м до 4 км потепление происходит практически с одинаковой скоростью. В первые десять
лет (с 1991 по 2000 гг.) в слое от 200 м до 2 км скорость роста температуры воздуха днём в 1,1–2,0 раза превосходила соответствующее значение в ночное
время суток, а у поверхности земли – даже втрое (табл. 3.2). За период с 2001
по 2013 гг. наблюдается обратная тенденция: увеличение температуры ночью
происходит интенсивнее, чем днём в 1,2–1,6 раза. В целом же за весь период с
1991 по 2013 гг. различия в темпах роста ночных и дневных температур практически не проявляются. Статистическая значимость коэффициентов тренда за
период 1991–2013 гг. здесь и далее была оценена с помощью классического
критерия Стъюдента по формуле (5). Различия в температурах воздуха в начале
и конце периода статистически значимы во всём слое от 2 м до 4 км. На уровне
2 м доверительная вероятность различий составляет 0,98, ночью на уровнях 100
и 200 м – 0,99, а начиная с высоты 300 м – даже 0,999. Днём в 15:30 различия
статистически значимы с доверительной вероятностью 0,999 в слое 100–300 м,
в слое 400 м – 2 км – с уровнем значимости 99%, а на 4 км – 98%.
139
а)
б)
Рис. 3.6. Изменения среднегодовой температуры воздуха на высотах в слое 2–
4000 м по данным радиозондирования в ЦАО за период 1991–2013 гг.: а) за
ночной срок в 03:30; б) за дневной срок в 15:30.
140
Таблица 3.2. Коэффициенты линейного тренда температуры воздуха на
различных высотах по данным радиозондирования в Долгопрудном за периоды
1991–2013, 1991–2000 и 2001–2013 гг.
Высота,
м
1991–2013
1991–2000
2001–2013
ночь
день
ночь
день
ночь
день
2
0,06
0,07
0,03
0,10
0,06
0,06
100
0,08
0,10
0,07
0,14
0,06
0,06
200
0,09
0,11
0,10
0,15
0,07
0,06
300
0,10
0,10
0,11
0,15
0,07
0,06
400
0,10
0,10
0,11
0,15
0,08
0,06
500
0,10
0,10
0,11
0,14
0,08
0,06
600
0,10
0,09
0,11
0,14
0,09
0,06
700
0,11
0,10
0,11
0,15
0,10
0,07
800
0,11
0,10
0,11
0,15
0,10
0,07
900
0,11
0,10
0,14
0,15
0,11
0,07
1000
0,11
0,10
0,14
0,15
0,11
0,07
2000
0,12
0,09
0,13
0,16
0,11
0,08
4000
0,11
0,09
0,12
0,20
0,10
0,09
Различия в изменениях температуры воздуха ночью и днём не проявляются и при аппроксимации рядов данных степенными трендами более высоких
порядков. Тренды 2-й, 3-й и 6-й степени показаны для примера на высотах 500
и 4000 м на рис. 3.7. Параболический тренд практически совпал с линейным и
показывает монотонное увеличение температуры, кубический тренд на этих
высотах демонстрирует основное повышение температуры воздуха в конце девяностых – начале 2000-х годов, а затем замедление потепления и даже
141
а)
б)
Рис. 3.7. Изменения температуры воздуха на высотах 500 м (а) и 4000 м (б) по
данным ЦАО для ночных (синяя кривая) и дневных (красная кривая) сроков с
аппроксимацией различными степенными трендами: чёрная линия – линейный
тренд, зелёная линия – тренд 2-й степени, розовая линия – кубический тренд,
голубая линия – тренд 6-й степени. R2 – показатель достоверности тренда.
142
небольшое похолодание в последние несколько лет. Это замедление потепления проявляется в последние годы на всех высотах вплоть до 4 км. Тренд 6-й
степени кроме всех описанных выше тенденций показывает также резкое понижение температуры воздуха в начале 1990-х годов и её интенсивный рост,
начиная с 1994 года. Эти закономерности проявляются на всех уровнях, вплоть
до 4 км.
Рассмотрим изменения температуры воздуха в Обнинске и сравним их с
представленными выше по данным радиозондирования в ЦАО. Как и в данных
радиозондирования, здесь также были обнаружены пропуски с 1993 по 2013 гг.
Так, всего за этот период было 12 месяцев с количеством пропущенных дней
более 20, причём только на уровнях 121 или 301 м. Поэтому недостающие
среднемесячные значения Т были легко восстановлены по приземным данным
на уровне 2 м с помощью вертикального температурного градиента за соответствующие месяцы с пропусками. Динамика среднегодовой температуры воздуха за последние 21 год по данным трёх уровней метеорологической мачты в
Обнинске (2 м, 121 м и 301 м) приведена на рис. 3.8.
Рис. 3.8. Изменения среднегодовой температуры воздуха по данным измерений
на трёх уровнях высотной метеорологической мачты (2 м, 121 м и 301 м) в Обнинске за период 1993–2013 гг.
143
При аппроксимации линейным трендом на всех трёх уровнях наблюдается повышение температуры воздуха, на уровнях 2 и 301 м скорость потепления в
среднем за год составила +0,07 °С/год, а на высоте 121 м: +0,08 °С/год. Тренды
более высоких степеней для всех трёх уровней мачты (рис. 3.9) позволяют проследить более подробную динамику температуры воздуха за период с 1993 по
2013 гг. Параболический и кубический тренды показывают небольшое
а)
б)
в)
Рис. 3.9. Изменения среднегодовой температуры воздуха по данным метеорологической мачты в Обнинске на высотах 2 м (а), 121 м (б) и 301 м (в) за период с
1993 по 2013 гг. с аппроксимацией трендами различных степеней. Чёрная линия – линейный тренд, красная линия – параболический тренд, розовая линия –
тренд пятой степени, коричневая линия – тренд шестой степени.
144
замедление потепления в последние 3–5 лет, а тренд 6-й степени – даже небольшое похолодание вплоть до последнего значения в ряду данных (2013 г.).
Ряды температуры воздуха за период 1993–2013 гг. в Долгопрудном и
Обнинске в среднем за сутки, а также ночью и днём приведены на рис. 3.10.
Поскольку выпуски радиозондов осуществляются только два раза в сутки,
среднее из двух значений Т в эти сроки будет отличаться от среднесуточного
значения температуры воздуха. Поэтому, для получения среднесуточного значения в Долгопрудном нужно было оценить насколько среднее значение Т по
этим двум срокам отличается от среднесуточного. Такая оценка была сделана с
помощью данных о приземной температуре воздуха в Метеорологической Обсерватории МГУ. Для этого были использованы подробные почасовые данные
термографа за период 1954–1960 гг. Было рассчитано среднее значение температуры воздуха на 2 м за 2:30 и 14:30 по московскому зимнему времени, а также среднесуточное значение Т с 1 часу до 24 часов включительно. Затем было
оценено отношение средней Т (в градусах Кельвина) по двум срокам к среднесуточной температуре, которое оказалось очень устойчивой характеристикой и
в среднем за год за весь период 1954–1960 гг. составило 0,999. Соответственно
среднее из 2-х сроков значение Т в ЦАО было умножено на этот коэффициент
для получения среднесуточного значения.
В среднем за сутки, а также в дневные и ночные сроки скорость повышения температуры воздуха в Долгопрудном выше, чем в Обнинске в 1,4–1,7 раза
(рис. 3.10). Это связано, вероятно, с более интенсивной застройкой Москвы в
северном направлении и, в частности, в окрестностях Долгопрудного. Так, на
всех трёх уровнях (2 м, 100–121 м, 300–301 м) повышение Т в Долгопрудном за
период 1993–2013 гг. составило +0,09–0,14 °С/год, а в Обнинске +0,06–0,09
°С/год. Различия в трендах ночью и днём в Обнинске практически не проявляются, так, на уровне 121 м рост температуры происходил с одинаковой скоростью как ночью, так и днём, а на уровнях 2 м и 301 м – ночью всего лишь на
0,01 °С/год быстрее, чем днём.
145
а) 100–121 м, в среднем за сутки
300–301 м, в среднем за сутки
б) 100–121 м, ночь
300–301 м, ночь
в) 100–121 м, день
300–301 м, день
Рис. 3.10. Изменения среднегодовой температуры в Долгопрудном и Обнинске
на высотах 100–121 м и 300–301 м а) в среднем за сутки; б) ночью; в) днём.
146
Вертикальные профили коэффициента тренда за период 1993–2013 гг. по
данным ЦАО и Обнинска показаны на рис. 3.11. Здесь более ярко видно повышение темпов роста Т в ЦАО по сравнению с Т в Обнинске. Как в Долгопрудном, так и в Обнинске значение коэффициента тренда на высоте 2 м на несколько сотых °С меньше, чем на вышележащих уровнях. Распределение тренда с высотой в слое от 100 до 4000 м по данным радиозондирования практически однородно, небольшой максимум на уровне 200 м днём, вероятно, носит
случайный характер и не обладает высоким уровнем достоверности. Для сравнения на рис. 3.11 показано также значение коэффициента тренда среднесуточной приземной температуры воздуха по данным МО МГУ, которое
Рис. 3.11. Распределение коэффициента линейного тренда температуры воздуха
с высотой ночью и днём по данным радиозондирования в ЦАО и высотной
мачты в Обнинске, а также коэффициент линейного тренда среднесуточной
температуры воздуха в МГУ за период 1993–2013 гг.
147
совпало с точностью до сотых долей градуса с соответствующим значением в
Долгопрудном за дневные сроки (+0,08 °С/год). Таким образом, темпы роста
приземной температуры воздуха в МГУ близки к соответствующему значению
в Долгопрудном, несмотря на то, что он находится в Северном пригороде столицы. В Обнинске скорость повышения приземной температуры воздуха за период 1993–2013 гг. составила +0,06 °С/год днём и +0,07 °С/год ночью.
Отдельный интерес также представляет исследование сезонной динамики
изменчивости температуры воздуха в нижней тропосфере. На рис. 3.12 показаны изменения температуры воздуха зимой (в среднем за декабрь–январь) и летом (в среднем за июнь–август) по данным в Долгопрудном и Обнинске за период 1993–2013 гг. Заметим, что для Долгопрудного здесь использовано среднее значение Т по двум срокам, которое в среднем за год, как было показано
выше, практически совпадает с её среднесуточным значением. Как видно по
рис. 3.12, на всех трёх уровнях как в Долгопрудном, так и в Обнинске температура воздуха зимой немного уменьшается
– тренд составляет -0,01…-0,04
°С/год, однако его статистическая значимость невелика и составляет по критерию Стъюдента менее 90%. В летнее время суток за рассматриваемый период
наблюдается заметное повышение температуры воздуха в обоих пунктах, в
Долгопрудном чуть быстрее – со скоростью +0,18…+0,22 °С/год, в Обнинске –
+0,11…+0,16 °С/год. В Долгопрудном повышение летних температур отмечается на всех уровнях от 2 м до 4000 м, причём статистическая достоверность этих
изменений равна 99% на всех уровнях кроме 2 м, где она составляет 95%. В
Обнинске же, несмотря на заметное на рис. 3.12 качественное увеличение температуры воздуха, его значимость составляет менее 10%.
На рис. 3.13 представлен годовой ход коэффициента линейного тренда
среднемесячной температуры воздуха за период 1993–2013 гг. по данным Долгопрудного и Обнинска. Видно, что как на всех трёх уровнях изменчивость в
годовом ходе температуры воздуха в Долгопрудном и Обнинске сходная.
148
а)
б)
в)
Рис. 3.12. Изменения среднесезонной температуры воздуха на уровне 300–301
м по данным ЦАО и Обнинска зимой (декабрь–февраль) и летом (июнь–август)
в среднем за период 1993–2013 гг. на высотах: а) 2 м; б) 100–121 м; в) 300–301
м.
149
а)
б)
в)
Рис. 3.13. Изменения коэффициента линейного тренда среднемесячной температуры воздуха за период 1993–2013 гг. по данным ЦАО и Обнинска: а) на
уровне 2 м; б) на уровне 100–121 м, в) на уровне 300–301 м.
Заметим, что коэффициенты тренда распределены по месяцам неравномерно, и
к тому же, имеют разный знак. Так, с января по март наблюдается отрицательный тренд температуры воздуха на обоих уровнях, а с апреля по декабрь – положительный. Такая закономерность говорит о том, что на этих высотах за последние 21 год потепление обусловлено в основном только ростом температуры воздуха в тёплое и переходное время года, а также в период климатического
150
предзимья. Максимальное значение тренда в ноябре на обоих уровнях, скорее
всего, связано с особенностями аппроксимации линейным трендом, который
очень чувствителен к значениям на краях ряда данных.
Динамика среднегодовой температуры воздуха по данным Останкинской
телебашни за период с 2002 по 2013 гг. представлена на рис. 3.14. При аппроксимации линейным трендом на всех уровнях наблюдается повышение температуры со скоростью 0,02–0,07 °С/год. Вследствие малого размера выборки (всего
12 лет) статистическая достоверность коэффициентов линейных трендов составляет на высоте 2 м – 90%, на других уровнях – менее 90%. Сезонная динамика температуры воздуха зимой и летом показана на рис. 3.15. Как и в Долгопрудном и Обнинске, наблюдается слабый отрицательный тренд для зимних
месяцев, и заметное повышение температуры воздуха в летнее время года, однако уровень достоверности этих тенденций для Останкино составляет менее
90%.
Рис. 3.14. Динамика среднегодовой температуры воздуха по данным Останкинской телебашни за период 2002–2013 гг. на уровнях 2 м, 128 м, 305 м, 385 м,
503 м.
151
а)
б)
Рис. 3.15. Сезонная динамика температуры воздуха по данным Останкинской
телебашни за период 2000–2013 гг. на уровнях 2 м, 128 м, 305 м, 385 м, 503 м.
Таким образом, в центре Москвы (в Останкино) статистически значимое
потепление (в соответствие с критерием Стъюдента с достоверностью 90%) за
последние 12 лет зарегистрировано только у поверхности земли на уровне 2 м,
в вышележащих же слоях для выявления достоверного тренда необходимы
данные измерений за более длительный промежуток времени. На окраине Москвы (г. Долгопрудный) за период с 1991 по 2013 гг. отмечается статистически
значимое потепление в слое от 2 до 4000 м, как днём, так и ночью. Скорость
повышения температуры составила в среднем 0,1 °С/год, причём она практически постоянна во всём слое от 2 м до 4 км. В 100 км от Москвы в г. Обнинск
температура воздуха повышалась за период 1993–2013 гг. на всех уровнях (2,
121 и 301 м) со скоростью в 1,4–1,7 раза меньшей, чем в пригороде Москвы.
Увеличение темпов потепления на северной периферии столицы по сравнению
с Обнинском, возможно, связано с активной застройкой Москвы в северном направлении и, соответственно, с повышением температуры воздуха в столице за
счёт антропогенного фактора. Стоит отметить, что, как на периферии Москвы,
152
так и в 100 км от столицы потепление за рассматриваемый период происходило
преимущественно в тёплый период года, а именно с апреля по декабрь.
3.3. Изучение пространственных неоднородностей термического режима
нижней тропосферы над Москвой
Явление городского «острова тепла» обычно исследуется лишь на стандартном уровне станционных измерений 2 м над земной поверхностью (см.
раздел 1.1.3), однако, очевидно, что оно обладает трёхмерной структурой. Оценок высотной протяжённости городских «островов тепла» в литературе мало в
силу недостаточного количества данных как контактных, так и дистанционных
измерений Т на высотах в городах. Краткий обзор существующих работ о вертикальной структуре городского «острова тепла» будет рассмотрен ниже, в п.
3.3.1. Одной из задач настоящей работы явилась среднемноголетняя оценка
верхнего предела высотной протяжённости «острова тепла» в Москве с привлечением всех имеющихся результатов прямых (контактных) измерений, чему
посвящён раздел 3.3.2.
3.3.1. Исследование вертикальной протяжённости «островов тепла» в
различных городах по данным литературных источников
Рассмотрим несколько наиболее известных исследований, посвящённых
изучению вертикального масштаба термического влияния крупных городов на
структуру приземного воздуха. Очевидно, что на некоторой высоте, характеризующей вертикальную протяжённость «острова тепла» над городом, пространственные различия в поле Т должны сходить на нет. По данным различных авторов тепловое влияние города проявляется в пределах 100–500 м, в отдельных
153
работах – до 500–1500 м (Нахаев, 2009). Например, по данным (Ландсберг,
1983) высотная протяжённость «острова тепла» существенно зависит от времени года и суток и, в среднем составляет от 100 до 300 м.
Одной из наиболее ранних работ является исследование «островов тепла»
3-х городов Калифорнии (США), выполненное в (Duckworth and Sandberg,
1954). Температурные профили с высотой здесь были получены с помощью
подъёмов 64 привязных аэростатов в вечернее время суток (с 8 часов вечера до
01 часа ночи) – всего 32 парных выпуска в городе и за городом. Синхронные
подъёмы аэростатов показали, что в нижнем 100-метровом слое значения температуры воздуха в городе превышают соответствующие значения в пригородной зоне. Примерно на уровне около 100 м значения Т совпали, выше же в половине случаев над городом температура воздуха оказалась ниже, чем в сельской местности. Такой эффект обращения (пересечения) температурных профилей – «кроссовер эффект» –
наблюдался в ночи с сильными
приземными инверсиями за городом (см., например, рис. 3.16).
В пределах города вертикальный
турбулентный обмен более сильный, и приземные инверсии в
среднем
менее
интенсивные,
вследствие чего, начиная с некоРис. 3.16. Эффект обращения температурных профилей в Сан-Франциско (B) и его
пригороде (U) 26 марта 1952 (Duckworth
and Sandberg, 1954).
торой высоты (в данной работе
порядка 100 м), Т здесь меньше,
нежели в сельской местности.
Иначе говоря, ночью «остров тепла» в приземном слое над городом закономерно сменяется «слоем холода» в вышележащем слое Экмана; оба являются следствием влияния города. Вертикальная структура нижней тропосферы над городом была исследована также по данным вертолётных измерений в Нью-Йорке в
154
утренние часы (по данным 42 вылетов за период с июля 1964 по декабрь 1966,
(Bornstein, 1968)). Средняя разность Т по этим данным в городе и за городом
показана на рис. 3.17. Так, интенсивность «острова тепла» в Нью-Йорке составила 1,7 °С у поверхности земли и далее уменьшалась с высотой до 0°С на
уровне 300 м. Выше, до высот около 500 м (для 2/3 выпусков), над городом наблюдался «слой холода», хотя, вероятно, статистически незначимый с учётом
стандартного отклонения (см.
рис. 3.17). Таким образом,
вертикальная
протяжённость
«острова тепла» по данным
(Bornstein, 1968) оценивалась
в 300 м, хотя в дни с интенсивным вертикальным перемешиванием могла доходить и
Рис. 3.17. Средняя разность температуры
воздуха в центре Нью-Йорка и его пригороде в утренние часы по данным вертолётных наблюдений (Bornstein, 1968). Горизонтальные отрезки – стандартные отклонения.
до 500 м.
Исследования
верти-
кальной термической структуры городских «островов тепла» проводились и в СССР, с
использованием как прямых измерений на высотных башнях и мачтах, так и
дистанционных данных. Так, например, наличие «острова тепла» в слое до 200
м над Ленинградом было обнаружено по данным станции радиозондирования
Воейково и телевизионной башни в Ленинграде (Орленко, Шкляревич, 1975).
По данным вертолётных измерений в 1970 г. высота «острова тепла» в Ленинграде находилась в пределах от 0 до 250–300 м (Вдовин, 1972). На рис. 3.18
представлен суточный ход вертикального распределения температуры воздуха
летом над г. Запорожье, полученный в рамках комплексного энергетического
эксперимента (КЭНЭКС-72) летом 1972 года по данным выпусков радиозондов,
аэростатов и вертолётных измерений (Васильченко, Вдовин, 1974). По рис.
155
видно, что в ночные и вечерние часы летом 1972 г. над городом наблюдался
«остров тепла» в слое до 200–250 м. В середине дня в нижнем 200-метровом
слое, напротив, температура в городе оказалась ниже, чем за городом, а «остров
тепла» проявился только начиная с высоты 200 м, и распространялся вплоть до
800 м, с максимальной интенсивностью на уровне 400–500 м. Такое нестандартное распределение температуры воздуха в середине дня авторы объясняют
наличием «дымовой шапки» над городом, максимальная интенсивность которой наблюдалась на высотах
300–500 м. Однако, даже если у поверхности земли дымовой шапки не наблюдалось,
отрицательная
раз-
ность температуры воздуха
в городе и за городом вызывает сомнения.
Рис. 3.18. Изолинии разностей температуры
воздуха город – загород по данным радиозондирования, аэростатных и вертолётных подъёмов в пограничном слое над г. Запорожьем
летом 1972 г. (Васильченко, Вдовин, 1974).
Расчётные оценки высоты городского «острова
тепла» были также получены в некоторых работах с
использованием
основных
физических уравнений. Так, расчёты, выполненные в работе (Перкаускас, 1985)
показали, что городской «остров тепла» по вертикали не превышает 400–500 м.
Аналогичные расчётные оценки вертикальной протяжённости «острова тепла»
для Москвы составили 200–450 м (Гусев, 1975а).
По данным Останкинской телебашни, радиозондирования в Долгопрудном и Обнинской метеорологической мачты вертикальная структура «острова
тепла» в Москве изучалась в 1970-е гг. Так, по данным (Погосян, 1975) высота
верхней границы «купола тепла» составила 200–300 м во все сезоны года. В работе (Чистяков и др., 1975) показано, что «остров тепла» в холодное полугодие
156
ночью над городом расположен примерно до высот 250–300 м, выше же – на
высотах 500–600 м располагается «очаг холода» (см. рис. 3.19). Авторами также
отмечено, что при облачной погоде в ночное время суток «очаги холода» не наблюдаются в силу, очевидно, отсутствия приземной инверсии. Заметим, что
выше 500 м над Москвой и выше 300 м над Обнинском данные измерений отсутствуют, поэтому пространственный анализ выше уровня 500 м некорректен
из-за недостатка данных.
Рис. 3.19. Вертикальный температурный разрез в слое 0–1500 м по линии Долгопрудный – Москва (Останкино) – Обнинск в 03 часа 2 февраля 1973 г. (Чистяков и др., 1975).
В работе (Новикова и др., 1975) по данным Останкинской телебашни и
радиозондирования в Долгопрудном в 1970–1972 гг. отмечено существенное
влияние синоптических условий (в частности, адвекции) на вертикальную
структуру острова тепла в Москве. Так, в день, когда адвекция отсутствовала,
ночью, начиная с уровня 300 м, над городом наблюдался слой холода (см. рис.
3.20), в то время как в периоды сильной тёплой или холодной адвекции влияние
города выражалось только в наличии купола тепла до высот 200–300 м.
157
Вертикальная структура «острова тепла» в Москве вначале XXI века исследована по данным микроволновых радиометров МТП-5 в трёх местах: в
Звенигороде, Долгопрудном и в
центре Москвы на Красной Пресне
(Кадыгров и др., 2002; Кузнецова,
Нахаев, 2010). Так, на рис. 3.21
приведён суточный ход разности Т
в Москве и Долгопрудном по данным за 2004–2007 гг. зимой и летом (Кузнецова, Нахаев, 2010).
Максимальная
интенсивность
«острова тепла» у поверхности
земли, как зимой, так и летом не
локализована во времени и прихоРис. 3.20. Вертикальный разрез поля
температуры воздуха в Москве 19 июля
1972 г. в 03 часа (верхний фрагмент) и в
15 часов (нижний фрагмент) (Новикова
и др., 1975).
дится на широкий промежуток
времени (с 18 ч до 7 ч зимой и до 4
ч летом). Зимой на уровне 100 м в
течение всех суток Т в Москве
близка к температуре воздуха в Долгопрудном, а в слое 200–300 м Т в Москве,
наоборот, ниже, чем в пригороде, даже в середине дня (см. рис. 3.21 а). Как отмечено авторами, в дневное время суток такая «линза холода» (в их терминах –
слой холода на высотах) на высоте 300 м в феврале наблюдалась в 60% рассмотренных случаев. Летом во всём слое до 300 м наблюдается «остров тепла»,
на высотах 100–300 м с максимальной интенсивностью в утренние и ночные
часы ((Кузнецова, Нахаев, 2010), рис. 3.21 б). Таким образом, по данным измерений в Московском регионе с помощью приборов МТП-5, вертикальная протяжённость «острова тепла» существенно зависит от сезона и времени суток
(Кузнецова, Нахаев, 2010; Нахаев, 2009). Так, зимой городской «остров тепла»
проявляется в слое 100–200 м, выше которого находится «линза холода». В
158
Рис. 3.21. Суточный ход разности температуры воздуха в слое 0–300 м в центре
Москвы и г. Долгопрудный: а) февраль; б) июль (Кузнецова, Нахаев, 2010).
переходные сезоны выше 200 м в половине случаев также наблюдалась «линза
холода». Летом же в большинстве случаев «остров тепла» проявился во всём
300-метровом слое. Максимальная интенсивность «острова тепла» в Москве по
данным МТП-5 наблюдалась в ночные часы. Рассмотренный в работе (Кузнецова, Нахаев, 2010) высотный диапазон измерений термической структуры Московского «острова тепла» по данным МТП-5 ограничен 300 м. Кроме того,
косвенные радиометрические данные нуждаются в подкреплении результатами
контактных измерений. Оценке вертикальной протяжённости «острова тепла» в
159
Москве по многолетним данным прямых измерений, выполненной автором, и
посвящён следующий раздел.
3.3.2. Исследование вертикальной протяжённости «острова тепла» в
Московском регионе
Исследование «острова тепла» Москвы представляет особый интерес в
силу местных условий – ровного равнинного рельефа, простой формы основной
части города с 1960 г., близкой к геометрически правильному эллипсу, приблизительно симметричной городской застройки, плотность которой уменьшается
от центра города к периферии, отсутствия вблизи города береговой линии и
крупных внутренних водоёмов. Следовательно, пространственная структура
«острова тепла» в Москве сравнительно проста, и его закономерности должны
быть отчётливо выражены. На стандартной высоте 2 м «остров тепла» в Москве
изучен достаточно хорошо в связи с влиянием этого явления на различные аспекты погоды и климата (см. раздел 1.1.3). Однако вертикальная протяжённость
этого явления применительно к Москве, как уже было показано в предыдущем
разделе 3.3.1, исследована мало. Многолетние оценки вертикальных профилей
Т получены лишь по косвенным радиометрическим данным и лишь для ограниченного диапазона 300 м. Сравнение же данных контактных измерений в разных местах до сих пор проводилось лишь на отдельных примерах, не подтверждённых обобщением за продолжительные периоды времени.
В настоящее время в Московском регионе, включая Калужскую область,
имеются три источника регулярных данных прямых измерений температуры
воздуха на высотах (рис. 3.22): телебашня в районе Останкино (в северной части столицы, в 7 км от центра города); аэрологическая станция ЦАО в г. Долгопрудном (ближнее Подмосковье, в 2 км севернее границы города и в 13 км севернее телебашни) и высотная метеорологическая мачта НПО «Тайфун» (Ин-
160
ститута экспериментальной метеорологии) в г. Обнинске, в 96 км к юго-западу
от центра Московского Кремля и в 102 км от телебашни. На Останкинской телебашне температура измеряется в слое до 503 м, в Обнинске – до 301 м, в Долгопрудном в данной работе используются данные до 4 км. Подробная информация об измерениях температуры воздуха в этих трёх местах представлена в
разделе 3.1.
Заметим, что сравнительно малые
площадь и население Обнинска (43
км2 и 110 тыс. чел.), а также нахождение мачты в парковой зоне в
северной части этого города позволяют условно считать результаты
проводимых
здесь
измерений
близкими к фоновым, характеризующими сельскую местность. Положение телебашни вблизи центра
столицы отражает условия городРис. 3.22. Источники данных измерений
в Московском регионе: Останкинская
телевизионная башня в Москве, радиозондирование в ЦАО в г. Долгопрудный, метеорологическая мачта в г. Обнинск.
ского «острова тепла». Данные радиозондирования в Долгопрудном
являются в этом ряду промежуточными, характеризующими условия
окраины большого города.
На рис. 3.23 приведены средние за период 2006–2013 гг. профили Т для
середины дня и ночи по данным всех трёх источников. Как видим, данные Обнинска и Долгопрудного показывают ночью вполне закономерное преобладание приземных инверсий, а днём – профиль, близкий к адиабате. Следует учитывать возможное небольшое смещение данных мачты в Обнинске в сторону
более высоких значений по сравнению с остальными источниками вследствие
влияния географической зональности (общего роста среднегодовой Т к юго-
161
западу). С учётом расстояния между среднегодовыми изотермами в центре Европейской России, данное смещение составляет приблизительно 0,3 ˚С (Климат
России, 2001). Кроме того, в данных радиозондирования возможно небольшое
систематическое смещение оценок вследствие инерции датчика: завышение Т
зондом при её уменьшении с высотой днём во всём 500-метровом слое и ночью
в слое выше вершины приземной инверсии, а также занижение ночью в слое
этой инверсии. Коэффициент инерции (постоянная времени) α медномарганцевых терморезисторов ММТ, используемых на отечественных радиозондах с 1970-х годов, составляет 5–6 с по данным Н.С. Коковина (Коковин,
1966) или 7 с по данным (Иванов и др., 2004). Приближённая оценка завышения
температуры радиозондом днём ΔТ = α · V · ∂T/∂z с учётом средней скорости
подъёма зонда V (около 5 м/с) и близости температурного градиента к адиабате
составляет, таким образом, от 0,2 до 0,4 ˚С. Систематические сравнения данных
радиозондирования с измерениями на высотных мачтах проводятся редко. Однако при международных сравнениях радиозондов разных моделей с различными значениями α температурных датчиков показания наименее инерционных
из них можно условно считать близкими к данным измерений Т на стационарных уровнях мачты. Так, проведённое в Джамбуле в 1989 году сравнение показало, что на уровне 850 гПа (около 1,5 км) показания датчика ММТ советского
зонда, несмотря на его значительную инерцию, в большинстве случаев оказались, напротив, меньше на 0,2–0,4 ˚С по сравнению с ёмкостным датчиком
финского зонда RS80–15N и термометром сопротивления американского зонда
VIZ–1392, постоянная времени которых составляет лишь 2,5–3,0 с (Иванов и
др., 2004). Таким образом, охлаждение поверхности датчика вследствие его теплового излучения в инфракрасном диапазоне на поверку оказывается сильнее
ожидаемого завышения значений вследствие инерции. К тому же, ночью, в силу немонотонного профиля Т, инерционная ошибка в слое выше вершины приземной инверсии, очевидно, близка к нулю. Поскольку смещения оценок вследствие инерции датчика (днём) и его радиационного охлаждения противополож-
162
ны по знаку и величина итоговой суммарной погрешности, очевидно, мала, будем дальше использовать данные радиозондирования в их исходном виде, без
введения поправки.
Рис. 3.23. Средние ночные (03:30–04:00) и дневные (15:30–16:00) профили температуры воздуха по данным телебашни Останкино в Москве, радиозондирования в Долгопрудном и высотной мачты в Обнинске за период 2006–2013 гг.
(Локощенко и др., 2016). Доверительные интервалы построены с доверительной
вероятностью 0,95.
Данные телебашни, рассчитанные для пяти уровней, требуют отдельных
пояснений. Вообще, анализ метеорологических измерений на любых башнях
методически более сложен по сравнению со специализированными мачтами,
поскольку классическое условие пятикратного превышения длины выносных
рей Р по сравнению с диаметром Д (в более мягком варианте – по сравнению с
(Методические указания, 1975) подчас невыполнимо в силу архитектурных
163
особенностей той или иной башни. Так, на телебашне Останкино отношение
Р/Д близко к 1,0–1,5 на всех уровнях, кроме самого верхнего (503 м), где оно
составляет 6,9, а с учётом ширины балкона – даже 9,0 (для сравнения, на мачте
в Обнинске на всех уровнях Р/Д с учётом ширины балконов = 3,1). В этой связи
резкий излом на профиле Т в слое от 305 до 385 м, представляющий собой
мнимую приподнятую инверсию, якобы постоянно существующую на этих высотах и проявляющуюся при любом осреднении во времени, вызывает обоснованные сомнения. Качественно сходный профиль отмечался по данным телебашни и в начале 1990-х гг. (Локощенко и др., 1993). В разные годы эту особенность останкинских данных, показывающих почти постоянную приподнятую инверсию, пытались связать с самыми разными причинами: со слоями дыма от лесных пожаров в 1972 году (Новикова и др., 1975), нагревом воздуха в
этом слое вследствие адиабатического сжатия, возникающего в результате будто бы постоянных здесь нисходящих токов (Гусев, 1975в), наличием над городом задерживающего слоя (Гусев, 1975в), перегретыми шлейфами выбросов из
высоких труб предприятий над городом, проявлением реальной приподнятой
инверсии (остатка ночной приземной) в утренние часы (Погосян, 1975), термическим влиянием слоя городской аэрозольной дымки над городом (Фарапонова,
1989) и т.п. Подробный обзор предложенных гипотез приведён в (Локощенко и
др., 1993). Однако ни одна из них, по-видимому, не объясняет существования
излома на профилях Т на одних и тех же высотах в разные годы, в любое время
суток и при любых условиях. Природа данного излома в останкинских профилях Т остаётся до сих пор неясной. Возможно, динамическое и термическое
влияние самого сооружения телебашни полностью неустранимо при данном
отношении Р/Д на уровне 305 м. Поэтому рассмотрим далее условный профиль
данных телебашни с исключением этого уровня (штриховые линии на рис.
3.23).
Сомнительным выглядит и отсутствие по данным телебашни приземной
инверсии, хотя бы слабой, в середине ночи. Как показано в (Исаев и др., 1994)
164
по данным синхронного акустического зондирования тремя содарами в течение
одного летнего месяца, приземные инверсии в районе Останкино в центре города, действительно, отмечаются реже (в 30 % всего времени), нежели в сельской местности в Подмосковье (42 %). Для сравнения, в районе МГУ их повторяемость по тем же содарным данным в среднем за 15 лет составила 37 % (Локощенко, 2007). Однако в середине ночи даже в районе Останкино приземные
инверсии по содарным данным существуют в 80–90 % всего времени – во всяком случае, летом (Локощенко и др., 1993). Поэтому возможно, что уменьшение Т с высотой в ночные часы в слое от 2 до 128 м в среднем за восемь лет отражает либо микроклиматические особенности термических условий в локальной окрестности наземной площадки рядом с телебашней, либо является следствием разнесённости в пространстве мест измерений на 2 и 128 м (наземная
площадка находится в 100 м от телебашни). Подытоживая сказанное, подчеркнём особо исключительную ценность и уникальность данных телебашни в Останкино на верхнем уровне 503 м – очевидно достоверных и, с учётом значения
Р/Д, заведомо не подверженных влиянию башни (на этой высоте – её тонкого
шпиля).
Как видим, в нижнем 100-метровом слое над Москвой и ночью, и днём
существует «остров тепла»: Т в Останкино выше, чем в двух остальных местах,
причём данные ближнего Подмосковья (Долгопрудный) занимают промежуточное положение между центром города и условным дальним Подмосковьем
(Обнинск). Заметим, что высота обращения ночных профилей температуры в
Обнинске и Долгопрудном, очевидно, занижена вследствие влияния географической зональности (данные высотной мачты смещены в сторону более высоких значений). Ночью поверх «острова тепла» существует высотный «слой холода»: на высоте 300 м средняя Т составляет 4,2 ˚С в Останкино (интерполированное значение по данным двух соседних уровней), 4,5 ˚С в Долгопрудном и
4,7 ˚С в Обнинске. Выше различия между Останкино и Долгопрудным вполне
закономерно уменьшаются, так что на высоте 500–503 м как ночные, так и
165
дневные значения в центре Москвы и в ближнем Подмосковье уже совпадают с
точностью до ±0,1 ˚С (соответственно 3,7 и 3,8 ˚С ночью, 4,6 и 4,5 ˚С днём).
Строго говоря, верхнюю границу связанной с влиянием города тепловой аномалии ночью и днём проследить не удаётся: профили Т в Останкино и Долгопрудном лишь асимптотически приближаются друг к другу, точки их пересечения лежат, очевидно, выше уровня 500 м. Однако различия между выборочными математическими ожиданиями измерений в этих двух местах, согласно
классическому критерию Стьюдента (все распределения близки к нормальному
закону в соответствии с критерием Пирсона), статистически незначимы даже с
доверительной вероятностью 0,95: как днём, так и ночью; как зимой, так и летом; на уровнях как 400–385 м, так и 500–503 м. Примеры ночных статистических распределений всех одновременных значений Т для зимнего сезона приведёны на рис. 3.24. Аналогичные ночные и дневные распределения для летнего сезона приведены в Приложении (с. 234). Как видим, повторяемости значений очень близки во всех градациях, как для летнего, так и для зимнего периода, как днём, так и ночью. Близость их подтверждается и доверительными интервалами на рис. 3.23, построенными по выборкам среднегодовых значений за
восемь лет и отражающими межгодовую изменчивость температурных условий
(Локощенко и др., 2016; Lokoshchenko et al., 2015).
Таким образом, как дневной «остров тепла», так и ночной приподнятый
«слой холода» постепенно сходят на нет с высотой, и уровень 300 м (во всяком
случае, менее 400 м) можно условно считать верхней границей слоя, в котором
связанная с влиянием города тепловая аномалия (с разным знаком днём и ночью) статистически достоверна.
На рис. 3.25 для сравнения приведены средние вертикальные профили
температуры воздуха по данным измерений в Обнинске и Долгопрудном за
весь период 1993–2013 гг., а также за период 2006–2013 гг. Видно, что как
дневные (15:30–16:00), так и ночные (03:30–04:00) профили за более поздний
166
период смещены в сторону более высоких значений Т. Так, разность во всём
слое от 2 до 500 м между ночными значениями Т за период 2006–2013 гг. и за
а)
б)
Рис. 3.24. Статистические распределения значений температуры воздуха по
данным одновременных измерений на телебашне Останкино и радиозондами в
Долгопрудном с 2006 по 2013 гг.: а) на уровне 385–400 м в 03:30 в зимние месяцы (Локощенко и др., 2016); б) на уровне 500–503 м в 03:30 в зимние месяцы.
Сплошными линиями показаны распределения, соответствующие нормальному
закону, для обоих мест (Lokoshchenko et al., 2015).
период 1993–2013 гг. составила в ЦАО от 0,5 °С на уровне 2 м до 0,8 °С на
уровне 500 м. В Обнинске соответствующие разности составили 0,5–0,6 °С. Величина смещения дневных профилей сходна с ночными – в Долгопрудном значения Т за период 2006–2013 гг. превысили соответствующие температуры за
1993–2013 гг. на 0,5–0,7 °С, в Обнинске – на 0,3–0,6 °С. Такое повышение температуры воздуха в более поздний период во всём слое измерений говорит о
потеплении пограничного слоя воздуха в Московском регионе за последнее десятилетие. Заметим, что значения Т выросли не только в ближнем пригороде
Москвы – г. Долгопрудном, который, вообще говоря, подвержен влиянию мегаполиса, но и в небольшом городе, находящимся в 96 км от центра Москвы.
Это говорит о том, что главную роль в повышении значений Т данного региона
играет общее потепление климата, а не локальное влияние расширения город-
167
ской застройки Москвы. Последнее же, возможно, проявилось в изменении соотношения Т в обоих местах в сторону относительного потепления нижней
тропосферы над Долгопрудным по сравнению с Обнинском. Как видим, разность ночных значений Т на уровне 300–301 м за последние 8 лет стала существенно меньше (0,21 °С по сравнению с 0,47 °С за 21 год), а дневных – даже поменяла знак (в Долгопрудном теперь на 0,10 °С больше, чем в Обнинске).
Рис. 3.25. Средние ночные (03:30–04:00) и дневные (15:30–16:00) профили температуры воздуха по данным радиозондирования в Долгопрудном и высотной
мачты в Обнинске за периоды 1993–2013 гг. и 2006–2013 гг.
Как отмечено во многих работах (см. раздел 3.3.1) высотная протяжённость городских «островов тепла» с высотой зависит от времени года. Проверим справедливость этого утверждения для Московского региона. Для этого
рассмотрим средние летние (июнь-август) и зимние (декабрь-январь) профили
Т по данным трёх источников измерений за период 2006–2013 гг. (рис. 3.26).
Видно, что ночью как в зимнее, так и в летнее время влияние города прослеживается отчётливо только до высот 100–150 м. Так, у земли на уровне 2 м и ле-
168
том, и зимой значения Т в Останкино выше, чем в Долгопрудном и Обнинске
примерно на 1,5–2,0°С. Значения Т в Долгопрудном и Обнинске почти совпадают в зимнее время, а в летнее время Т в Обнинске всего лишь на 0,2 °С ниже,
а) Зима 2006–2013
б) Лето, 2006–2013
в) Зима, 1993–2013
г) Лето, 1993–2013
Рис. 3.26. Средние ночные (03:30–04:00) и дневные (15:30–16:00) профили температуры воздуха по данным телебашни Останкино в Москве, радиозондирования в Долгопрудном и высотной метеорологической мачты в Обнинске: а) зимой за период 2006–2013 гг.; б) летом за период 2006–2013 гг.; в) зимой за период 1993–2013 гг. Пунктирной линией показаны профили Т в Останкино без
учёта уровня 305 м.
чем в Долгопрудном. Если учесть возможное смещение значений Т в Обнинске
за счёт географической зональности (на 0,3 °С, как было сказано выше), то по-
169
лучится, что величина Т в Долгопрудном как раз занимает промежуточное положение между значениями в Обнинске и Останкино, что согласуется с расстоянием этих мест от центра Москвы. С учётом смещения в Обнинске пересечение профилей («кроссовер-эффект»), как и в среднегодовом масштабе, наблюдается на уровне чуть выше 100 м. Заметим, что выше этого уровня как зимой, так и летом в ночное время суток значение Т в Останкино становится ниже температуры воздуха не только в Обнинске, но и в Долгопрудном, что также
проявилось и в среднегодовом масштабе (см. рис. 3.23). Вероятно, превышение
значений Т в Долгопрудном над соответствующими величинами в Останкино
вплоть до высот 500 м объясняется преобладанием приземных инверсий здесь и
в зимнее и летнее время года. Таким образом, в слое от 150 до 500 м ночью над
Москвой благодаря сильным инверсиям наблюдается «слой холода» как летом,
так и зимой.
Рассмотрим теперь дневные профили Т летом и зимой. У поверхности
земли Т в Останкино как зимой, так и летом выше, чем в ЦАО, ровно на 1,0 °С.
Летом во всём слое от 200 до 503 м, с учётом интерполяции в Останкино на
уровне 305 м, значения Т в Останкино выше, чем в Долгопрудном на 0,2–0,4
°С. На уровне 100–128 м Т в Останкино на 0,3 °С ниже, чем в ЦАО, что может
быть связано, как с тем, что измерения в Останкино проводятся на 30 м выше,
чем в Долгопрудном, так и с возможной ошибкой Т по радиозонду за счёт
инерции его датчика. Таким образом, можно считать, что в летнее время почти
во всём слое до 503 м значения Т в Останкино выше, чем в Долгопрудном.
Температура воздуха в этих двух местах выше, чем в Обнинске на уровне 2 м –
на 2,1–3,1 °С, а в слое от 100 до 503 м – на 1,3–1,5 °С. Зимой в середине дня
температура воздуха в Останкино на уровне 2 м на 1 °С выше, чем в Долгопрудном, а на остальных уровнях, с учётом инерции температурного датчика
радиозонда, значения Т в этих двух местах практически совпадают. Температура воздуха в Обнинске во всём слое от 2 до 301 м выше, чем в Долгопрудном, и
на уровнях 121 и 301 м даже выше, чем в Останкино. Такое смещение значений
170
Т в Обнинске – на 0,6–1,1 °С – скорее всего объясняется более южным его положением. Заметим, что горизонтальный градиент температуры воздуха вследствие географической зональности зимой больше, чем летом. Стоит отметить,
что данное смещение в зимнее время характерно и для всего периода измерений в Обнинске с 1993 по 2013 гг. (см. рис. 3.26 в), его величина составляет
0,6–0,7°С. Это означает, что данные пространственные различия в термическом
режиме в нижнем 300-метровом слое между Обнинском и Долгопрудным не
вызваны динамикой климата. Таким образом, ночью влияние города прослеживается во всём слое от 2 до 500 м как зимой так и летом, а в дневное время суток эффект «острова тепла» более чётко выражен в летний сезон.
Рассмотрим теперь среднесуточные значения Т на каждом из уровней в
трёх местах, обобщённые в таблице 3.3. При их расчёте для данных Долгопрудного использовано среднее отношение средней температуры между двумя
сроками (в 3 и 15 ч) и среднесуточной Т по ежечасным данным станционного
термографа в Метеорологической обсерватории МГУ, которое в среднем за
пять лет составило 0,999 при значении стандартного отклонения лишь 0,003.
Таким образом, средние оценки из двух отсчётов в 03:30 и в 15:30 очень близки
к истинным среднесуточным значениям Т. Как видим, в приземном слое воздуха «остров тепла» проявляется и в среднем за сутки – несмотря на более южное
положение Обнинска. С учётом вероятного завышения данных мачты по сравнению с Москвой на 0,3 ˚С вследствие географической зональности «остров тепла» существует и на уровне 100–128 м, а на уровне 300–305 м среднесуточная
температура воздуха во всех трёх местах одинакова. Одинаковые значения наблюдаются в Останкино и в Долгопрудном и на 385–400 м. Различие же между
ними на +0,1 ˚С на самом верхнем уровне сравнений 500–503 м может объясняться как неточной инструментальной поправкой к данным датчика телебашни, так и радиационным охлаждением радиозонда. Заметим, что профили Т в
среднем за каждый отдельный год показывают на этом уровне различие оценок
в Останкино и Долгопрудном от –0,3 до +0,3 ˚С, а среднеквадратическое откло-
171
нение средней разности по выборке из восьми лет составляет 0,2 ˚С, так что сама эта разность и даже её знак зависят от выбранного промежутка времени.
Таблица 3.3. Среднесуточная температура воздуха в слое от 2 до 500–503 м по
данным Останкинской телебашни, радиозондирования в Долгопрудном и высотной мачты в Обнинске в среднем за период 2006–2013 гг.
Уровень измерений,
метры
Центр города
Окраина города
(Долгопрудный)
Фоновые условия
(Обнинск)
2
7,3
5,9
5,9
100–128
6,0
5,8
6,0
300–305
4,9*
4,9
5,2
385–400
4,4
4,4
500–503
4,0
3,9
(Останкино)
* Значение интерполировано с учётом величин на уровнях 128 и 385 м.
Таким образом, начиная с высоты 300 м, значимых и устойчивых во времени пространственных различий в поле среднесуточной температуры воздуха
над большим городом уже нет: в среднем за сутки Т одинакова во всех трёх
местах, поскольку эффекты дневного «острова тепла» и ночного «слоя холода»
взаимно уравновешивают друг друга.
Интересно также проанализировать вертикальную структуру «острова тепла» во время экстремальных погодных условий. Так, на рис. 3.27 приведены
вертикальные профили температуры воздуха за один из самых жарких дней (2
августа 2010 г.) и за самый холодный день (18 января 2006 г.) за последнее десятилетие. Максимальное значение температуры воздуха на уровне 2 м в МГУ
2 августа 2010 года составило +38 °С, а минимальное 18 января 2006 года -30,1
°С. Таким образом, диапазон приземных температур за последнее десятилетие
составил 68,1 °С, что существенно меньше, чем за всю историю метеонаблюде-
172
ний (около 80 °С, Локощенко, 2012). Как видно по рис. 3.27 18 января 2006 г. в
условиях холодной адвекции арктического воздуха приземная инверсия ночью
в Московском регионе отсутствовала. Кроме того, в зимнее время года суточная изменчивость температуры воздуха невелика. Эти два фактора привели к
тому, что ночные и дневные значения Т в Обнинске на уровне 301 м совпали.
Благодаря сильной холодной адвекции 18 января 2006 г. профили во всех трёх
местах – в Останкино, Долгопрудном и Обнинске – близки друг к другу, как
днём, так и ночью.
Напротив, в один из самых жарких дней 2 августа 2010 г. различия в
вертикальном
распреде-
лении Т ночью и днём
проявились более ярко.
Так,
разность
дневными
и
между
ночными
значениями Т на уровне 2
м составила в Долгопрудном с точностью до целых
13 °С, в Обнинске –15 °С,
а в Останкино – 16 °С. В
середине дня вертикальный градиент γ = –∂T/∂z в
приземном слое до 100 м
Рис. 3.27. Ночные (03:30–04:00) и дневные
(15:30–16:00) вертикальные профили температуры воздуха по данным телебашни в Останкино,
радиозондирования в Долгопрудном и метеорологической мачты в Обнинске 18 января 2006 г.
(верхний фрагмент) и 2 августа 2010 г. (нижний
фрагмент).
составил 1,2 °С в Обнинске, 0,6 °С в Долгопрудном и 2,2 °С в Останкино.
Неудивительно,
что
в
173
центре Москвы градиент достиг сверхадиабатических значений. Ночью 2 августа 2010 года благодаря ярко выраженным антициклональным условиям и слабому ветру наблюдались приземные инверсии во всех трёх местах. Интенсивность инверсий достигла 5,6 °С в Долгопрудном, не менее 5,7 °С в Останкино и
более 8,7 °С в Обнинске. Их мощность составила соответственно 400 м, более
500 и более 300 м. Очевидно, что в этот день инверсия усилилась благодаря тёплой адвекции тропического воздуха из районов Каспийского моря и Средней
Азии. Эффект городского «острова тепла» в этот день проявился в превышении
дневных значений Т в слое до 500 м в Останкино по сравнению с двумя другими пунктами измерений.
3.4. Термический режим нижней тропосферы в Московском регионе во
время аномального лета 2010 года
3.4.1. Рекорды температуры воздуха в нижней тропосфере летом 2010 года
В качестве частного случая исследования температурного режима нижней тропосферы над Москвой интересным представляется рассмотреть условия
лета 2010 года. Это лето запомнилось всему миру аномально жаркой погодой в
Европейской части России (ЕТР) в июле-августе 2010 года, когда на протяжении двух месяцев температура воздуха превышала средние климатические значения. Очаг, охваченный аномальной жарой и почти полным отсутствием осадков, имел диаметр порядка одной тысячи километров. Это явление привлекло
огромное внимание научной общественности и ему посвящено большое количество российских (Анализ условий, 2011; Кузнецова и др., 2011; Сидоренков,
Сумерова, 2011; Володин, 2011; Локощенко, 2012; и др.) и зарубежных работ
(Barriopedro et al., 2011; Dole et al., 2011; Grumm, 2011; Rahmstorf, Coumou,
174
2011; Otto et al., 2012). Стоит отметить, что в целом для Земного шара лето 2010
года было 4-м по счёту в ряду самых тёплых лет с учётом крупных отрицательных аномалий температуры над Восточной частью Тихого океана и в Антарктиде (URL: http://data.giss.nasa.gov/gistemp/2010summer/).
Для Европейской территории России лето 2010 года было самым жарким
за всю историю метеорологических наблюдений, аномалии температуры воздуха превышали 6 °С и на 54 станциях ЕТР эта температура достигла рекордных
значений (Доклад, 2011). В Восточной Сибири также наблюдались крупные положительные аномалии (вплоть до +3,6 °С), в то время как в Западной Сибири
сформировалась область отрицательных аномалий (в среднем за лето -1,5 °С,
рис. 3.28). Эпицентром жары были центральный регион и юг ЕТР, где аномально тёплая погода длилась с мая по август. Наиболее интенсивный период жары
начался в конце июня с максимумом в Центрально-Черноземном районе, где
среднесуточные температуры воздуха превышали норму на 7–11 °С. В Центральном федеральном округе аномалии температуры в июле-августе достигали
7–8 °С (Доклад, 2011).
Причиной такой аномально жаркой погоды явилось стационирование над
центральной частью ЕТР крупного блокирующего антициклона, способствовавшего прогреву воздуха и поступлению жаркого тропического воздуха с юга.
Над Центральной Европой и Сибирью же образовались области низкого давления, образуя так называемый «омега-блокинг» (Dole et al., 2011). Заметим, что
блокирующие процессы – не редкость для ЕТР, но обычно они длятся около 1–
2 недель, однако летний антициклон в 2010 году просуществовал у Земли около
60 дней. Аномалии АТ500 в июле 2010 года над ЕТР превышали наблюдавшиеся
ранее в годы с летним блокированием (1936, 1972, 2002 гг.). Блокирующий антициклон распространялся вплоть до 16 км (Шакина и др., 2011).
Таким образом, сложилась совокупность факторов, способствовавшая
усилению положительной аномалии: ясная погода, преобладавшая с мая по август (в Москве – с конца июня), результатом чего стал сильный прогрев возду-
175
ха; наличие нисходящих движений в центре антициклона, препятствующих образованию облаков; отсутствие холодной адвекции; пониженная влажность
воздуха и почвы (Володин, 2011); адвекция сухих тропических воздушных масс
из Средней Азии, их замедленная трансформация и длительная циркуляция
вдоль замкнутого контура по периферии блокирующего антициклона в центре
ЕТС.
Рис. 3.28. Поле аномалий средней летней температуры приземного воздуха на
территории России в 2010 году (рассчитаны от средних за период 1961–1990
гг., Доклад, 2011).
Столь продолжительный период аномально жаркой поды на ЕТР вызвал
значительные негативные последствия. К числу таких неблагоприятных последствий можно отнести повышенный приход ультрафиолетовой радиации
при малооблачной погоде, сильное загрязнение воздуха, лесные и торфяные
пожары (Кузнецова и др., 2011). Широкое распространение пожаров привело к
сильному загрязнению воздуха и образованию сильной мглы с видимостью
100–200 м, во всём Центральном районе наблюдался фотохимический смог.
Период аномальной жары в Москве определён нами как время непрерывного превышения Тср. по сравнению с её средними значениями для каждого от-
176
дельного дня за период 1961–1990 гг. (климатической нормы, действовавшей
вплоть до последнего времени). При таком подходе этот период составил 61
день – с 20 июня по 19 августа 2010 года, хотя отдельные короткие эпизоды
жаркой погоды наблюдались и в начале лета (например, 12–13 июня). Среднемесячная температура июля в Москве составила 26,4 °С – максимальное значение за весь период инструментальных измерений. Это значение превысило предыдущий рекорд в 2002 (23,4 °С) году на 3 °С. В августе также отмечалось рекордное значение 22,2 °С, предыдущий максимум, отмеченный одновременно в
1972 и 1938 годах, составил 21,7 °С (Локощенко, 2012).
В значениях среднесуточной приземной температуры воздуха летом 2010
года был отмечен 31 новый рекорд за последние 45 лет – 4 в июне, 15 в июле и
12 в августе (рис. 3.29). Кроме того, новые рекорды были установлены в значениях максимальной и минимальной температуры воздуха, а также температуры
Рис. 3.29. Среднесуточные значения температуры воздуха в МГУ за лето 2010
года и их рекордные максимальные значения за период с 1966 по 2009 гг.
(Локощенко, 2012). Стрелками показаны дни с рекордными значениями температуры воздуха в Москве в 2010 году.
177
почвы и грунта на глубинах (Локощенко, 2012).
Максимальное значение приземной температуры воздуха за последние
132 года было достигнуто 29 июля и составило по данным МГУ +38,1 °C (предыдущий максимум в 1920 году +36,8 °С), а по данным станции Балчуг –даже
+39,0 °С (см. рис. 3.30 а). Заметим, что даже в значениях максимальной температуры в условиях такой аномально жаркой погоды 29 июля проявился эффект
острова тепла – значение температуры воздуха на станции Балчуг достигло 39,0
°С, на периферии Москвы значения температуры находились в пределах от 37,0
°С до 38,6 °С, в Московской области – от 37,2 до 38,4 °С. Вторым в ряду самых
жарких дней этого лета оказалось второе августа, в этот день эффект «острова
тепла» проявился немного слабее (рис. 3.30 б).
а)
б)
Рис. 3.30. Максимальная температура воздуха в Москве в МГУ и окрестностях
за а) 29 июля 2010 года; б) 02 августа 2010 года (Локощенко, 2012).
Как показано выше, метеорологические условия катастрофической жары
летом 2010 года в Центральной части Европейской России изучены главным
178
образом по данным наземных наблюдений. Исследований термического режима на высотах опубликовано крайне мало, а подробный синоптический анализ с
определением типов господствовавших в то время воздушных масс, повидимому, не осуществлён до сих пор. Восполнению данных пробелов в изучении условий аномальной жары летом 2010 года и посвящен данный раздел.
Очевидно, что интенсивный прогрев поверхности во время аномальной
жары должен был привести к достижению рекордно высоких значений Т и во
всей толще нижней тропосферы. Для проверки этого предположения рассмотрим на рис. 3.31 ход температуры воздуха по данным радиозондирования в
ЦАО за каждый лень лета 2010 года. Здесь приведены средние значения за ночной и дневной выпуски зондов для четырёх высот (2, 500, 1000 и 4000 м) только
в те дни, когда выпускались оба зонда (днём выпуски иногда отменяются из-за
запретов Управления воздушным движением (УВД), ночью же производятся
почти всегда). Заметим, что время выпусков подобрано удачно, поскольку
среднее из двух отсчётов в 02:30 и в 14:30, как уже было сказано выше, очень
близко к истинному среднесуточному значению Т. Данные радиозондирования
в ЦАО на рис. 3.31 дополнены также непрерывным рядом среднесуточных значений Тср. у земли в Метеорологической обсерватории МГУ (в 24 км к югу от
ЦАО).
Как видно на рис. 3.31, аномальная жара, действительно, проявилась во
всём рассматриваемом четырёхкилометровом слое воздуха. Даже на уровне 4
км средние значения Т по данным ночного и дневного зондов летом 2010 года
целых 13 раз оказались положительными, что случается крайне редко. С высотой ход температуры становится более сглаженным, и её изменения ото дня ко
дню выражены слабее. В соотношениях между собой значений Т на разных высотах проявляются особенности ночных и дневных профилей температуры.
Так, на уровне 1 км температура воздуха, как правило, существенно меньше,
чем у поверхности. Однако 07 августа оба значения почти совпали (на 1 км Т
оказалась лишь на 0,15 ˚С меньше, чем на 2 м) вследствие устойчивой (γ = –
179
∂T/∂z < 0,98 °С/100 м) стратификации днём, а также необычно сильной приземной инверсии ночью: 11,6˚С в нижнем 300-метровом слое.
Рис. 3.31. Температура воздуха на высотах в слое от 2 м до 4 км над Долгопрудным и Москвой летом 2010 года.
Средний профиль Т в слое до 2 км за предыдущие 10 лет (с 2001 по 2009
гг.) представлен в (Корнева и др., 2013; Korneva et al., 2014), а на рис. 3.32 приведены средние летние профили Т в слое до 4 км за предыдущие 19 лет. Условно их можно считать аэроклиматической нормой для Московского региона. Для
сравнения здесь же приведены средние профили для периода всего календарного лета (с 01 июня по 31 августа) 2010 года, а также для одного из двух самых
жарких дней – 02 августа 2010 года. Заметим, что новый абсолютный максимум
температуры воздуха на уровне 2 м – +38,1 °С по станции МГУ – был получен
29 июля, однако дневного выпуска зонда в ЦАО в тот день не было из-за запрета УВД. Четыре же дня спустя, 02 августа, максимальная Т оказалась почти
столь же высокой: 38,0 °С.
180
Как видим, в среднем за девятнадцать лет летней ночью в Московском
регионе существует приземная инверсия мощностью 200–300 м (средние значения Т на обеих этих высотах составили 15,0 °С и совпали с точностью до ±0,1
°С) и интенсивностью (силой) 2,0 °С. Днём же в нижнем 300-метровом слое
отмечается сверхадиабатический вертикальный градиент температуры воздуха
γ = –∂T/∂z > 0,98 °С/100 м: в пределах нижних 100 м γ составляет в среднем
+1,39; в слое от 100 до 200 и от 200 до 300 м, соответственно, +1,30 и +1,01, а в
слое от 300 до 400 м: +0,95 °С/100 м. Суточный ход Т ярко выражен лишь в
приземном слое воздуха (на высотах 2 и 100 м средняя разность значений Т в
середине дня и ночи равна соответственно 7,7 и 5,2 °С). С высотой эта разность
быстро убывает и в слое воздуха выше 1 км практически сходит на нет (на высоте 1 км она ещё равна 0,3 °С, а на 2 км – лишь 0,09 °С).
Рис. 3.32. Профили температуры воздуха по данным радиозондирования в г.
Долгопрудном в летние месяцы в среднем за период 1991–2009 гг. и в 2010 г.
Доверительные интервалы рассчитаны с уровнем значимости 0,01.
181
Летом 2010 года, как видно на рисунке 3.32, оценки Т на всех высотах
были сильно смещены в сторону более высоких значений. Их превышения по
сравнению со среднемноголетними величинами – безусловно, статистически
значимы с учётом доверительных интервалов, построенных с доверительной
вероятностью даже 0,99. Различия в оценках 2010 года и предыдущих 19 лет
велики, несмотря на то, что границы календарного лета 2010 года включали в
себя периоды холодной погоды в начале июня и в конце августа, до и после
аномальной жары. Заметим, что средняя интенсивность приземных инверсий
летом 2010 года составила 4,4 °С, а их мощность – около 320 м (приземные инверсии наблюдались в 75 из 88 ночных летних выпусков, т.е. в 85 % всех случаев ночью). В среднем же только за период непрерывной жары, с 20 июня по 19
августа, интенсивность и мощность приземных инверсий оказались ещё больше: 5,0 °С и 350 м соответственно. Это вполне ожидаемо с учётом господства
блокирующего антициклона, способствующего выхолаживанию ночью подстилающей поверхности при ясном небе. Наибольшая интенсивность приземной
инверсии составила 25 июня 12,5 °С, а её наибольшая мощность достигла 04
августа даже 700 м (!). Заметим, что с учётом неизбежной инерции температурного датчика радиозонда, а также его охлаждения вследствие теплового излучения в процессе подъёма в слое приземной инверсии реальная её интенсивность могла быть ещё большей.
Как известно из данных аэростатного зондирования, интенсивность приземных инверсий составляет в Московском регионе обычно от 3 до 7 °С в тёплый период года (Воронцов, 1960) и от 6 до 8 °С в холодный (Девятова, 1957).
По многолетним данным высотной мачты в Обнинске, очень сильные приземные инверсии интенсивностью более 10 °С наблюдаются в нижнем 300метровом слое лишь в 1–3 % случаев (Типовые характеристики, 1982). Как видим, во время аномальной жары 2010 года значения интенсивности были столь
же велики. Рекордные же в СССР значения этого показателя составили в прошлом, по данным (Хргиан, 1953), 18 °С в нижнем 113-метровом слое воздуха, а,
182
по данным (Аверкиев, 1951), над Москвой, – даже 24 °С во время сильнейших
морозов в январе 1940 года.
Наконец, один из двух самых жарких дней в Москве (по меньшей мере, с
1879 года) отмечен ещё более высокой температурой воздуха, чем в среднем за
всё лето: в середине ночи 02 августа на уровне 2 м Т оказалась даже больше
(+21,7 °С), нежели в середине дня в среднем за предыдущие 19 лет: +20,8 °С.
Приземная инверсия в эту ночь, в условиях ярко выраженной антициклональной погоды (ясное небо и полный штиль у поверхности земли в Долгопрудном), оказалась более мощной, с вершиной на уровне 400 м, и более сильной (5,6 °С) по сравнению с обычными значениями.
Заметим, что дневной профиль Т в среднем за всё лето 2010 года, несмотря на преимущественно ясное небо и открытый диск Солнца, не показал более
сильной неустойчивости по сравнению с другими годами: сверхадиабатическое
уменьшение температуры с высотой (γ > 0,98 °С/100 м) было ограничено с июня по август тем же самым 300-метровым слоем воздуха, что и в среднем за 19
лет, а сами послойные значения γ оказались даже меньше обычных: 1,1 °С/100
м в промежутках от 2 до 100 и от 100 до 200 м и 1,0 °С/100 м в слое от 200 до
300 м. Очевидная причина этого – преобладавшая летом 2010 года интенсивная
тёплая адвекция, неизбежно приводящая к ослаблению атмосферной неустойчивости.
Наибольшие значения Т летом 2010 года и за предыдущие годы сопоставлены в таблице 3.4. Наряду с максимальными оценками температуры воздуха на разных высотах за период с 1991 года, здесь показаны и максимумы летом
2002 года, когда в Москве также наблюдалась аномальная жара. Тем не менее,
ни один из рекордов Т за предыдущие 11 лет ни на одной из высот летом 2002
года не был превышен (сравнение проводилось отдельно с рядом данных только за период 1991–2001 гг., не приведённым в таблице). Летом же 2010 года,
напротив, на всех высотах, кроме только самой верхней (4 км), наблюдались
значения Т на 3,2–4,8 °С больше рекордов за предшествующие 19 лет. Таким
183
образом, в результате аномальной жары 2010 года на высотах от 400 до 800 м
над поверхностью в районе столицы температура воздуха впервые с 1991 года
превысила значение 30 °С. Заметим также, что на высотах выше 600 м превышение прежних рекордных значений оказалось существенно больше (более 4
°С), нежели в нижележащем слое воздуха, что говорит о большой вертикальной
протяжённости блокирующего антициклона и связанной с ним тепловой аномалии.
Таблица 3.4. Максимальная температура воздуха на разных высотах по данным
радиозондирования в г. Долгопрудный в 2002, 2010 годах и в среднем за период
1991–2009 гг. (значения приведены с учётом поправки на показания термометра
в будке).
Высота, м
2
Максимум температуры воздуха, °С
1991–2001,
2002
2010
2003–2009
37,4
32,7
30,8
100
31,9
29,1
35,5
200
30,8
27,7
34,5
300
30,1
26,7
33,6
400
29,6
25,8
32,8
500
28,8
24,9
32,0
600
27,9
23,9
31,4
700
26,8
22,9
31,2
800
25,8
21,9
30,3
900
24,7
20,9
29,5
1000
24,3
19,9
28,9
2000
4000
15,9
5,1
11,0
1,7
20,4
3,9
Таким образом, как видно из таблицы 3.4, аномально жаркое лето 2010
года проявилось в рекордно высоких за предыдущие 19 лет значениях температуры воздуха не только у поверхности земли, но и на всех высотах в пределах
нижней тропосферы, кроме лишь высоты 4 км.
184
3.4.2. Исследование особенностей температурных профилей в условиях
разных воздушных масс
Интересным аспектом изучения термической структуры нижней тропосферы служит выявление типовых профилей температуры в условиях господства разных типов воздушных масс. Данная задача требует осуществления подробного синоптического анализа на примере выбранных промежутков времени.
Подобный анализ широко распространён применительно к данным наземных
метеорологических измерений; в задачах же аэроклиматологии он практически
не используется.
Многочисленные методики синоптического анализа хорошо известны по
классическим трудам (Алисов, 1947; Хромов, 1948). Обычно он сводится к определению либо общего вида синоптической ситуации в соответствии с той или
иной их классификацией, либо типа господствующей воздушной массы. Однако значительный элемент неопределённости в определении такого типа при
рассмотрении смешанных и переходных видов воздушных масс, а также постепенное изменение типа массы в ходе её трансформации в своё время вызвали
серьёзные сомнения в самой возможности однозначного определения типа воздушной массы. Примечательно, что даже классик отечественной климатологии
Б.П.Алисов назвал составление календарей воздушных масс «пустой затеей».
Действительно, принципиальная возможность выявления географического типа
воздушной массы представляет определённую методическую проблему. Один
из возможных подходов к её решению, предложенный М.А. Локощенко (Локощенко, 1998), заключается в рассмотрении выборочных промежутков времени,
в течение которых тип массы выражен однозначно и отвечает всем характеристическим диапазонам основных метеорологических величин. Периоды же постепенной трансформации, а также господства масс смешанного типа при таком подходе исключаются из рассмотрения. Заметим, что современные изменения климата, вероятно, в значительной мере заключаются в изменении повто-
185
ряемостей вхождений воздушных масс того или иного типа, сами же по себе
оценки характерных для разных их типов значений основных показателей едва
ли заметно изменились за последние десятилетия. Во всяком случае, это, повидимому, справедливо для тропического воздуха с учётом сравнительно медленного потепления климата в тропиках – в очагах его формирования. Поэтому
будем использовать ниже для выявления типов воздушных масс их характеристические оценки, полученные ещё в прошлом столетии – поскольку иных, более новых данных о них в литературе нет. К тому же, летом 2010 года среднесуточная температура воздуха в Москве, как правило, намного превышала известные классические оценки для континентального тропического воздуха в
условиях столицы (+25 °С по данным (Зверев, 1977) или +26 °С по данным
(Хромов, 1948)) и даже семь раз превысила значение +30 °С (Локощенко, 2012),
считающееся в Европейской части России обычным значением для максимальной температуры воздуха при господстве кТВ (Хромов, 1948). Таким образом,
тропическое происхождение воздушных масс, преобладавших летом 2010 года
в районе Москвы, не вызывает сомнений.
Данная методика была применена к результатам радиозондирования на
примере уже рассмотренного выше явления аномально жаркой погоды летом
2010 года. Для более полного исследования летней аномалии 2010 года в распоряжение автора был предоставлен архив синоптических карт Гидрометцентра
России за лето 2010 года: электронный архив карт приземного анализа, барической топографии АТ850 и АТ500, а также бумажный архив кольцевых карт для
Европейской территории России. Кроме того, использовались расчёты обратных траекторий воздушных частиц по модели NOAA (Национального управления океанических и атмосферных исследований США) HYSPLIT (URL:
http://ready.arl.noaa.gov/HYSPLIT.php). С помощью этих материалов был проведён подробный синоптический анализ всего лета 2010 года с целью разделения
летнего периода на преобладающие типы воздушных масс с соответствующей
вертикальной термической структурой. Первоначально по этим данным выяв-
186
лялся предполагаемый очаг воздушной массы, господствовавшей над Московским регионом в тот или иной день; затем тип массы уточнялся путём сравнения станционных данных МГУ с характеристическими значениями основных
метеорологических величин (среднесуточной Тср. и максимальной Тmax температуры воздуха, упругости водяного пара e, абсолютной a и удельной q влажности, а также дальности видимости D, см. пример в табл. 3.5) для разных типов.
Заметим, что, в отличие от эквивалентно-потенциальной температуры, Тср. и
Тmax не являются консервативными характеристиками воздушной массы, однако, тем не менее, традиционно широко используются для выявления её типа.
Таблица 3.5. Фрагмент таблицы основных метеорологических параметров
летом 2010 года и соответствующего им типа воздушных масс.
13.06.2010
до 15:00
Среднесуточная
температура воздуха
Максимальная
температура воздуха
Tср.сут., °С
Тmax, °С
21,9
кТВ-кУВ
13.06.2010
15:00-21:00
Абсолютная влажность
воздуха
30,0
кТВ
Парциальное
давление
водяного
пара (упругость
e, гПа
16-22
кТВ
Удельная
влажность
воздуха
Дальность видимости
11-12
кТВ-кУВ
9-14
кТВ
10-15
кТВ
20,5
мУВ-кУВ
10-12
мУВ-мАВ
8
мУВ-мАВ
6-7
мУВ-мАВ
25
мАВ
Примечание
d, км
q, г/кг
a, г/м3
13.06.2010
21:00 –
15.06.2010
12:00
14-15
мУВ
20,4
мУВ-кУВ
11-13
мУВ
8-10
мУВ
7-7,5
мУВ
10-25
мУВ
15.06. 2010
после 12:00
14-15
мУВ
17,5
мУВ
12-14
мУВ
9-11
мУВ-кУВ
7-9
мУВ-кУВ
10-15
мУВ-кУВ
кТВ
вынос по западной периферии антициклона
Зона холодного фронта
циклона с
центром над
Скандинавией
мУВ
вынос с Балтийского и
Северного
морей
Трансформация мУВ-кУВ
Оказалось, что почти весь период аномальной жары над столицей отме-
187
чался континентальный тропический воздух кТВ, или, в редких случаях, он же,
частично трансформированный в континентальный полярный (умеренный) воздух кУВ. Как известно, трансформация воздушной массы обычно считается завершённой, когда постепенное изменение Тср ото дня ко дню уменьшается до
значения менее 1 °С (Зверев, 1977). Тропический воздух, начиная с конца июня,
неизменно поступал в район Москвы вдоль южной и западной периферии блокирующего антициклона, обычно – из района Каспийского моря, Казахстана
или Средней Азии (пример 02 августа на рис. 3.33 а), иногда – из Восточного
Средиземноморья. Однако 12–13 июня, ещё до образования блокирующего антициклона, произошло вхождение кТВ также и из Северной Африки. За время
же существования этого антициклона лишь один раз, 04–05 июля, над Москвой
недолго господствовала местная воздушная масса, соответствовавшая почти
всем признакам кУВ. Как видно на рис. 3.33 б), Москва в это время находилась
в промежутке между главными атмосферными фронтами – арктическим и полярным, в зоне господства полярного воздуха. Анализ показывает, что данная
воздушная масса представляла собой прежний арктический воздух, пришедший
ранее из Карского моря и почти полностью трансформированный в местную
массу, то есть в кУВ (исходное её арктическое происхождение проявилось 05
июля лишь в большой дальности видимости D = 25 км; все же остальные показатели соответствовали типичным для кУВ значениям). Как известно, показатели влажности меняются значительно медленнее по сравнению с температурой
воздуха; наиболее же консервативной характеристикой воздушной массы из
числа рассмотренных нами является дальность видимости: в процессе трансформации она дольше всего сохраняет значения, отражающие её прежний тип.
Примечателен также вид обратной траектории движения воздушной частицы 05 июля на уровне 1 км: она показывает циркуляцию вдоль полузамкнутого контура (периферии блокирующего антициклона), что весьма характерно
для процессов трансформации; сходный пример замкнутых обратных траекторий приведён также в (Еланский и др., 2011).
188
а) 02 августа 2010 года за 00 ч,
тропическая воздушная масса.
б) 05 июля 2010 года за 00 ч,
полярная воздушная масса.
Рис. 3.33. Карты приземного анализа и обратные траектории воздушных частиц
при господстве разных воздушных масс за 72 часа летом 2010 года. Москва показана звёздочкой. Чёрные треугольники – траектории на уровне 1 км; чёрные
квадраты – на уровне 2 км; серые кружки – на уровне 3 км.
Как показано Е.М. Володиным и В.П. Дымниковым (Володин, 2011), одной из важнейших предпосылок аномальной жары в то лето послужила предшествовавшая ей сильная засуха в Прикаспийской низменности, а также в
189
Среднем и в Нижнем Поволжье. Вследствие этого тропический воздух, поступавший
в Московский регион из более южных широт, не успевал
в процессе своего движения
трансформироваться в местную (полярную) воздушную
массу. Заметим, что данное
обстоятельство проявилось в
сравнительно невысоких значениях характеристик влажности e, a и q. Эти показатели
в конце июля и в начале августа по станционным данным
МГУ в большинстве случаев
находились
в
промежутке
между их средними характеристическими
значениями
для кТВ и кУВ, хотя тропический характер воздуха в то
Рис. 3.34. Карта приземного анализа (за
00:00) и обратные траектории воздушных
частиц (за 12:00) за 72 часа 21 августа 2010
года; арктическая воздушная масса. Москва
показана звёздочкой. Чёрные треугольники
– траектории на уровне 1 км; чёрные квадраты – на уровне 2 км; серые кружки – на
уровне 3 км.
время был очевиден. Таким
образом, господствовавшая в
это время над Москвой тропическая
воздушная
масса
была необычно сухой.
На рис. 3.35 результаты
проведённого анализа пока-
заны на примере последних дней аномальной жары. Анализ воздушных масс за
190
весь период жары представлен в Приложении (с. 236). Как видим, вплоть до 18
августа над районом столицы ещё господствовал континентальный тропический воздух (кТВ), поскольку в этот день Тср. и Тmax достигли соответственно
26,1 и 33,0 °С, показатели влажности e, a и q – соответственно порядка 20 гПа,
15 г/м3 и 12–13 г/кг, а дальность видимости D – от 4 до 10 км (помимо характерных вообще для кТВ малых значений этого показателя, его уменьшению
также способствовали условия дымной мглы). После полуночи 19 августа тропический воздух начал быстро вытесняться полярным – предположительно,
континентальной полярной массой кУВ, прежней морской (мУВ), пришедшей в
Западную Европу из района Северного моря за трое суток до этого дня. Переходный тип данной воздушной массы подтверждается большинством показателей: Тср. = 20,3 °С; Тmax = 24,4 °С; e – от 15 до 19 гПа; a – от 11 до 14 г/м3; q – от
9 до 12 г/кг; D = 10 км. Заметим, что днём 19 августа Москва находилась в зоне
малоподвижного фронта окклюзии, так что значения характеристик влажности
могли быть не вполне показательными для оценки географического типа воздушной массы. Наконец, приблизительно в 03 ч 20/VIII Москву прошёл обострённый холодный фронт в системе циклона с центром над Средним Поволжьем, в тылу которого началось быстрое вхождение арктической воздушной массы из Баренцева моря. Уже к вечеру 20 августа, а также почти весь следующий
день (рис. 3.34) значения метеорологических величин, особенно показателей
влажности, были типичными для свежепришедшего арктического воздуха: e –
от 7 до 9 гПа; a – от 5 до 7 г/м3; q – от 4 до 6 г/кг; D – вплоть до 25 км. Заметим,
что само по себе арктическое происхождение этого воздуха не вызывает сомнений, отнесение же его к подтипу морского или континентального АВ неочевидно, поскольку очаг этой воздушной массы находился вблизи границы географических районов формирования мАВ и кАВ (соответственно открытой водной
поверхности и морских льдов в Баренцевом море (Алисов, 1947)), а характеристические значения для обоих подтипов близки. Связанное с приходом этой
191
воздушной массы быстрое похолодание и ознаменовало собой окончательное
завершение аномальной жары.
В результате проведённого анализа периода времени с 11 июня по 22 августа 2010 года были составлены частные выборки данных радиозондирования,
полученных в условиях господства разных типов воздушных масс (Локощенко
и др., 2015). Наиболее обеспеченной данными, естественно, оказалась выборка
континентального тропического воздуха кТВ, господствовавшего летом 2010
года, полностью или частично, в продолжение 53 дней. В эту же выборку были
включены и случаи, когда тропическая масса, сохраняя свои основные признаки,
была
частично
трансформирована
в
континентальную
полярную
(кТВ→кУВ). Таким образом, повторяемость господства над Москвой летом
2010 года тропического воздуха, свежепришедшего или частично трансформированного, превысила половину всего календарного времени. Заметим, что, по
данным (Хромов, 1948), средняя доля дней с господством кТВ составляет летом
в Москве обычно только 5 %, а в особо жаркие месяцы в прошлом (в июне и
июле 1936 и в августе 1938 гг.) она достигала лишь 30-40 %.
Рис. 3.35. Пример результатов синоптического анализа типа воздушной массы
за период с 16 по 21 августа 2010 года.
Остальные три выборки относительно ярко выраженных (не трансформи-
192
рованных) типов воздушных масс – свежепришедших морского полярного
(мУВ), континентального полярного (кУВ), а также морского и континентального арктического воздуха (АВ) – представлены соответственно лишь двумя,
тремя и четырьмя днями (при этом – одним или двумя отдельными промежутками времени).
Средние для каждого из типов профили температуры приведены на рис.
3.36 (Локощенко и др., 2015); пропуски в данных при их расчётах из-за запретов УВД в отдельные дни были восполнены результатами радиозондирования
на соседней аэрологической станции Сухиничи. Как видим, расположение этих
Рис. 3.36. Вертикальные профили температуры воздуха в слое 2–2000 м по данным радиозондирования в ЦАО за дневные и ночные сроки для четырёх типов
воздушных масс: арктической (АВ, 18–19 июня и 21 августа 2010 года), морской умеренной (мУВ, 14–15 июня 2010 года), континентальной умеренной
(кУВ, 2 июля и 4–5 июля 2010 года) и континентальной тропической, включая
периоды её частичной трансформации в кУВ (кТВ, 12–13 июня и большую
часть периода с 24 июня по 18 августа 2010 года). Доверительные интервалы
рассчитаны с уровнем значимости 0,05.
193
профилей в ряд от холодных к тёплым совпадает с ожидаемыми адвективными
изменениями температуры при господстве каждого из данных типов воздушных масс летом в Европейской России. Заметим, что температурные условия
арктического и морского полярного воздуха близки в летние месяцы не только
у поверхности земли, но и в нижней тропосфере. Различия же их по сравнению
с тропическим воздухом огромны: Т в условиях АВ и мУВ даже в середине дня
была существенно меньше, нежели при господстве кТВ ночью. Континентальный же полярный воздух, являющийся в наших широтах местной воздушной
массой, занимает промежуточное положение между жарким кТВ и прохладными мУВ и АВ. Различия между тропическим воздухом и остальными типами,
как днём, так и ночью статистически значимы с доверительной вероятностью
0,95. Заметим также, что приземные инверсии ночью в условиях господства
кТВ и кУВ в среднем более интенсивные (около 4–5 °С), нежели в остальных
двух типах, связанных с условиями холодной адвекции (лишь около 3 °С). Общая сходимость ночных и дневных профилей с высотой хорошо прослеживается в арктическом и тропическом воздухе, в остальных же двух типах однозначного сближения нет вследствие недостаточного размера их выборок. Таким образом, приведённые результаты служат примером синоптического анализа,
осуществлённого с использованием аэроклиматических данных. Разумеется,
наиболее надёжны здесь температурные профили, рассчитанные для условий
господства кТВ и кТВ→ кУВ как выборки, наиболее обеспеченной данными.
Таким образом, аномальная жара летом 2010 года в Москве проявилась не
только у поверхности, но и во всей толще нижней (а, возможно, и всей) тропосферы. На всех высотах вплоть до 2 км в это время были достигнуты рекордно
высокие значения температуры воздуха, по меньшей мере, за предыдущие два
десятилетия. Условия блокирующего антициклона проявились ночью в более
мощных и более интенсивных приземных инверсиях вследствие ясной и тихой
погоды; днём же они не привели к усилению неустойчивой стратификации
вследствие влияния тёплой адвекции. Наконец, континентальный тропический
194
воздух, господствовавший над Москвой летом 2010 года более половины всего
времени, характеризовался значительно более высокой температурой воздуха
по сравнению с остальными типами воздушных масс на всех высотах в пределах нижней тропосферы.
3.5. Выводы по главе 3
В данной главе были получены следующие результаты:
 Создана электронная база о температуре воздуха в нижних 4 км по данным радиозондирования в г. Долгопрудный за период 1991–2013 гг.
Проведён критический контроль данных, а также их статистический анализ. По результатам работы с базой данных радиозондирования И.А.
Корневой совместно с М.А. Локощенко получен акт о внедрении от
ФГБУ ЦАО (см. Приложение, с. 232). Кроме того, проведён критический
контроль, а также программная и статистическая обработка данных о
температуре воздуха на Останкинской телебашне за период 2000–2013 гг.
По результатам этой работы И.А. Корневой получен акт о внедрении от
ФГУП Российская телевизионная и радиовещательная сеть (ФГУП РТРС,
см. Приложение, 233).
 В пределах Москвы (в Останкино) статистически значимое потепление за
последние 12 лет зарегистрировано только у поверхности земли на уровне 2 м. На окраине Москвы (г. Долгопрудный) за период с 1991 по 2013
гг. статистически значимое потепление отмечается в слое от 2 до 4000 м,
как днём, так и ночью. Скорость повышения температуры составила 0,07–
0,12 °С/год, причём она практически постоянна во всём слое от 2 м до 4
км. В 96 км от Москвы в г. Обнинск температура воздуха повышалась за
период 1993–2013 гг. на уровнях 2, 121 и 301 м со скоростью 0,07–0,09
°С/год. Более высокая скорость роста температуры в нижней тропосфере
195
в Долгопрудном по сравнению с Обнинском, по-видимому, связана с эффектом расширения в последние годы городской застройки Москвы в северном направлении. В обоих местах заметное повышение температуры
воздуха происходило с апреля по декабрь, с января по март же было зарегистрировано слабое похолодание.
 Крупный город создаёт в пограничном слое атмосферы тепловую аномалию с разным знаком. Она проявляется в виде «острова тепла» днём на
высотах, по меньшей мере, до 500 м, а ночью – лишь в приземном слое
воздуха (до высот порядка 100 м). На высотах же выше 100 м ночью тепловая аномалия города существует в виде приподнятого «слоя холода»
поверх «острова тепла» вследствие эффекта обращения температурных
профилей в городе и за городом (более интенсивных за городом приземных инверсий).
 Интенсивность дневного «острова тепла» и ночного приподнятого «слоя
холода» над городом постепенно убывает с высотой. На высотах 400 и
500 м пространственные различия в поле температуры воздуха, как ночью, так и днём уже статистически незначимы. В среднем за сутки явление «острова тепла» отчётливо прослеживается и в приземном слое воздуха, и на уровне 100 м. На высоте 300 м над Москвой связанная с влиянием города тепловая аномалия в среднем за сутки уже отсутствует. Таким образом, уровень 300 м характеризует высотную протяжённость связанной с городом тепловой аномалии.
 По данным радиозондирования в Долгопрудном исследован термический
режим нижней тропосферы летом 2010 года. Выявлено, что аномальная
жара летом 2010 года в Москве проявилась не только у поверхности, но и
во всей толще нижней тропосферы вплоть до высот не менее 4 км. Условия блокирующего антициклона проявились ночью в более мощных и более интенсивных приземных инверсиях вследствие ясной и тихой погоды;
196
днём же они не привели к усилению неустойчивой стратификации вследствие влияния тёплой адвекции.
 Проведён подробный анализ синоптических процессов летом 2010 года,
выявлены господствующие типы воздушных масс в зависимости от метеорологических характеристик в нижней тропосфере, очагов их формирования и направления переноса в атмосфере с учётом синоптических
карт и обратных траекторий движения воздушных частиц. Выявлены существенные различия в вертикальном распределении температуры воздуха в зависимости от преобладающего типа воздушной массы. Континентальный тропический воздух, господствовавший над Москвой летом 2010
года более половины всего времени, характеризовался значительно более
высокой температурой воздуха по сравнению с остальными типами воздушных масс на всех высотах в пределах нижней тропосферы.
197
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Целью данной работы явилась оценка современных изменений температуры воздуха на высотах в нижней тропосфере (до 4 км) и температуры деятельного слоя почвы и грунта (глубиной до 3,2 м) в Москве и Московском регионе, а именно выявление общего направления и скорости её изменений на
глубинах почвы и грунта и на высотах в тропосфере, подробной их динамики, а
также высотного и глубинного диапазонов, в которых наблюдаются изменения
того или иного знака. Кроме того, дополнительной задачей исследования явилась оценка влияния городского «острова тепла» на примере Москвы на термический режим нижней тропосферы и деятельного слоя почвы и грунта. Все задачи, поставленные в работе, были успешно решены автором и получены следующие основные результаты:
 Созданы электронные базы данных о температуре грунта Тг в МГУ за период 1955–2013 гг. на участках с естественным покровом и оголённой
поверхностью, а также о температуре воздуха в нижних 4 км по данным
радиозондирования в г. Долгопрудный за период 1991–2013 гг. Проведён
их критический контроль и статистический анализ. По результатам работы с базой данных радиозондирования И.А. Корневой совместно с М.А.
Локощенко получен акт о внедрении от ЦАО (см. Приложение, с. 232).
Кроме того, лично И.А. Корневой создано программное обеспечение для
работы с базой данных Останкинской телебашни, результатом которого
явился акт о внедрении от ФГУП «Российская телевизионная и радиовещательная сеть» (см. Приложение, с. 233).
 Проведён комплекс экспериментов по изучению методических особенностей измерений температуры почвы и грунта в Метеорологической обсерватории МГУ: влияния расположения почвенной площадки и материала защитных трубок вытяжных термометров. Выявлены и исследова-
198
ны существенные микроклиматические различия на расстоянии порядка
50 м. Получено, что различия в материале защитных трубок (полиэтилен
и эбонит) не влияют на показания вытяжных термометров. По результатам этого эксперимента получен акт о внедрении от Центрального управления по гидрометеорологии и мониторингу окружающей среды (ФГБУ
«Центральное УГМС», Приложение, с. 231).
 Подробно изучена суточная, годовая динамика температуры почвы и
грунта, её вертикальное распределение, а также статистические связи с
температурой воздуха и высотой снежного покрова по данным МГУ за
период 1955–2013 гг. Существенное влияние на распределение температуры с глубиной играет состояние поверхности, в том числе наличие и
высота снежного покрова.
 По данным совмещённого векового ряда МГУ и ТСХА повышение температуры грунта за последние 116 лет составило +1,9 °С со средней скоростью +0,016 °С/год. По данным станций МГУ и Подмосковная выявлено потепление грунта на всех глубинах в слое 0–320 см. В МГУ в среднем
за последние 60 лет скорость повышения температуры на поверхности
почвы составила +0,03 °С/год, а на различных глубинах под естественным покровом +0,02–0,03 °С/год (рис. 4.1) и около +0,04 °С/год под оголённой поверхностью. Менее быстрое потепление под естественным покровом вызвано его теплоизолирующей ролью. Темпы роста температуры
грунта в Москве и за её пределами (по данным МГУ и Подмосковной)
совпадают практически на всех глубинах, что говорит об определяющем
влиянии общего потепления климата по сравнению с локальным эффектом роста города.
 В результате качественного и количественного анализа пространственной
структуры температуры почвы и грунта в Московском регионе выявлен
эффект подземного «острова тепла». Разность температуры почвы и грунта в городе и сельской местности составляет в среднем от 0,6 до 0,8 °С,
199
Рис. 4.1. Вертикальный профиль коэффициента линейного тренда температуры почвы и грунта по данным МГУ и температуры воздуха по данным Долгопрудного за 1991–2013 гг. Горизонтальными линиями показана
несмещённая оценка ошибки коэффициента линейного тренда (Крамер,
1975).
при этом значения в центре Москвы могут превышать значения на станциях Московской области даже на 1,6–1,7 °С. Автором совместно с её руководителем предложен количественный индекс подземного «острова тепла» и с его помощью исследован годовой ход разности среднемесячной
температуры на станциях Москвы и Московского региона. Разность между значениями температуры почвы и грунта на городских и сельских
станциях достигает максимальных величин зимой и ранней весной (с декабря по апрель), а минимальных – в летний период.
200
 По данным радиозондирования в Долгопрудном за период 1991–2013 гг.
обнаружено повышение температуры воздуха в слое до 4 км, как в ночное, так и в дневное время суток со скоростью +0,07–0,12 °С/год (рис.
4.1). Изменения температуры воздуха за период 1993–2013 гг. в Обнинске
составляют +0,06–0,09 °С/год. Более высокая скорость повышения температуры в нижней тропосфере в Долгопрудном по сравнению с Обнинском, по-видимому, связана с расширением в последние годы городской
застройки Москвы в северном направлении. В обоих местах повышение
температуры воздуха в годовом ходе происходило с апреля по декабрь.
Напротив, с января по март в среднем за последние два десятилетия отмечалось слабое похолодание.
 По данным радиозондирования в Долгопрудном, метеорологической мачты в Обнинске и Останкинской телебашни изучена вертикальная протяжённость «острова тепла» в атмосфере Московского региона. Она составляет днём, по меньшей мере, 500 м, а ночью – лишь около 100 м. На
высотах же выше 100 м ночью тепловая аномалия города существует в
виде приподнятого «слоя холода» поверх «острова тепла» вследствие эффекта обращения температурных профилей в городе и за городом (более
интенсивных за городом приземных инверсий). Интенсивность дневного
«острова тепла» и ночного приподнятого «слоя холода» над городом постепенно сходит на нет с высотой. На высотах 400 и 500 м пространственные различия в поле температуры, как ночью, так и днём уже статистически незначимы. В среднем за сутки явление «острова тепла» отчётливо прослеживается и в приземном слое воздуха, и на уровне 100 м. На
высоте 300 м над Москвой связанная с влиянием города тепловая аномалия в среднем за сутки уже отсутствует с точностью до +0,1 °С. Таким
образом, данный уровень характеризует высотную протяжённость связанной с городом тепловой аномалии.
201
 По данным радиозондирования в ЦАО исследован термический режим
нижней тропосферы летом 2010 года. Выявлено, что аномальная жара летом 2010 года в Москве проявилась не только у поверхности, но и во всей
толще нижней тропосферы вплоть до высот не менее 4 км. Условия блокирующего антициклона проявились ночью в более мощных и более интенсивных приземных инверсиях вследствие ясной и тихой погоды; днём
же они не привели к усилению неустойчивой стратификации вследствие
влияния тёплой адвекции. Проведён подробный анализ синоптических
процессов летом 2010 года. Выявлены существенные различия в вертикальном распределении температуры воздуха в зависимости от преобладающего типа воздушной массы. Континентальный тропический воздух,
господствовавший над Москвой летом 2010 года более половины всего
времени, характеризовался значительно более высокой температурой
воздуха по сравнению с остальными типами воздушных масс на всех высотах в пределах нижней тропосферы.
202
ЛИТЕРАТУРА
1. Аверкиев М.С. Метеорология. М.: Издательство Московского университета, 1951, 384 с.
2. Адаменко В.Н. Климат больших городов (обзор). Обнинск: ВНИГМИМЦД, 1975, 72 с.
3. Алисов Б.П. Климатические области и районы СССР. М.: ОГИЗ, Географгиз, 1947, 208 с.
4. Алисов Б.П., Дроздов О.А., Рубинштейн Е.С. Курс климатологии.
Часть I и II. Л.: Гидрометеоиздат, 1952, 487 c.
5. АМАП / Куинн и др. «Воздействие краткосрочных загрязнителей на
климат Арктики». Технический доклад АМАП № 1. Программа арктического
мониторинга и оценки, АМАП, 2008. Осло, Норвегия.
6. Анализ условий аномальной погоды на территории России летом 2010
г. Сборник докладов совместного заседания Президиума Научно-технического
совета Росгидромета и Научного совета Российской академии наук «Исследования по теории климата» / Под ред. Н.П.Шакиной. М.: Триада ЛТД, 2011, 72 c.
7. Безуглая Э.Ю. Инверсии нижней тропосферы и их влияние на загрязнение воздуха г. Москвы. // Труды ГГО, 1968, вып. 207, с. 202–206.
8. Борисенков Е.П., Пасецкий В.М. Тысячелетняя летопись необычайных
явлений природы. М.: Мысль, 1988, 522 с.
9. Будыко М. И. Климат и жизнь. Л.: Гидрометеоиздат, 1971, 470 с.
10. Будыко М. И. Влияние человека на климат. Л.: Гидрометеоиздат,
1972, 47 с.
11. Будыко М. И. Изменения климата. Л.: Гидрометеоиздат, 1974, 280 с.
12. Быховец С.С., Сороковиков В.А., Мартуганов Р.А. и др. История наблюдений за температурой почвы на сети метеорологических станций России.
// Криосфера Земли, 2007, т. XI, № 1, с. 7–20.
203
13. Ваннари П.И. О температуре почвы в некоторых местностях Российской Империи. // Зап. Имп. Акад. Наук, 1897, т. V, №7, с. 1–58.
14. Васильев А.А., Дроздов Д.С., Москаленко Н.Г. Динамика температуры многолетнемерзлых пород Западной Сибири в связи с изменениями климата. // Криосфера Земли, 2008, т. XII, № 2, с. 10–18.
15. Васильченко И.В., Вдовин Б.И. Некоторые особенности стратификации и температурного режима пограничного слоя атмосферы над городом. //
Труды ГГО, 1974, вып. 332, с. 13–16.
16. Вдовин Б.И. Об особенностях стратификации нижнего километрового
слоя воздуха над Ленинградом по данным вертолетных наблюдений // Труды
ГГО, 1972, вып. 293, с. 201–208.
17. Володин Е.М. О природе некоторых сверхэкстремальных аномалий
летней температуры. // Анализ условий аномальной погоды на территории России летом 2010 г. / Под ред. Н.П. Шакиной. М.: Триада ЛТД, 2011, с. 48–57.
18. Воронцов П.А. Аэрологические исследования пограничного слоя атмосферы. Л., Гидрометеоиздат, 1960.
19. Всемирная конференция по изменению климата. World Climate
Change Conference. Тезисы докладов. М.: Институт глобального климата и экологии Росгидромета и РАН, сентябрь 2003, 700 с.
20. Груза Г.В., Ранькова Э.Я. Колебания и изменения климата на территории России. // Известия РАН. Физика атмосферы и океана, 2003, т. 39, № 2, с.
1–20.
21. Гусев М.А. Влияние Москвы на метеорологический режим нижнего
слоя атмосферы над городом и окружающей местностью. // Труды ЦВГМО,
1975а, вып. 6, с. 69–74.
22. Гусев М.А. О репрезентативности измерений температуры и влажности на телебашне в Останкине. // Труды ЦВГМО, 1975б, вып. 6, с. 65–68.
23. Гусев М.А. Возможная модель циркуляции в нижнем слое атмосферы
над Москвой. // Труды ЦВГМО, 1975в, вып. 3, с. 69–74.
204
24. Девятова В.А. Макроаэрологические исследования нижнего километрового слоя атмосферы. Л.: Гидрометеоиздат, 1957, 50 с.
25. Доклад об особенностях климата на территории Российской Федерации за 2010 год. Москва, 2011, 64 с.
26. Доклад об особенностях климата на территории Российской Федерации за 2013 год. Москва, 2014, 109 с.
27. Еланский Н.Ф., Мохов И.И., Беликов И.Б. и др. Газовые примеси в
атмосфере над Москвой летом 2010 г. // Известия РАН. Серия Физика атмосферы и океана, 2011, т. 47, № 6, с.1–10.
28. Захаров В.Ф. Похолодание Арктики и ледяной покров арктических
морей // Тр. ААНИИ, 1976, т. 337, с. 1–95.
29. Зверев А.С. Синоптическая метеорология. Л.: Гидрометеоиздат, 1977,
712 с.
30. Иванов В.Э., Гусев А.В., Игнатков К.А., Кудинов С.И., Носков В.Я.,
Плохих О.В. Современное состояние и перспективы развития систем радиозондирования атмосферы. // 22-я Международная Крымская конференция "СВЧтехника и телекоммуникационные технологии",10–14 сентября 2012 г., Севастополь, Крым, Украина, 2012, т.1, с. 3–12.
31. Иванов В. Э., Фридзон М. Б., Ессяк С. П. Радиозондирование атмосферы: Технические и метрологические аспекты разработки и применения радиозондовых измерительных средств / под ред. В.Э. Иванова. Екатеринбург:
ГОУ ВПО УГТУ-УПИ, 2004, 606 с.
32. Израэль Ю.А., Павлов А.В., Анохин Ю.А. и др. Статистические оценки изменения элементов климата в районах вечной мерзлоты на территории
Российской Федерации // Метеорология и гидрология, 2006, № 5, с. 27–38.
33. Исаев А.А., Каллистратова М.А., Локощенко М.А., Пекур М.С. Термическая структура атмосферного пограничного слоя над Москвой. // Оптика
атмосферы и океана, 1994, т. 7, № 5, с. 650–663.
205
34. Кадыгров Е.Н. Микроволновая радиометрия атмосферного пограничного слоя – метод, аппаратура, результаты измерений. // Оптика атмосферы и
океана, 2009, т. 22, № 7, с. 697–704.
35. Кадыгров Е.Н., Кузнецова И.Н., Голицын Г.С. Остров тепла в пограничном слое атмосферы над большим городом: новые результаты на основе
дистанционных данных. // Доклады Академии Наук, 2002, т. 385, № 4, с. 541–
548.
36. Кадыгров Е.Н., Миллер Е.А. Результаты сравнений профилей температуры, полученных с помощью дистанционных профилемеров и датчиков высотных метеорологических мачт. // Тезисы докладов Всероссийской научной
конференции “Исследование процессов в нижней атмосфере при помощи высотных сооружений”, Обнинск, 2008, с. 61–64.
37. Кадыгров Е.Н., Миллер Е.А., Фоломеев В.В. Микроволновые радиометрические комплексы для мониторинга температуры пограничного слоя атмосферы. // Мир измерений, 2010, №4, с. 41–45.
38. Кароль И.Л. Введение в динамику климата Земли. Л.: Гидрометеоиздат, 1988, 215 с.
39. Кароль И.Л., Киселев А.А. Суета вокруг сажи. // Природа, 2012, №6, с.
3–11.
40. Карпачевский Л.О. Динамика свойств почвы. М.: ГЕОС, 1997, 170 с.
41. Кедроливанский В.Н. Метеорологические приборы. М.: ГУГМС, 1937,
318 с.
42. Кислов А.В. Климат в прошлом, настоящем и будущем. М.: МАИК
Наука/Интерпериодика, 2001, 351 с.
43. Климат Москвы (особенности климата большого города)/ Ред. А.А.
Дмитриев, Н.П. Бессонов. Л.: Гидрометеоиздат, 1969, 324 с.
44. Климат Москвы за последние 30 лет / Ред. М.А. Петросянц. М.: МГУ,
1989, 94 с.
206
45. Климат, погода, экология Москвы / Ред. Ф.Я. Клинов. СПб.: Гидрометеоиздат, 1995, 440 с.
46. Климат России / Ред. Н.В. Кобышева. Спб.: Гидрометеоиздат, 2001,
655 с.
47. Климатологический справочник СССР: метеорологические данные за
отдельные годы. Вып. 8, ч. 7: Температура почвы, туманы, грозы, метели, град.
Горький, 1972.
48. Клименко В. В. Климат средневековой теплой эпохи в Северном полушарии. М.: Изд-во МЭИ, 2001, 85 с.
49. Клименко В. В. , Клименко А. В. , Андрейченко Т. Н. , Довгалюк
В. В. , Микушина О. В. , Терешин А. Г. , Федоров М. В. Энергия, природа и
климат. M.: МЭИ, 1997, 218 с.
50. Клименко В. В., Микушина О. В. Необычная динамика глобальной
температуры в начале XXI в.: естественные факторы против антропогенных. //
История и современность, № 2, 2011, с. 93–102.
51. Клинов Ф.Я. 300-метровая метеорологическая мачта и комплекс ее
аппаратуры как метод исследования нижнего слоя атмосферы. // Метеорология
и гидрология, 1965, № 6, с. 53–59.
52. Клинов Ф.Я. Метеорологические наблюдения в нижнем 500-метровом
слое атмосферы на телевизионной башне в Останкине (Москва). // Труды
ЦВГМО, 1971, вып. I, с. 3–17.
53. Клинов Ф.Я. Метеорологические наблюдения в нижнем слое атмосферы на башнях и мачтах в СССР и за рубежом (обзор) // Труды ЦВГМО,
1975, вып. 5, с. 10–24.
54. Коковин Н.С. Радиотелеметрия зондирования атмосферы. Л.: Гидрометеоиздат, 1966, 164 с.
55. Корнева И.А. Температура грунта на глубинах до 320 см. // В сб.:
Эколого-климатические характеристики атмосферы в 2011 г. по данным Ме-
207
теорологической обсерватории МГУ, раздел 2, части I, с. 22–29. М.: МАКС
Пресс, 2012, 230 с., электронное издание, под редакцией Н.Е.Чубаровой.
56. Корнева И.А. Особенности термического режима грунта. // В сб.:
Эколого-климатические характеристики атмосферы в 2012 г. по данным Метеорологической обсерватории МГУ. Раздел 2 части I, с. 18–25. М.: МАКС
Пресс, 2013, 207 с., электронное издание, под редакцией Н.Е.Чубаровой.
57. Корнева И.А. Особенности термического режима грунта. // В сб.:
Эколого-климатические характеристики атмосферы в 2013 г. по данным Метеорологической обсерватории МГУ. Раздел 2 части I, с. 20–27, М.: МАКС
Пресс, 2014, 168 с., электронное издание, под редакцией Н.Е.Чубаровой.
58. Корнева И.А. Особенности термического режима грунта. // В сб.:
Эколого-климатические характеристики атмосферы в 2014 г. по данным Метеорологической обсерватории МГУ. Раздел 2 части I, в печати. М.: МАКС
Пресс, 2015, электронное издание, под редакцией О.А. Шиловцевой.
59. Корнева И.А., Локощенко М.А. Многолетние изменения температуры
грунта на разных глубинах в Москве. // В сб.: Труды XVI Международной школы-конференции молодых учёных «Состав атмосферы. Атмосферное электричество. Климатические эффекты». М.: ГЕОС, 2012, с. 119–122. Сокращённый
вариант – в сб.: Тезисы докладов XVI международной школы-конференции молодых учёных «Состав атмосферы. Атмосферное электричество. Климатические эффекты», Звенигород, 28 мая – 1 июня 2012 г. М., ИФА имени А.М. Обухова РАН, 2012, с. 93.
60. Корнева И.А., Локощенко М.А. Динамика температуры грунта в Москве и её связи с метеорологическими величинами. // В сб.: Тезисы конференции молодых специалистов по гидрометеорологии и мониторингу окружающей
среды. Обнинск, НПО «Тайфун», 2013, с. 138–141.
61. Корнева И.А., Локощенко М.А., Дубовецкий А.З., Кочин А.В. Температура нижней тропосферы над Москвой во время аномальной жары 2010 года.
// В сб.: Тезисы докладов XVII Всероссийской школы-конференции молодых
208
учёных «Состав атмосферы. Атмосферное электричество. Климатические процессы», Нижний Новгород, 23–25 сентября 2013 г. Нижний Новгород: типография Института прикладной физики РАН, 2013, с. 41–42.
62. Корнева И.А., Локощенко М.А. Температура грунта в Москве и её современные изменения. // Метеорология и гидрология, 2015, том 40, №1, с. 38–
50.
63. Котлов Ф.В. Антропогенные геологические процессы на территории
города. М.: Наука, 1977, 169 с.
64. Крамер Г. Математические методы статистики. М.: Мир, 1975, 648 с.
65. Кратцер П.А. Климат города. М.: Изд-во иностр. лит-ры, 1958, 239 с.
66. Кузнецова И.Н., Звягинцев А.М., Семутникова Е.Г. Экологические
последствия погодных аномалий летом 2010 г. // Сборник докладов совместного заседания президиума НТС Росгидромета и НС РАН «Исследования по теории климата Земли», под ред. Н.П. Шакиной. М.: Гидрометцентр России, 2011,
с. 58–64.
67. Кузнецова И.Н., Нахаев И.М. Сезонные особенности термической
структуры нижних слоев атмосферы в московском мегаполисе по данным микроволновых измерений температуры. // В сб.: 80 лет Гидрометцентру России,
2010, с. 389–399.
68. Кузнецова И.Н., Хайкин М.Н., Кадыгров Е.Н. Влияние городской среды на температуру в пограничном слое атмосферы по данным микроволновых
измерений в Москве и окрестностях // Известия РАН. Физика атмосферы и
океана, 2004, т. 40, № 5, c. 678–688.
69. Ландсберг Г.Е. Климат города. Л.: Гидрометеоиздат, 1983, 248 с.
70. Локощенко М.А. Применение содарного зондирования для исследования влияния синоптических условий на стратификацию температуры. // Оптика атмосферы и океана, 1998, том 11, № 5, с. 480–489.
71. Локощенко М.А. Снежный покров и его современные изменения в
Москве. // Метеорология и гидрология, 2005, № 6, с. 71–82.
209
72. Локощенко М.А. Температурная стратификация нижней атмосферы в
Москве. // Метеорология и гидрология, 2007, № 1, с. 53–64.
73. Локощенко М.А. Катастрофическая жара 2010 года в Москве по данным наземных метеорологических измерений. // Известия РАН. Серия Физика
атмосферы и океана, 2012, том 48, № 5, с. 523–536.
74. Локощенко М.А., Исаев А.А., Каллистратова М.А., Пекур М.С. Исследования атмосферного пограничного слоя над Москвой дистанционными и
прямыми методами. // Метеорология и гидрология, 1993, № 9, с. 20–34.
75. Локощенко М.А., Корнева И.А. Результаты экспериментальных исследований микроклиматических различий в температуре грунта на разных
глубинах в МГУ. // В сб.: Эколого-климатические характеристики атмосферы в
2012 г. по данным Метеорологической обсерватории МГУ, раздел 19 части II, с.
181–200. М.: МАКС Пресс, 2013, 207 с., электронное издание, под ред.
Н.Е.Чубаровой.
76. Локощенко М.А., Корнева И.А., Дубовецкий А.З., Кочин А.В. Температура воздуха в нижней тропосфере над Москвой во время аномальной жары
летом 2010 года. // Оптика атмосферы и океана, 2015, т. 28, №10, с. 906–913.
77. Локощенко М.А., Корнева И.А., Кочин А.В., Дубовецкий А.З., Новицкий М.А., Разин П.Е. О высотной протяжённости городского «острова тепла»
над Москвой. // Доклады Академии Наук, 2016, №1, в печати.
78. Малкова Г.В. Мониторинг среднегодовой температуры пород на стационаре Болванский // Криосфера Земли, 2010, т. XIV, №3, с. 22–35.
79. Малкова Г.В., Павлов А.В., Скачков Ю.Б. Оценка устойчивости мерзлых толщ при современных изменениях климата. // Криосфера Земли, 2011, т.
15, № 4, с. 33–36.
80. Матвеев Л.Т. Основы общей метеорологии. Физика атмосферы. Л.:
Гидрометеоиздат, 1965, 875 с.
81. Методические указания по организации и производству метеорологических наблюдений на высотных башнях и мачтах. Вып. 1. Метеорологические
210
наблюдения по стандартной программе. Изд. 2. / Под ред. В.М.Склярова. М.:
Гидрометеоиздат, 1975, 55 с.
82. Монин А.С., Шишков Ю.А. История климата. Л.: Гидрометеоиздат,
1979, 406 с.
83. Мягков М.С., Губернский Ю.Д., Конова Л.И., Лицкевич В.К. Город,
архитектура, человек и климат / Ред. М.С. Мягков. М.: «Архитектура-С», 2007,
244 с.
84. Мячкова Н.А., Сорокина В.Н. Климат Московской области. Учебное
пособие. М.: Изд-во МГУ, 1991, 52 с.
85. Наставление гидрометеорологическим станциям и постам. Выпуск 3.
Метеорологические наблюдения на станциях. Часть I. Л.: Гидрометеоиздат,
1985.
86. Наставление гидрометеорологическим станциям и постам. Выпуск 4.
Аэрологические наблюдения на станциях. Часть III. Температурно-ветровое радиозондирование атмосферы (Руководящий документ РД 52.11.650-2003), 2003,
312 с.
87. Нахаев М. И. Особенности термической структуры нижних слоев атмосферы в Московском мегаполисе по данным микроволновых измерений:
диссертация кандидата географических наук: 25.00.30 / Нахаев Мурат Ислемгалеевич; [Место защиты: Гидрометеорол. науч.-исслед. центр РФ] Москва, 2009,
135 с.
88. Нерпин С.В., Чудновский А.Ф. Физика почвы. М.: Наука, 1967, 584 с.
89. Новикова Э.Н., Бачурина А.А., Данильчева Т.И. Температурный режим нижнего 500-метрового слоя атмосферы над Москвой при ясном небе. //
Труды ЦВГМО, 1975, вып. 3, с. 49–53.
90. Оке Т.Р. Климаты пограничного слоя. Л., Гидрометеоиздат, 1982, 360
с.
211
91. Орленко Л.Р., Шкляревич О.Б. Об использовании данных высотных метеокомплексов при физико-статистических исследованиях пограничного
слоя атмосферы. // Труды ЦВГМО, 1975, вып. 5, с. 53–60.
92. Оценочный доклад об изменениях климата и их последствиях на территории Российской Федерации. М.: Росгидромет, 2008, т. 1, 228 с.; т. 2, 288 с.
93. Оценочный доклад об изменениях климата и их последствиях на территории Российской Федерации. М.: Росгидромет, 2014, 1004 с.
94. Павлов А.В. Тренды современных изменений температуры почвы на
севере России. // Криосфера Земли, 2008, т. XII, №3, с. 22–27.
95. Павлов А.В., Малкова Г.В. Мелкомасштабное картографирование
трендов современных изменений температуры грунтов на севере России. //
Криосфера Земли, 2009, т. XIII, № 4, с. 32–39.
96. Павлов А.В., Малкова Г.В. Оценка устойчивости мёрзлых толщ при
современных изменениях климата. // Криосфера Земли, 2011, т. XV, №4, с. 33–
36.
97. Переведенцев Ю.П., Верещагин М.А., Шанталинский К.М., Наумов
Э.П. Многолетние изменения климата г. Казани в XIX–XX столетиях. // Тезисы
докладов Всемирной конференции по изменению климата, Москва, 29 сентября
– 3 октября 2003 г., с. 427.
98. Перкаускас Д.Ч. К расчёту развития «острова тепла» крупного города.
// Тепловое загрязнение атмосферы, 1985, вып. 4, с. 107–120.
99. Погосян Х.П. Влияние больших городов на пограничный слой атмосферы. // Тр. ЦВГМО, 1975, вып. 5, с. 90–98.
100. Почвоведение / Ред. И.С. Кауричев, И.П.Гречин. М.: Колос, 1969,
543 с.
101. Просенков В.И. Перспективы использования подземных вод каменноугольных водоносных горизонтов для целей охлаждения и кондиционирования на территории г. Москвы. // Тр. ВНИИ гидрогеол. и инж. геол., 1970,
вып. 27, с. 129–137.
212
102. Просенков В.И. Гидрогеотермическая характеристика и процессы
формирования подземных вод интенсивно эксплуатируемых водоносных горизонтов Москвы и Подмосковья. // Сов. геология, 1972, № 9, с. 149–153.
103. Просенков В.И. Изменение температуры и минерализации подземных вод на территории Москвы. // Разведка и охрана недр, 1974, № 12, с. 36–41.
104. Просенков В.И. Влияние градопромышленного комплекса Москвы
на процессы формирования подземных вод. // Гидрологические аспекты урбанизации, 1978, с. 42–51.
105. Результаты исследований изменений климата для стратегий устойчивого развития Российской Федерации. М.: Росгидромет, 2005, 178 с.
106. Рубинштейн К.Г., Гинзбург А.С. Оценки изменений температуры
воздуха и количества осадков в крупных городах (на примере Москвы и НьюЙорка). // Метеорология и гидрология, 2003, № 2, с. 29–38.
107. Руководство по глобальной системе наблюдений. ВМО-№ 488,
Третье издание, 2010, 182 с.
108. Сидоренков Н.С., Сумерова К.А. Причины аномально жаркого лета
2010 года на европейской территории России. // Труды Гидрометцентра России,
2011, вып. 346, с. 191–205.
109. Справочник по гидрометеорологическим приборам и установкам. Л.:
Гидрометеоиздат, 1971, 372 с.
110. Справочник по климату СССР. Вып. 8. Л.: Гидрометеоиздат, 1964.
111. Справочник эколого-климатических характеристик г. Москвы (по
наблюдениям
Метеорологической
обсерватории
МГУ)
под
редакцией
А.А.Исаева. М.: изд-во МГУ, 2003, т. 1, 300 с.; 2005, т. 2, 410 с.
112. Тверской П.Н. Курс метеорологии: физика атмосферы. Л.: Гидрометеоиздат, 1951, 887 с.
113. Теории и методы физики почв / коллективная монография под ред.
Е.В. Шеина и Л.О. Карпачевского. М.: Гриф и К, 2007, 616 с.
213
114. Тимофеев Ю.М. Глобальная система мониторинга параметров атмосферы и поверхности. СПб.: Издательство Санкт-петерб. гос. Университета,
2010, 129 с.
115. Типовые характеристики нижнего 300-метрового слоя атмосферы по
измерениям на высотной мачте / Под редакцией Н.Л. Бызовой. М.: Гидрометеоиздат, 1982, 69 с.
116.
117. Трофимова И.Е. Современное состояние и тенденции многолетних
изменений мерзлотно-термического режима почв Прибайкалья. // География и
природные ресурсы, 2006, № 4, с. 38–45.
118. Труды Звенигородской биологической станции имени С.Н. Скадовского. М.: Изд-во Моск. Ун-та, 2005, т. 4, 308 с.
119. Фарапонова Г.П. Особенности распределения вертикальных градиентов температуры в нижнем 500-метровом слое атмосферы над Москвой в
летний период. Труды МосЦГНС, 1989, вып. 3, с. 190–196.
120. Хргиан А.Х. Физика атмосферы. М.: Государственное издательство
технико-теоретической литературы, 1953, 456 с.
121. Хргиан А.Х. Очерки развития метеорологии. Л.: Гидрометеоиздат,
1959, 428 с.
122. Хромов С.П. Основы синоптической метеорологии. Л.: Гидрометеоиздат, 1948, 696 с.
123. Хромов С.П., Петросянц М.А. Метеорология и климатология. М.:
Издательство Московского Университета, 2006, 582 с.
124. Четвёртое Национальное сообщение, представляемое в соответствии
со статьями 4 и 12 Рамочной Конвенции ООН об изменении климата и статьёй
7 Киотского протокола. Москва, 2006.
125. Чистяков А.Д., Чуприн С.Ф., Белинский О.Н., Орлова Е.И., Северова
В.А., Мишин В.Н. Опыт использования метеорологических данных Останкинской башни в оперативной и исследовательской работе. // Труды ЦВГМО, 1975,
вып. 5, с. 30–36.
214
126. Чубарова Н.Е., Незваль Е.И., Беликов И.Б., Горбаренко Е.В., Еремина И.Д., Жданова Е.Ю., Корнева И.А., Константинов П.И., Локощенко М.А.,
Скороход А.И., Шиловцева О.А. Климатические и экологические характеристики московского мегаполиса за 60 лет по данным метеорологической обсерватории МГУ. // Метеорология и гидрология, 2014, № 9, с. 49–64.
127. Шакина Н. П., Иванова А. Р., Бирман Б. А., Скриптунова Е. Н. Блокирование: условия лета 2010 г. в контексте современных знаний. // Сборник
докладов совместного Заседания Президиума Науч.-тех. совета Росгидромета и
Науч. Совета РАН «Исследования по теории климата Земли», М., «Триада»,
2011, с.6–21.
128. Шерстюков А.Б. Температура почвогрунтов России на глубинах до
320 см в условиях изменяющегося климата. // Труды ГУ «ВНИИГМИ-МЦД»,
2007, вып. 173, с. 72–88.
129. Шерстюков А. Б. Корреляция температуры почвогрунтов с температурой воздуха и высотой снежного покрова на территории России. // Криосфера
Земли, 2008, т. ХП, №1, с. 79–87.
130. Шерстюков А.Б. Изменения климата и их последствия в зоне многолетней мерзлоты России. Обнинск: Изд-во ВНИГМИ-МЦД, 2009, 127 с.
131. Шульгин А.М. Климат почвы и его регулирование. Л.: Гидрометеоиздат, 1972, 342 с.
132. Ampofo F., Maidment G.G., Missenden J.F.. Underground railway environment in the UK /Part 2: investigation of heat load. // Applied Thermal Engineering, 2004, vol. 24, pp. 633–45.
133. Barriopedro D., Erich M., Luterbacher J., Trigo R., García-Herrera R. Hot
summer of 2010: redrawing the temperature record map of Europe. // Science, 2011,
vol. 332, pp. 220–224.
134. Böer
W.
Verlagsgesellschaft, 1964.
Technische
Meteorologie.
Leipzig:
B.G.Teubner
215
135. Bornstein R.D. Observations of the urban heat island effect in New York
City. // J. Appl. Meteorol., 1968, vol. 7, pp. 575–582.
136. Bornstein R.D., Favors J., Lebassi B., Gonzalez J. Cooling of maximum
summer temperatures in coastal air basins: a “reverse reaction” to GHG warming. //
In: Proceedings of IGU Regional Conference, Tel Aviv, Israel, July 12–16, 2010. Paper index 1007.
137. Chubarova N., Shilovtseva O., Gorbarenko E., Eremina I., Konstantinov
P., Korneva I., Lokoshchenko M., Nezval’ E., Zhdanova E., Belikov I., Skorokhod
A. Climate and air quality characteristics in Moscow according to the 60-year period
of measurements at the Meteorological Observatory of Moscow State University. In:
Book of abstracts of International Geographical Union Regional Conference “GEOGRAPHY,
CULTURE
AND
SOCIETY
FOR
OUR FUTURE
EARTH”,17–21 August 2015, Moscow, Russia (IGU 2015), pp. 1537–1538, paper
index: IGU2015 – 0802.
138. Cook J., Nuccitelli D., Green S.A., Richardson M., Winkler B., Painting
R., Way R., Jacobs P., Skuce A. Quantifying the consensus on anthropogenic global
warming in the scientific literature. // Environ. Res. Lett., 2013, no. 8, 024024.
139. Davidson B. A summary of the New York urban air pollution dynamics
research program. // J. Air Pollut. Control Assoc., 1967, vol. 17, No. 3, pp. 154–158.
140. Dole R., Hoerling M., Perlwitz J. et al. Was there a basis for anticipating
the 2010 Russian heat wave? // Geophys. Res. Lett., 2011, vol. 38, No. 6, L06702.
141. Duckworth F.S. and Sandberg J.S. The effect of cities upon horizontal and
vertical temperature gradients. // Bulletin of American Meteorological Society, 1954,
vol. 35, pp. 198–207.
142. Easterling D.R. and Wehner M.F. Is the climate warming or cooling? //
Geophysical Research Letters, vol. 36, 2009.
143. Ferguson G., Woodbury A.D. Subsurface heat flow in an urban environment. // J. Geophys. Res., 2004, vol. 109, B02402.
216
144. Ferguson G., Woodbury A.D. Urban heat island in the subsurface. //
Geophys. Res. Lett., 2007, vol. 34, L23713.
145. Free M., Seidel D. J., Angell J. K., Lanzante J., Durre I., and Peterson T.
C. Radiosonde atmospheric temperature products for assessing climate (RATPAC):
A new data set of large-area anomaly time series. // J. Geophys. Res., 2005, vol. 110,
D22101.
146. Grumm R. H. The Central European and Russian heat event of July–
August 2010. // Bull. Amer. Meteor. Soc., 2011, vol. 92, pp. 1285–1296.
147. Haimberger L. Homogenization of radiosonde temperature time series using innovation statistics. // J. Climate, 2007, vol. 20, pp. 1377–1403.
148. Hansen J., Ruedy R., Sato M., and Lo K. Global surface temperature
change. // Rev. Geophys., 2010, vol. 48, RG4004.
149. Huang S., Taniguchi M., Yamano M., Wang C. Detecting urbanization effects on surface and subsurface thermal environment — a case study of Osaka. // Sci
Total Environ, 2009, vol. 407, pp. 3142–52.
150. IPCC, 2013: Climate change 2013: The physical science basis. Contribution of Working group I to the fifth assessment report of the Intergovernmental Panel
on Climate Change/ Stocker T.F., D. Qin, G.-K. Plattner, M. Tignor, S.K. Allen, J.
Boschung, A. Nauels, Y. Xia, V. Bex and P.M. Midgley (eds.).Cambridge University
Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, 1535 pp.
151. Ivanov A., Katz A., Kurnosenko S., Nash N. and Zaitseva N. WMO International Radiosonde Comparison, Phase III, Instruments and Observing Methods,
Report No.40. Dzambul, USSR, 1989, 172 p.; WMO/TD-No.451, 1991.
152. Korneva I., Lokoshchenko M., Kochin A., Dubovetsky A. Thermal structure of the lower troposphere during extreme summer 2010 in Moscow. // Geophysical Research Abstracts, 2014, vol. 16, EGU2014-399-2.
153. Lokoshchenko M.A. Urban ‘heat island’ in Moscow. // Urban Climate,
2014, vol. 10, part 3, pp. 550–562.
217
154. Lokoshchenko M.A., Isaev A.A. Influence of Moscow city on the air
temperature in Central Russia. Proceedings of the 5th International Conference on Urban Climate. Poland, Lodz, 2003, vol. 2, pp. 449–453.
155. Lokoshchenko M.A., Korneva I.A. Underground urban ‘heat island’ below Moscow city and dynamics of the soil temperature. In: Proceedings of the 8 th International Conference on Urban Climate (ICUC-8), Dublin, Ireland, August 2012,
paper index: 516.
156. Lokoshchenko M.A., Korneva I.A. Underground urban «heat island» below Moscow city. // Urban climate, 2015, №9, pp. 1–13.
157. Lokoshchenko M.A., Korneva I.A., Kochin A.V., Dubovetskiy A.Z.,
Kulizhnikova L.K. and Razin P.Ye. Vertical range of urban «heat island» in Moscow.
// Proceedings of the 9th ICUC (International Conference on Urban Climate), Toulouse, France, July 20–24, 2015.
158. Lokoshchenko M.A., Korneva I.A., Kochin A.V., Dubovetskiy A.Z.,
Kulizhnikova L.K. and Razin P.E. Long-term changes of the lower troposphere air
temperature in Moscow region. Proceedings of the IGU / UGI (International Geographical Union) Regional Conference, Moscow, Russia, August 17–21, 2015.
159. Lokoshchenko M.A., Vasilenko E.L. Change of air temperature in Moscow during last two and quarter centuries. In: Proceedings of the 7 th International
Conference on Urban Climate (ICUC-7), Yokohama, Japan, 2009, paper index: B8-5.
160. Menberg K., Bayer P., Zosseder K., Rumohr S., Blum P. Subsurface urban heat islands in German cities. // Science of the Total Environment, 2013a, vol.
442, pp. 123−133.
161. Menberg K., Blum P., Schaffitel A., Bayer P. Long term evolution of anthropogenic heat fluxes into a subsurface urban heat island. // Environ. Sci. Technol.,
2013b, vol. 47, pp. 9747−9755.
162. Met Office, 2013a. Observing changes in the climate system.
http://www.metoffice.gov.uk/media/pdf/e/f/Paper1_Observing_changes_in_the_clim
ate_system.PDF.
218
163. Met
Office,
2013b.
Recent
pause
in
global
warming.
http://www.metoffice.gov.uk/media/pdf/q/0/Paper2_recent_pause_in_global_warmin
g.PDF.
164. Narita K., Sugawara H., Yokoyama H., et al. Cold air seeping from an urban green space Imperial palace, in Central Tokyo. In: Proceedings of the 7 th International Conference on Urban Climate (ICUC-7), Yokohama, Japan, 2009.
165. Otto F.E.L., Massey N., Oldenborgh van G. J., Jones R. G. and Allen M.
R. Reconciling two approaches to attribution of the 2010 Russian heat wave. //
Geophys. Res. Lett., 2012, vol. 39, No. 4, L04702.
166. Pollack H.N., Huang S., Shen P.-Y. Temperatures: a global perspective
climate change record in subsurface. // Science, 1998, vol. 282, p. 279.
167. Qian B., Gregorich E. G., Gameda S., Hopkins D. W., and Wang X.L.
Observed soil temperature trends associated with climate change in Canada. // Journal of geophysical research, 2011, vol. 116, D02106.
168. Rahmstorf S., Coumou D. Increase of extreme events in a warming world.
// Proc. Natl. Acad. Sci. U. S. A., 2011, vol. 108, No. 44, pp. 17905–17909.
169. Romanovsky V. E., Drozdov D. S., Oberman N. G., Malkova G. V.,
Kholodov A. L.,. Marchenko S. S, Moskalenko N. G., Sergeev D. O., Ukraintseva
N. G., Abramov A. A., Gilichinsky D. A. and Vasiliev A. A. Thermal State of Permafrost in Russia. // Permafrost and Periglac. Process., 2010a, vol. 21, pp. 136–155.
170. Romanovsky V.E., Smith S.L. and. Christiansen H.H. Permafrost thermal
state in the Polar Northern Hemisphere during the International Polar Year 2007–
2009: a Synthesis. // Permafrost and Periglac. Process., 2010b, vol. 21, pp. 106–116.
171. Rose
D.
Global
warming
stopped
16
years
ago.
2012.
http://www.dailymail.co.uk/sciencetech/ article-2217286.html.
172. Santer B.D., Thorne P.W., Haimberger L. et al. // Int. J. Climatol., 2008,
vol. 28, pp. 1703–1722.
219
173. Tang C.S., Shi B., Gao L., Daniels J.L., Jiang H.T., Liu C. Urbanization
effect on soil temperature in Nanjing, China. // Energy and Buildings, 2011, vol. 43,
No. 11, pp. 3090–3098.
174. Taniguchi M., Uemura T., Jago-on K. Combined effects of urbanization
and global warming on subsurface temperature in four Asian cities. // Vadose Zone
J., 2007, vol. 6, pp. 591–596.
175. Taniguchi M., Shimada J., Fukuda Y., et al. Degradation of subsurface
environment due to human activities and climate variability in Asian cities. // Trends
and Sustainability of Groundwater in Highly Stressed Aquifers (Proc. of Symposium
JS.2 at the Joint IAHS & IAH Convention, Hyderabad, India, September 2009).
IAHS Publication, 2009, vol. 329, pp. 124–129.
176. Thorne P.W., Parker D.E., Tett S.F.B., Jones P.D., McCarthy M., Coleman H., and Brohan P. Revisiting radiosonde upper air temperatures from 1958 to
2002. // J. Geophys. Res., 2005, vol. 110, D18105.
177. Thorne P.W., Lanzante J.R., Peterson T.C., Seidel D. J. and Shine K. P.
Tropospheric temperature trends: history of an ongoing controversy. // Climate
Change, 2010, vol. 2, No. 1, pp. 66–88.
178. Turkoglu N. Analysis of urban effects on soil temperature in Ankara. //
Environmental monitoring and assessment, 2010, vol. 169(1–4), pp. 439–450.
179. Wu T., Zhao L., Li R., Wang Q., Xie C. and Pang Q. Recent ground surface warming and its effects on permafrost on the central Qinghai-Tibet Plateau. //
International Journal of Climatology, 2013, vol. 33, No. 4, pp. 920–930.
180. Yu M., Liu Y., Dai Y., Yang A. Impact of urbanization on boundary layer
structure in Beijing. // Climatic change, 2013, vol. 120, pp. 123–136.
181. Zhang T., Roger G., Gilichinsky D., Bykhovets S.S., Sorokovikov V.A.,
and Jingping Ye. An amplified signal of climatic change in soil temperatures during
the last century at Irkutsk, Russia. // Climatic change, 2001, vol. 49, pp. 41–76.
182. Высотная метеорологическая мачта ИЭМ НПО «Тайфун» в Обнинске: [Электронный ресурс]. URL: http://typhoon-tower.obninsk.org/ru/.
220
183. Изменение климата России: [Электронный ресурс] // ФГБУ Институт
глобального климата и экологии (ИГКЭ) Росгидромета и РАН. М., 2015. URL:
http://climatechange.su.
184. К показателям функционирования аэрологической сети РФ: [Электронный ресурс] // Отдел оперативного мониторинга НТЦР ЦАО. Долгопрудный, 2004–2009. URL: http://cao-ntcr.mipt.ru/monitor/locator.htm.
185. Метеорологическая сеть России: [Электронный ресурс] // ФГБУ
«Центральное
УГМС».
М.,
2013.
URL:
http://www.ecomos.ru/kadr22/postyMeteoMoskwaOblast.asp.
186. Центральная аэрологическая обсерватория (ЦАО): [Электронный ресурс]. URL: http://www.cao-rhms.ru/history.html.
187. Cabauw observational program on landsurface-atmosphere interaction
(2000 - today). URL: http://www.knmi.nl/~bosveld/experiments/documentation/.
(Last update 14.12.2012).
188. Climate
observation
Networks
and
Systems
//
WMO.
URL:
http://www.wmo.int/pages/themes/climate/climate_observation_networks_systems.p
hp.
189. GISS surface temperature analysis: 2010 – how warm was this summer? //
NASA
Goddart
Institute
for
Space
Studies.
URL:
http://data.giss.nasa.gov/gistemp/2010summer/.
190. HYSPLIT – Hybrid Single Particle Lagrangian Integrated Trajectory Model //
Air Resources Laboratory of NOAA. URL: http://ready.arl.noaa.gov/HYSPLIT.php.
221
ПРИЛОЖЕНИЕ
1. Электронный шаблон базы данных радиозондирования в Долгопрудном
за период 1991–2000 гг.
2. Код программы обработки данных радиозондирования в Долгопрудном
за период 1991–2000 гг., созданной на языке программирования
FORTRAN.
3. Код программы обработки данных Останкинской телебашни за период
2000–2013 гг., созданной на языке программирования FORTRAN.
4. Акт о внедрении результатов эксперимента по изучению влияния защитных футляров вытяжных термометров от ФГБУ «Центральное УГМС».
5. Акт о внедрении результатов создания базы данных радиозондирования
от ФГБУ «Центральная аэрологическая обсерватория».
6. Акт о внедрении результатов создания программного обеспечения для
систематизации данных Останкинской телебашни от ФГУП «Российская
Телевизионная и радиовещательная сеть».
7. Статистические распределения температуры воздуха по данным радиозондирования в Долгопрудном и Останкино для разных сезонов и времени суток за период 2006–2013 гг.
8. Результаты синоптического анализа условий летнего периода 2010 года.
222
1. Электронный шаблон базы данных радиозондирования в Долгопрудном
за период 1991–2000 гг.
223
2. Код программы обработки данных радиозондирования в Долгопрудном
за период 1991–2000 гг., созданной на языке программирования
FORTRAN.
real,dimension(93507)::bb,ee,gg
integer,dimension(93507)::aa,cc,dd,ff,day,mes,year,hour
integer,dimension(1848)::mas_mes,mas_year,mas_hour,mas_mes1,mas_year1,mas_hour1,mas_hei
ght,mas_height1
real,dimension(1848)::temp_day,temp_nig
real b,e,g
integer a,c,d,f
open(1,file='2001-2013.txt')
open(2,file='proba.txt')
open(3,file='data.txt')
open(4,file='temp_all.txt')
!do i=1,93507
6 read(1,*,end=100)a,b,c,d,e,f,g
!print *,a,b,c
write(2,*)a,b,c,d,e,f
!do i=1,94161
!read(1,5)a(i),b(i),c(i),d(i),e(i),f(i),j(i)
!print a(i)
go to 6
100 continue
!end do
!stop
close(2)
224
open(2,file='proba.txt')
do i=1,93507
read(2,*)aa(i),bb(i),cc(i),dd(i),ee(i),ff(i)
!print *,aa(i),bb(i),cc(i),dd(i)
read(3,*)day(i),mes(i),year(i),hour(i)
!print *,day(i),mes(i)
write(4,*)day(i),mes(i),year(i),hour(i),aa(i),ee(i)
end do
close(2)
close(3)
close(4)
open(4,file='temp_all.txt')
open(7,file='maska_day.txt')
open(8,file='maska_night.txt')
open(9,file='temp_srednemes.txt')
do i=1,1848
read(7,*)mas_mes(i),mas_year(i),mas_hour(i),mas_height(i)
read(8,*)mas_mes1(i),mas_year1(i),mas_hour1(i),mas_height1(i)
!print *,mas_year(i)
end do
do j=1,94138
read(4,*)day(j),mes(j),year(j),hour(j),aa(j),ee(j)
225
!print *,day(j)
end do
do i=1,1848
temp_sum_d=0
temp_sum_n=0
n=0
m=0
do j=1,94138
if(mes(j)==mas_mes(i).and.year(j)==mas_year(i).and.hour(j)==mas_hour(i).and.aa(j)==mas_he
ight(i).and.ee(j)/=-999.0) temp_sum_d=temp_sum_d+ee(j)
if(mes(j)==mas_mes(i).and.year(j)==mas_year(i).and.hour(j)==mas_hour(i).and.aa(j)==mas_he
ight(i).and.ee(j)/=-999.0) n=n+1
end do
if(n>9) then
temp_day(i)=temp_sum_d/n
else
temp_day(i)=-999.0
end if
do j=1,94138
if(mes(j)==mas_mes1(i).and.year(j)==mas_year1(i).and.hour(j)==mas_hour1(i).and.aa(j)==mas
_height1(i).and.ee(j)/=-999.0) temp_sum_n=temp_sum_n+ee(j)
if(mes(j)==mas_mes1(i).and.year(j)==mas_year1(i).and.hour(j)==mas_hour1(i).and.aa(j)==mas
_height1(i).and.ee(j)/=-999.0) m=m+1
end do
if(m>9) then
226
temp_nig(i)=temp_sum_n/m
else
temp_nig(i)=-999.0
end if
write(9,12)mas_mes(i),mas_year(i),mas_height(i),n,m,temp_day(i),temp_nig(i)
end do
5 format(f)
12 format(5I,2f10.3)
end
3. Код программы обработки данных Останкинской телебашни за период
2000–2013 гг., созданной на языке программирования FORTRAN.
!!!Program Ostankino!!!
!! Параметры: F1-относительная влажность,Н1-нижняя граница облаков, J1-явления погоды,M1-видимость, O1-количество осаадков,Р1-давление, R1-температура поверхности
почвы,
!! Т1-температура воздуха, W1-скорость и направление ветра 1, W2-скорость и направление ветра 2, W3-скорость и направление ветра 3
character(3)::podch,he
character(3)::ch,bukva1,bukva2,bukva3,pp
character(6)::mm,dd,yy,hh
charater(300)::name,Path_in,Path_out,infile,Path1,infilelist,infilelist1,infilelist2,infilelist3,para
metr,shapka,a,name_out,infilelist4,text1
character(24)::man
227
character(200)::mes,years,day,param,height
logical::file_exists
print *,"Write input adress (format H:\webs)"
read(*,*)Path_in
print *,"Write output adress (format E:\webs)"
read(*,*)Path_out
print *,"Write years (format YYYY bez probelov i zapiatih)"
read(*,10)years
!print *,years
print *,"Write months (format MM bez probelov i zapiatih ili 'all' dlia vseh mesiacev)"
read(*,10)mes
if(mes=='all')mes='010203040506070809101112'
!print *,mes
print *,"Write days (format DD bez probelov i zapiatih ili 'all' dlia vseh dney)"
read(*,10)day
if(day=='all')day='01020304050607080910111213141516171819202122232425262728293031'
!print *,day
print *,"Write parameters (format P1 bez probelov i zapiatih ili 'all' dlia vseh parametrov)"
read(*,10)param
if(param=='all')param='F1H1J1M1O1P1R1T1W1W2W3'
print *,"Write heights (format HHH bez probelov i zapiatih ili 'all' dlia vseh visot)"
read(*,10)height
228
if(height=='all')height='000085128201253305385503'
do i=1,200,4
!print *,years(i:i+3)
yy=years(i:i+3)
if(yy==' ')go to 84
do j=1,30,2
mm=mes(j:j+1)
if(mm==' ')go to 85
if(day=='01020304050607080910111213141516171819202122232425262728293031'.or.day=
='010203040506070809101112131415161718192021222324252627282930'.or.day=='0102030
4050607080910111213141516171819202122232425262729'.or.day=='0102030405060708091
0111213141516171819202122232425262728') then
if(mm=='02') then
if(yy=='1992'.or.yy=='1996'.or.yy=='2000'.or.yy=='2004'.or.yy=='2008'.or.yy=='2012'.or.yy=='
2016'.or.yy=='2020'.or.yy=='2024'.or.yy=='2028'.or.yy=='2032'.or.yy=='2036'.or.yy=='2040'.or.
yy=='2044'.or.yy=='2048') then
day='01020304050607080910111213141516171819202122232425262729'
else
day='01020304050607080910111213141516171819202122232425262728'
end if
elseif(mm=='04'.or.mm=='06'.or.mm=='09'.or.mm=='11') then
day='010203040506070809101112131415161718192021222324252627282930'
elseif(mm=='01'.or.mm=='03'.or.mm=='05'.or.mm=='07'.or.mm=='08'.or.mm=='10'.or.mm=='12
') then
day='01020304050607080910111213141516171819202122232425262728293031'
end if
end if
229
do k=1,65,2
dd=day(k:k+1)
if(dd==' ')go to 86
!print *,dd!
do l=1,60,2
pp=param(l:l+1)
if(pp==' ')go to 87
print *,pp
do g=1,50,3
he=height(g:g+2)
print *,he
if(he==' ')go to 88
ch='/'
bukva1='G'
bukva2='M'
bukva3='D'
podch='_'
name=trim(Path_in)//trim(ch)//trim(bukva1)//trim(yy)//trim(ch)//trim(bukva2)//trim(mm)//trim(
ch)//trim(bukva3)//trim(dd)//trim(ch)//trim(pp)//trim(podch)//trim(he)
print *,name
name_out=trim(Path_out)//trim(ch)//trim(yy)//trim(mm)//trim(dd)//trim(podch)//trim(pp)//trim(
podch)//trim(he)
!print *,name_out
inquire(file=trim(name)//'.DAT', EXIST=file_exists)
230
if(file_exists==.true.)then
open(1,file=trim(name)//'.DAT',mode='read')
open(2,file=trim(name_out)//'.DAT')
read(1,10)shapka
!print *,shapka
write(2,10)shapka
20 read(1,10,end=100)a
write(2,10)a
go to 20
100 continue
else
end if
88 end do
close(1)
close(2)
87 end do
10 format (A)
86 end do
85 end do
84 end do
print *,"THE END"
end
231
4. Акт о внедрении результатов эксперимента по изучению влияния защитных футляров вытяжных термометров от ФГБУ «Центральное УГМС».
232
5. Акт о внедрении результатов создания базы данных радиозондирования
от ФГБУ «Центральная аэрологическая обсерватория».
233
6. Акт о внедрении результатов создания программного обеспечения для
систематизации данных Останкинской телебашни от ФГУП «Российская
Телевизионная и радиовещательная сеть».
234
7. Статистические распределения температуры воздуха по данным радиозондирования в Долгопрудном и Останкино для разных сезонов и времени суток за период 2006–2013 гг.
а) 400 м, 03:30, зима
в) 400 м, 03:30, лето
б) 400 м, 15:30, зима
г) 400 м, 15:30, лето
235
д) 500 м, 03:30, зима
ж) 500 м, 03:30, лето
е) 500 м, 15:30, зима
з) 500 м, 15:30, лето
236
8. Результаты синоптического анализа условий летнего периода 2010 года.
Дата
12.06.2010
13.06.2010
до 15:00
Среднесуточная
температура
воздуха
Максимальная
температура воздуха
Парциальное
давление
водяного
пара (упругость)
Абсолютная
влажность
воздуха
q, г/кг
3
Дальность видимости
Примечание
d, км
Tср.сут., °C
Тmax, °C
23,7
31,5
18–21
13–15
11–13
10–15
кТв
кТв
кТв
кТв
кТв
кТв
21,9
30,0
16–22
11–12
9–14
10–15
кТв–кУв
кТв
кТв
кТв–кУв
кТв
кТв
20,5
10–12
8
6–7
25
мУв–кУв
мУв–мАв
мУв–мАв
мУв–мАв
мАв
13.06.2010
15:00–
21:00
а, г/м
Удельная
влажность
воздуха
e, гПа
13.06.2010
21:00 –
15.06.2010
12:00
14–15
20,4
11–13
8–10
7–7,5
10–25
мУв
мУв–кУв
мУв
мУв
мУв
мУв
15.06.
2010 после 12:00
14–15
17,5
12–14
9–1
7–9
10–15
мУв
мУв
мУв
мУв–кУв
мУв–кУв
мУв–кУв
кТв
кТв
Зона холодного фронта
мУв
Трансформация мУв-кУв
237
13,9
18
14–15
10–11
8–9
2–15
мУв
мУв
кУв
кУв
кУв
мУв–кУв
17.06.2010
11,5
14,8
До 6:00
мУв–Ав
мУв–кАв
16.06.2010
13
10
10
8
8
Трансформация мУВ-АВ
6
мУв–кАв
мУв–Ав
мУв–Ав
17.06.2010
10
7–8
6–7
15
После
6:00
кАВ
АВ
мАВ
кАВ
18.06.2010
19.06.2010
13,1
19,2
7–10
5–7
5–6
15–25
мАВ–
мУВ
мУВ
АВ
АВ
АВ
АВ
15,7
22,4
10–12
7–8
6–7
15
мАВ
кУВ
мАВ
мАВ
мАВ
кУВ
кУВ
кУВ
Трансформация мУв-кУв
мАВ
мАВ (до 21 ч)
мАВ
кУВ
(с 21 ч 18.06)
кУВ
20.06.2010
19,4
24,5
9,5–10,5
7,2–7,7
6,0–6,4
15
До 12:00
кУВ
кУВ
мАВ
мАВ
мАВ
кУВ
8,0–8,7
6,7–7,1
15
мАВ
кУВ
мАВ
кУВ
кУВ
20.06.2010
10,5–11,5
После
мАВ
мАВ–кУВ мАВ–кУВ
кУВ
238
кУВ
12:00
21.06.2010
22.06.2010
23.06.2010
21,6
27,4
кУВ
кУВ–кТВ
11
13
8,5–9,5
7–8
15
мАВ
мАВ
кУВ
кУВ
кУВ
кУВ
24,3
29,1
10,5–12,6
7,6–9,2
6,5–7,8
15–25
кТВ
кТВ
мАВ
мАВ
мАВ
мАВ
кУВ
кУВ
кУВ
кУВ
24,6
31,0
11,3–14,5
кТВ
кТВ
кУВ
8,5
10,5
мАВ
7
9
кУВ
кУВ
24.06.2010
25.06.2010
26.06.2010
27.06.2010
15–25
мАВ
кУВ
мАВ
кУВ
кУВ
кТВ
мАВ
кУВ
23,9
31,0
14,5–10,7
9,1–10,9
7,6–9,2
10–15
кУВ–кТВ
кТВ
кУВ
кУВ
кУВ
кУВ–кТВ
25,6
33,1
10–16
7–11
7–10
15
кТВ
кТВ
кУВ
кУВ
кУВ
кУВ–кТВ
26,2
33,6
12–15
9–11
7–9
15
кТВ
кТВ
кУВ
кУВ
кУВ
кУВ–кТВ
26,2
31,7
До 8 ч:
До 8 ч:
До 8 ч:
15–25
«сухой» кТВ
«сухой» кТВ
«сухой» кТВ из Средней Азии
кТВ
239
кТВ
кТВ
11–13
8–10
7–8
мУВ
УВ
УВ
мАВ–кУВ
После 8 ч: После 8 ч: После 8 ч:
28.06.2010
20,9
24,7
До 4:00
кУВ
кУВ
19–21
13–15
11–13
кТВ
кТВ
кТВ
19
17
13
14
11
12
кТВ
15–25
мАВ–кУВ
28.06.2010
11–13
8–9
7–8
После
4:00
мАВ
мАВ
кУВ
кУВ
кУВ
мАВ
кУВ
С 4 ч до 8 ч – Размытый холодный фронт, не
выраженный
в
ходе
давления,
но
чётко
прослеживающийся в понижении температуры, в
повороте ветра, натекании облаков Ci, в осадках. Точно
локализовать время прохождения не удаётся. За
фронтом
–
предположительно
полярная
масса
–
прежний
континентальная
мАВ
(частично
трансформированный). В характеристиках влажности
значения соответствуют мУВ, но с учётом траекторий,
на самом деле это – переход от мАВ к кУВ. Днём 28.06
температура новой массы уже близка к кУВ. Дальность
видимости – переходная. Однако по кольцевым картам
фронт прошёл через Москву накануне, в 16 ч 27.06.
240
29.06.2010
30.06.2010
01.07.2010
02.07.2010
21,2
26,7
11–12
8–9
6–7
25–15
кУВ
кУВ–кТВ
мАВ
мАВ
мАВ
мАВ
кУВ
кУВ
кУВ
кУВ
21,2
26,2
9–13
7–10
6–8
15
кУВ
кУВ–кТВ
мАВ
мАВ
мАВ
кУВ
кУВ
кУВ
кУВ
21,2
27,1
10–12
8–9
6–7
15
кУВ
кУВ
мАВ
мАВ
мАВ
кУВ
кТВ
кУВ
кУВ
22,9
28,8
10–14
8–9
6–7
15
кУВ
кТВ
мАВ
мАВ
мАВ
кУВ
кУВ
кУВ
кТВ
03.07.2010
мАВ
кУВ
мАВ
кУВ
мАВ
кУВ
кУВ (прежняя мАВ) до 24 ч
кУВ
кТВ
23,5
27,8
15–18
11–13
9–11
15–10
кУВ
кТВ
кУВ
кУВ
кУВ
кУВ
Весь день Москва – в зоне малоподвижного размытого
кТВ
кТВ
кТВ
кТВ
фронта. Судя по картам, фронт прошёл Москву около
кТВ
24 ч 3.07. В ходе давления не был выражен. По станционным данным МГУ – натекание облаков Ci, Ас. Сла-
241
бый ливневый дождь, но утром 3.07. контраста температуры по обе стороны фронта почти нет.
04.07.2010
22,7
28,0
16–17
11–12
9–10
15
кУВ–кТВ
До 12:00
кУВ–кТВ
кТВ
кУВ–кТВ
кУВ
кУВ–кТВ
кУВ
Новая воздушная масса, близкая по температуре, но с
гораздо большими значениями характеристик влажности.
04.07.2010
12–14
9–11
7–9
кУВ
С 12:00
кУВ
кУВ
кУВ
Смена воздушной массы, новый воздух почти точно
соответствует всем диапазонам кУВ. Вынос – с востока
ЕТС прежнего арктичского воздуха из Карского моря,
но уже трансформированного.
05.07.2010
06.07.2010
23,1
29,0
13–14
10–11
8–9
25
кУВ
кУВ–кТВ
кТВ
кУВ
кУВ
кУВ
кУВ–АВ
Продолжение выноса прежнего арктического воздуха.
24,7
30,5
13–16
10–12
8–10
15–25
кУВ–кТВ
кТВ
кТВ
кУВ
кУВ
кУВ–кТВ
кУВ–АВ
Резкое
ослабление
барическое
местную ВМ.
поле,
адвекции,
постепенная
слабоградиентное
трансформация
в
242
07.07.2010
08.07.2010
09.07.2010
24,1
28,5
15–18
11–13
9–11
10–15
кТВ
кТВ
кТВ
кУВ–кТВ
кТВ
кУВ–кТВ
кУВ–кТВ
Выноса нет, трансформация.
23,6
29,6
16–21
12–15
10–13
15
кТВ
кУВ–кТВ
кТВ
кТВ
кТВ
кУВ–кТВ
кУВ–кТВ
Вынос из Восточного Средиземноморья.
26,0
32,4
17–21
12–15
11–12
15
кТВ
кТВ
кТВ
кТВ
кТВ
кТВ
кУВ–кТВ
По траектроиям – из Восточного Средиземноморья, по
кольцевым картам выноса нет.
10.07.2010
25,5
32,0
18–22
13–16
11–14
15
кТВ
кТВ
кТВ
кТВ
кТВ
кУВ–кТВ
кУВ–кТВ
По траекториям: до утра – из Средиземномнорья, с
утра – из Казахстана. По кольцевым картам ночью и
утром выноса нет, во 2-1 половине дня – из
Балтийского моря.
11.07.2010
12.07.2010
25,4
31,3
16–19
11–14
10–12
15
кТВ
кТВ
кТВ
кУВ–кТВ
кУВ–кТВ
кУВ–кТВ
26,1
31,4
13–21
кТВ
кТВ
кУВ–кТВ
15
10
кУВ–кТВ
13
8–10
кУВ–кТВ
«сухой» кТВ
15
«сухой» кТВ
кУВ–кТВ
До утра вынос – с востока, с утра – из района
243
Балтийского моря.
13.07.2010
25,7
30,6
13–19
кТВ
кТВ
кУВ
14
9
11
25
кТВ до 6 ч
мУВ
После 6 ч кУВ, вынос из Северного и Балтийского
8
морей.
14.07.2010
15.07.2010
25,7
31,0
14–17
10–13
8–11
кТВ
кТВ
кУВ–кТВ
кУВ–кТВ
кУВ–кТВ
27,0
33,2
14–19
10–14
8–11
кТВ
кТВ
кУВ–кТВ
кУВ–кТВ
кУВ–кТВ
кУВ–кТВ
25–15
мУВ–кУВ Вынос из Скандинавии, Белого моря.
кУВ–кТВ
25–15
мУВ–кУВ Вынос из Скандинавии. Трансформация кУВ (бывшего
мУВ) в тропическую воздушную массу.
16.07.2010
28,4
34,3
20–25
14–18
12–15
кТВ
кТВ
кТВ
кТВ
кТВ
15
кТВ (прежний кУВ)
10
кТВ
Считаем, что трансформация в целом завершилась,
хотя Тсрсут больше\. Чем за предыдущие сутки на 1,4 °С.
Вынос по-прежнему из Финляндии через север ЕТС, но
слабый.
17.07.2010
28,9
35,2
15–20
11–14
9–12
10–15
кТВ
кТВ
кТВ
кУВ–кТВ
кУВ–кТВ
кУВ–кТВ
кТВ (прежний кУВ)
Выноса нет.
244
01.08.2010
26,2
31,8
17–20
13–14
11–12
10
кТВ (прежний кУВ)
кТВ
кТВ
кТВ
кТВ
кТВ
кТВ
Вынос последние 3 дня – из района Чёрного моря. По
всем показателям – несомненный кТВ. Западная
периферия антициклона над Поволжьем. Вероятно,
прежний мУВ, пришедший из Западной Европы 4 дня
назад. После 15 ч Москву прошёл размытый холодный
фронт (облака Ci, Cc, Cs, без осадков). Тип массы
остался прежним – кТВ.
02.08.2010
30,0
38
кТВ
кТВ
21
12
14
9
12
кТВ
кТВ
кТВ
кУВ
кУВ
кУВ
7
1–4
«сухой» кТВ
кТВ
С вечера 1-го августа – другая тропическая масса,
более сухая – из Казахстана и Средней Азии,
изначально
континентальная
(прдположительно
прежнй кУВ, трансформированный в кТВ). Как
следствие, в течение дня 2.08 – резкое уменшение
характеристик
влажности,
снова
мгла,
резкое
уменьшение дальности видимости.
03.08.2010
30,0
35,6
13–20
10–14
8–12
4
кТВ
кТВ
кТВ
кУВ–кТВ
кУВ–кТВ
кТВ
«сухой» кТВ
Устойчивый
вынос
из
Северного
Прикаспия
и
Казахстана – поледние 3 дня, с 4 по 7 день (по данным
обратных траекторий) на уровне 3 и 5 км – циркуляция
245
по
замкнутому
антициклона
контуру
вокруг
блокирующего
(Украина–Карелия–Урал–Каспий).
Западная периферия блокирующего антициклона с
центром над Поволжьем.
04.08.2010
31,4
37,0
13–19
9–14
8–12
2
кТВ
кТВ
кУВ–кТВ
кУВ–кТВ
кУВ–кТВ
кТВ
«сухой» кТВ
По-прежнему
западная
периферия
блокирующего
антициклона с центром над Средним Поволжьем и на
850 и на 500 гПа. Значения характеристик влажности
ниже типичных для кТВ из-за засухи в Прикаспии.
Вынос последние 3 дня – из Северного Прикаспия и
Казахстана.
05.08.2010
30,6
37,4
13–17
8–12
7–11
4–10
«сухой» кТВ
кТВ
кУВ–кТВ
кУВ–кТВ
кУВ
кУВ–кТВ
кТВ
Западная периферия блокирующего антициклона с
центром над Средним Поволжьем на всех высотах,
вынос из Казахстана и Северного Каспия. До полудня –
мгла. Однородная воздушная масса.
06.08.2010
30,1
37,8
13–20
9–14
8–12
0,2–2
«сухой» кТВ
кТВ
кТВ
кУВ–кТВ
кУВ–кТВ
кУВ–кТВ
кТВ
Западная периферия высокого антициклона (выше 500
гПа). Вынос ослабевает, направление – из Северного
Каспия
и
Западного
Казахстана.
Сильная
мгла
246
(пожары). Очень сухая тропическая воздушная масса.
16.08.2010
24,7
29,0
16–20
12–15
10–12
4–10
кТВ
кТВ
кТВ
кТВ
кТВ
кТВ
кТВ
Малоградиентное поле, адвекция отсутствует, вечером
прошёл размытый холодный фронт.
17.08.2010
23,3
28,2
20–21
14–15
12–13
2–4
кТВ
кУВ–кТВ
кТВ
кТВ
кТВ
кТВ
кТВ
Москва – вблизи центра антициклона, слабая адвекция
с юго-востока.
18.08.2010
26,1
33,0
11–21
8–16
7–13
2–4
кТВ
кТВ
кТВ
кУВ–кТВ
кУВ–кТВ
кУВ–кТВ
кТВ
Тёплый сектор циклона, падение давление по данным
МГУ – до 18 ч.
20,3
24,4
15–19
11–14
9–12
10
кТВ
кТВ
кТВ
кТВ
кТВ
кТВ
мУВ
мУВ
мУВ
мУВ
мУВ
20.08.2010
13,2
18,3
15–16
12
10
10
До 6:00
мУВ
мУВ
кТВ
кТВ
кТВ
кТВ
19.08.2010
кУВ
кУВ (из
мУВ)
кТВ
мУВ
Зона малоподвижного фронта окклюзии, переход из
кТВ в мУВ, частично трансформированную в кУВ,
днём – вынос из Северного моря.
кТВ
кУВ
Переходная воздушная масса, основной холодный
фронт прошёл в 3 ч ночи, с 6 ч до 17 часов – зона
малоподвижного фронта.
247
20.08.2010
7–8
6
5
15
АВ
С 17:00
АВ
АВ
АВ
кАВ
Тыл циклона, арктическая воздушная масса.
21.08.2010
22.08.2010
13,7
19,2
7–9
5–7
4–6
15–25
мАВ
мАВ–
мУВ
мУВ
АВ
АВ
АВ
мАВ
Вынос с Баренцева моря.
15,8
20,5
мУВ
мУВ
10
19
7
14
6
11
мАВ
мАВ
мАВ
мУВ
мУВ
мУВ
15
10
мУВ
мАВ
мУВ