CC BY
76
АРИДНЫЕ ЭКОСИСТЕМЫ, 2015, том 21, № 2 (63), с. 16-26
————— СИСТЕМНОЕ ИЗУЧЕНИЕ АРИДНЫХ ТЕРРИТОРИЙ ======
УДК 551.5
ВОДНЫЕ РЕСУРСЫ И ГИДРОТЕРМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ УВЛАЖНЕНИЯ
БАССЕЙНА НИЖНЕЙ ВОЛГИ
© 2015 г. Н.А. Шумова
Институт водных проблем РАН Россия, 119333 г. Москва, ул. Губкина, д. 3. Е-mail: shumova@aqua.laser.ru
Поступила 30.10.2014
Приводится описание гидрографической сети бассейна Нижней Волги. Показана межгодовая изменчивость стока Волги в створе у Волгограда; выделен экологически значимый коридор отклонений годовых величин стока от среднего многолетнего значения. Оценены ресурсы тепла (испаряемость) и естественного увлажнения (осадки) бассейна Нижней Волги в современных климатических условиях. Представлены суммы среднесуточных положительных температур воздуха и годовые суммы осадков, а также значения коэффициента увлажнения и гидротермического коэффициента в современных климатических условиях и их ожидаемые значения по различным сценариям изменения климата.
Ключевые слова: Нижняя Волга, сток, осадки, испаряемость, коэффициент увлажнения, гидротермический коэффициент, изменение климата.
Введение
Существование и развитие наземных экосистем бассейна Нижней Волги определяется режимом их обводнения и гидротермическими условиями увлажнения. Водотоки Волго-Ахтубинской поймы и дельты Волги характеризуются высокой водностью, а сам бассейн Нижней Волги - высокими запасами водных ресурсов. При этом по гидротермическим условиям увлажнения территория Нижней Волги соответствует пустынной зоне. Целью данной работы является количественная оценка региональных особенностей гидротермических условий бассейна Нижней Волги и возможных масштабов изменений гидротермических условий данного региона при ожидаемом изменении климата.
Гидрография Нижней Волги
Бассейн Нижней Волги, включающий Волго-Ахтубинскую пойму и дельту Волги, находится в пределах Прикаспийской низменности и пересекает ее с северо-запада на юго-восток. От Волгоградского гидроузла до впадения в Каспийское море Волга протекает в засушливой зоне и не имеет притоков. В 47 км ниже Волгоградского гидроузла расположено начало Волго-Донского судоходного канала.
Волго-Ахтубинская пойма начинается ниже Волгоградского гидроузла, на 21 км выше Волгограда, где начинается река Ахтуба - левый рукав Волги. После сооружения плотины Волгоградского гидроузла естественное русло Ахтубы оказалось в верхнем бьефе, и старый вход в Ахтубу был перекрыт. Ниже плотины Волгоградского гидроузла (непосредственно в нижнем бьефе) от Волги к Ахтубе было построено искусственное русло-канал длиной 6.5 км, который входит в состав гидроузла Волжской ГЭС (Географический..., 1989). Впадает Ахтуба в левый рукав Волги Бузан. Место отделения Бузана от Волги принято считать южной границей Волго-Ахтубинской поймы (Шикломанов, Кожевников, 1974). Ширина Волго-Ахтубинской поймы составляет 20-40 км, длина - около 400 км, площадь поймы равна 14 тыс. км2 (Левит-Гуревич, 2013). На всем протяжении Волго-Ахтубинская пойма прорезана множеством рукавов, протоков, воложек, ериков, с большим количеством мелководных озер и островов.
Вершиной дельты Волги служит разделение реки (в 54 км выше Астрахани) на два крупных магистральных рукава: правый главный - продолжение Волги в пределах дельты и левый Бузан (Устья., 2013). Ниже Астрахани от Волги отходят левые рукава Кривая Болда и Кизань и правый рукав Бахтемир. В дельте Волги выделяется три части: центральная дельта (собственно дельта
Волги), район западных подстепных ильменей и район восточных подстепных ильменей (Шикломанов, Кожевников, 1974). Западная граница центральной дельты проходит по правому берегу рукава Бахтемир до выхода на устьевом взморье. Восточная граница центральной дельты Волги проходит по левому берегу рукава Бузан, далее вниз по течению - по пойменному рукаву Ахтуба, водотокам Кигач и Широнова с выходом к морскому краю дельты (Устья..., 2013). В 22 км ниже истока реки Бузан расположен Волжский вододелитель, перегораживающий реку так, чтобы можно было направлять часть стока по Волге, а часть стока направлять по реке Бузан для обводнения восточной части дельты (Реки., 2012). По левым ответвлениям Кигача в его нижней части проходит граница между Россией и Казахстаном. К Казахстану относятся проток Шаронова, Ганюшкинский канал, Утеринский Банк, Иголкинский канал и некоторые другие небольшие водотоки. Протяженность дельты по кратчайшему водному пути от ее вершины до устьев различна для разных ее частей, изменяясь с 125 км на востоке до 150 км на западе. Длина морского края дельты составляет 175 км. Дельта Волги занимает около 13900 км2, из которых 8800 км2 - собственно дельта Волги, а 4200 км2 и 900 км2 - это районы западных и восточных подстепных ильменей соответственно.
По мере удаления от вершины дельты различают верхнюю, среднюю и нижнюю (приморскую) зоны дельты (Устья., 2013). Верхняя зона дельты, протяженностью около 60 км вдоль течения (с высотными отметками выше -23.5 м БС) с нижней границей Астрахань - Красный Яр, характеризуется относительно простой структурой русловой сети. Средняя зона, протяженностью 4060 км (высотные отметки около -24 —25 м БС), простирается на юг от верхней зоны до линии Оля -Каралат - Зеленга - Большой Могой - Котяевка и характеризуется разветвленной сетью крупных водотоков, связанных между собой ограниченным количеством отмирающих боковых протоков. Общее число водотоков в верхней и средней зонах дельты оценивается в 482 единицы (Левит-Гуревич, 2013). Нижняя зона простирается на 20-40 км от средней зоны на юг до морского края дельты и характеризуется сильной раздробленностью русловой сети, чередованием участков разветвления и слияния водотоков и активным перераспределением стока между ними. Число водотоков в нижней зоне дельты приближается к 800 разветвлениям.
По функциональной роли в режиме дельты Волги все ее водотоки подразделяются на два основных типа: рукава - транзитные водотоки, переносящие волжскую воду через дельту в Каспийское море, и протоки - водотоки, выполняющие второстепенную роль в режиме дельты, соединяя между собой разные рукава, рукава и водоемы, водоемы между собой.
Сток Нижней Волги
В основу оценки стока Нижней Волги положены материалы гидрологических наблюдений в створе у Волгограда за время инструментальных наблюдений, а именно за 1881-2012 годы. Хронологический ход годовых объемов стока за 1881-2012 годы представлен на рисунке 1, на котором прослеживается последовательное чередование периодов различной водности. В соответствии с анализом, представленным в работе (Болгов, Сенцова, 2010), период от начала наблюдений до 1889 года характеризуется повышенной водностью; в 1890-1929 годах водность реки находилась на уровне средней. Затяжным маловодьем отмечен период с 1930 по 1977 год, который сменился фазой повышенной водности. Внутри выделенных периодов режим водности Волги также характеризуется чередованием лет с пониженным, средним и повышенным объемами стока.
Последствия длительного маловодья на Волге в 30-е годы послужили отправным толчком для последующих планов преобразования природы европейской части СССР и гидротехнического преобразования Волги (Коронкевич и др., 2010). Результатом таких преобразований явилось сооружение Волжско-Камского каскада водохранилищ. Зарегулирование стока Волги каскадом Волжско-Камских водохранилищ оказало заметное влияние на гидрологический режим Нижней Волги и привело к существенному межсезонному перераспределению стока, в наибольшей степени затронувшему половодье. После введения в эксплуатацию Волжско-Камского каскада объем стока за весеннее половодье в створе у Волгограда уменьшился почти на треть, а продолжительность половодья сократилась в среднем на месяц (Шумова, 2014). Значительное снижение объема стока в половодье и сокращение продолжительности периода затопления и стояния высоких вод на пойменных территориях Нижней Волги повлекло за собой изменения в условиях существования и развития уникальных экосистем. Территории, ранее затапливаемые, но в настоящее время полностью обсохшие, быстро меняют свой облик, прежде всего изменяется растительный покров (Балюк, 2005).
400
ч 300
у 250
200
1SS0
1S90
1900
1910
1920
1930
1940 1950 Годы
I960
1970
19S0
1990
2000
2010
Рис. 1. Динамика годового стока Волги в створе у Волгограда. Условные обозначения: 1 - средний многолетний годовой сток, 2 - ±10% коридор отклонения годового стока от среднего многолетнего. Fig. 1. Dynamics of the Volga river annual runoff in the Volgograd line gauge. Legend: 1 - the average annual runoff, 2 - ±10% deviation corridor of annual runoff from the average annual runoff.
Средний многолетний объем годового стока Волги в створе у Волгограда за период инструментальных наблюдений (1881-2012) составил 251 км3 при стандартном отклонении с=43 км3. С экологической точки зрения важно оценить насколько часто объемы годового стока лежат в пределах ±10% от величины его среднего многолетнего значения (в пределах ±10% экологического коридора). Из рисунка 1 видно, что в пределы ±10% экологического коридора легло 54 года (41% случаев) из рассматриваемых 132 лет. Равное количество лет (по 39 лет) оказалось выше и ниже отмеченного ±10% экологического коридора.
В створе у Волгограда водность Волги достигает своего максимального значения; ниже Волгограда происходит снижение водности в основном за счет потерь воды на испарение с затопленных в половодье огромных пространств Волго-Ахтубинской поймы и дельты Волги. Различия в объеме стока в створе у Волгограда и стока, поступающего в Каспийское море, оцениваются в 14.2 км3, из которых на потери стока в пойме приходится 3.4 км3, в дельте потери составляют 10.8 км3 (Шикломанов, Кожевников, 1974). В дельте наибольшие потери стока приходятся на центральную дельту и составляют 7.6 км3, западные и восточные ильмени теряют 1.5 км3 и 1.7 км3 соответственно.
Гидротермические условия увлажнения и методические подходы к их оценке
Ведущими факторами природной среды, определяющими состояние экосистем, является соотношение ресурсов тепла и влаги (гидротермические условия увлажнения). Соотношение ресурсов тепла и влаги территории определяет границы зональных ландшафтов. Поэтому оценка гидротермических условий и их возможных изменений в применении к анализу состояния и развития естественных наземных экосистем Нижней Волги является чрезвычайно важной задачей. Для оценки гидротермических условий территории обычно используются условные показатели увлажнения, которые представляют собой отношение ресурсов влаги (осадки) к потребности во влаге, рассчитанной через испаряемость, или фактору, её заменяющему (Thornthwaite, 1948; Селянинов, 1958; Высоцкий, 1960; Morton, 1975). Обратное соотношение между ресурсами влаги и потребностью во влаге известно как индекс аридности.
Среди условных показателей увлажнения наибольшее распространение получили индекс Г.Н. Высоцкого (известный в настоящее время как коэффициент увлажнения) (Высоцкий, 1960) и
гидротермический коэффициент увлажнения Г.Т. Селянинова (Селянинов, 1958). Индекс Г.Н. Высоцкого представляет собой отношение годовой суммы осадков к испаряемости
КУ = P/EО (1)
где КУ - коэффициент увлажнения, Р - осадки, ЕО - испаряемость.
В отличие от коэффициента увлажнения, для оценки которого используются годовые суммы осадков и испаряемости, Г.Т. Селянинов (Селянинов, 1958) рассматривает период со средними суточными температурами воздуха выше 10 ОС (период с активными температурами воздуха), условно говоря - период вегетации. Гидротермический коэффициент Г.Т. Селянинова определяется по соотношению
10P
ГТК = >10°с (2)
У T °
¿—1 >10°С
где: Р>10°с - сумма осадков в миллиметрах за период со среднесуточными температурами воздуха выше 10 ОС; У Т >10°с - сумма средних суточных температур воздуха в градусах за то же время.
Величина испаряемости, входящая в соотношение (1), представляет собой величину, характеризующую максимально возможное (потенциально возможное, не лимитируемое запасами воды) испарение в данной местности при существующих атмосферных условиях (Хромов, Мамонтова, 1974). Величина испаряемости определяется комплексом метеорологических условий. Эту величину можно определять как расчетными методами с использованием метеорологических данных, так и с помощью водных испарителей, используя эмпирические коэффициенты для приведения полученных значений к величинам испаряемости. Существует большое число расчетных методов определения испаряемости, подробное описание и анализ наиболее известных из которых приводятся в (Черенкова, Шумова, 2007).
В настоящей работе для оценки испаряемости используется метод А.И. Будаговского (1964), информационным обеспечением которого является комплекс метеорологических условий, включающий радиационный баланс, температуру и дефицит влажности воздуха, скорость ветра. Согласно модели суммарного испарения А.И. Будаговского (1964), испаряемость определяется по формуле, которая может быть записана в виде (Шумова, 2003)
Е О = ьрт а+ь2я (3)
и °-7 и 0.026ф
Ь =-, Ь2 =-—, (4)
1 1 + 1.56ф 2 1 + 1.56ф
24513 171
Ф= ( V е235+Т (5)
(235 + Т)2
с и
= —1/2 ,. — = и + °.4 (6)
с2и +1
где: Ео - испаряемость, мм сут-1; Ь1 и Ь2 - функции температуры воздуха; ф - производная насыщающей упругости водяного пара от температуры воздуха, мб ОС-1; Т - средняя суточная температура воздуха, ОС; Ою и и - функции скорости ветра; и - средняя суточная скорость ветра на
высоте 2 м, м сек-1; а - средний суточный дефицит влажности воздуха, мб; Я - радиационный баланс, кал см-2 сут-1.
Существует довольно тесная связь (коэффициент корреляции равен 0.79) между испаряемостью
ЕО , рассчитанной по формулам (3)-(6), и температурой воздуха (Шумова, 2007):
Е° =а(Е Т) (7)
где У Т - сумма средних суточных положительных температур воздуха, а = 0.28.
Соотношение (7) удобно использовать для оценки испаряемости, когда информационное обеспечение сводится к данным о температуре воздуха, что обычно бывает при использовании баз метеорологических данных или данных климатических моделей.
Подходы к оценке влияния изменения климата на гидротермический режим территории
Изменения климата, отмечающиеся с 1970-х-1980-х годов, могут привести к соответствующим изменениям соотношения между ресурсами тепла и влаги и возможному сдвигу зональных границ, что делает весьма актуальной разработку методов оценки влияния изменения климата на гидротермические условия территории. Региональный отклик растительности и в целом ландшафтов на глобальные климатические изменения весьма неоднозначен (Будыко, 1980). Известные в настоящее время прогнозно-экологические разработки носят в основном весьма схематичный характер и направлены преимущественно на оценку будущего состояния биосферы как планетарной системы по ограниченному набору метеорологических параметров (Коломыц, 2006). Региональный уровень прогнозирования до сих пор остается слабо разработанным по причине недостатка фактического материала и методических трудностей перехода от глобального прогноза к региональному.
За последние годы достигнуты значительные успехи в разработке численных моделей климата с учетом всех компонентов климатической системы Земли. Сложность моделей климата и многочисленность используемых в них схем эмпирической параметризации различных процессов затрудняет анализ адекватности моделей, особенно с точки зрения их применения для прогноза климата. Совершенствование моделей и увеличение их числа привело к расходимости сведений, соответствующих разным моделям (Climate Change, 2001). Здесь можно отметить, что расхождения рассчитанных значений приземной температуры воздуха, соответствующих различным моделям при задании одинакового сценария выбросов малых газовых компонентов, и одной модели с использованием различных сценариев выбросов, примерно одинаковы. Что касается прогнозов регионального климата, то, как отмечается, они все еще не обладают статистической достоверностью. Поэтому разработанные к настоящему времени сценарии изменения климата не следует рассматривать как прогноз. Эти сценарии только помогают определить возможное направление изменения тех или иных исследуемых элементов и величину их возможного изменения за определенные сроки.
Наиболее обоснованными признаются оценки изменения климата, выполненные с помощью моделей общей циркуляции атмосферы или так называемых моделей высокого разрешения (Climate Change, 1990). Такие модели рассматривают широкий спектр физических процессов, характеризующих климатическую систему, и оценивают влияние увеличения концентрации углекислого газа в атмосфере на климат.
В настоящей работе используются климатические оценки, полученные на основе моделей GISS (Hansen et al., 1983; GFDL - Manabe, Wetherald, 1987; CCCM - Climate Change, 1990; UKMO -Wilson, Mitchell, 1987), основные характеристики которых приведены в таблице . Указанные модели позволяют получить средние месячные величины температуры воздуха и осадков при удвоении концентрации углекислого газа в атмосфере (US Country studies program, 1994). По данным Межправительственной комиссии по изменению климата (Intergovernmental Panel on Climate Change) удвоение концентрации углекислого газа в атмосфере может быть достигнуто к 2075 году (IPCC Technical Guidelines, 1994; Tegart, Sheldon, 1992).
Гидротермические условия увлажнения территории Нижней Волги и их анализ
В основу оценки ресурсов тепла (испаряемость) и влаги (осадки) положены материалы наблюдений метеорологических станций Джаныбек, Эльтон, Капустин Яр, Черный Яр, Харабали. Ресурсы влаги оцениваются годовыми суммами осадков за средний многолетний период; ресурсы тепла, представленные годовыми значениями испаряемости, получены по зависимостям (3)-(6).
На территории Нижней Волги наблюдаемые различия между ресурсами влаги (осадки) и потребностью во влаге (испаряемость) довольно существенные. (Шумова, 2010) Средние многолетние годовые значения испаряемости на исследованных метеорологических станциях изменяются от 1020 мм/год в верхней части Волго-Ахтубинской поймы (Капустин Яр) до 1183 мм/год в ее нижней части (Харабали). Средние многолетние годовые суммы осадков находятся в пределах 303-217 мм.
Таблица. Основные характеристики климатических моделей. Table. The main characteristics of climate models.
Увеличение Увеличение
Климатическая модель Разрешение (широта и долгота), град Вертикальные уровни глобальной температуры при удвоении СО2, ОС глобальных осадков при удвоении СО2, %
GISS
(Goddard Institute for 7.83х10.0 9 4.2 11.0
Space Sciences)
GFDL
(Geophysical Fluid Dynamics Laboratory) 2.22х3.75 9 4.0 8.3
CCCM
(Canadian Climate Center 3.75х3.75 10 3.5 3.8
Model)
UKMO
(United Kingdom Meteorological Office) 2.50х3.75 11 3.5 9.0
Для оценки региональных проявлений возможного глобального изменения температуры воздуха и осадков используются данные моделей общей циркуляции атмосферы (табл.); методика перехода на региональный уровень подробно изложена в (Шумова, 2010). На рисунке 2 представлены климатические нормы сумм среднесуточных положительных температур воздуха и их ожидаемые значения, полученные по различным климатическим моделям. Для территории Нижней Волги ожидаемое увеличение сумм среднесуточных положительных температур воздуха (по сравнению с климатическими нормами) по данным разных моделей может составить от 35 до 49%.
■ мстео
■ GISS
□ GFDb
□ СССМ
□ TJKMO
Рис. 2 Климатические нормы (метео) сумм среднесуточных положительных температур воздуха и их ожидаемые значения по различным сценариям изменения климата. Fig. 2. Climatic norm (meteo) of the average daily positive air temperature sum and their expected values under different scenarios of climate change.
Прогнозируемая ситуация с осадками (рис. 3) не так однозначна. В соответствии с моделью GISS и UKMO можно ожидать увеличения осадков на 16-22% и 2-8% соответственно. Уменьшение осадков на 4-6% соответствует модели CCCM. В соответствии с моделью GFDL увеличение осадков на 2-4% может наблюдаться в Джаныбеке и Эльтоне; в Капустином Яре, Черном Яре и Харабали возможно уменьшение осадков на 4-8%.
Оценим, как соотносятся ресурсы тепла и влаги Нижней Волги в современных условиях и каковы тенденции изменения их соотношения при ожидаемых изменениях климата (Шумова, 2007).
Расчеты коэффициента увлажнения для современных климатических условий выполнены по зависимости (1) на основании средних многолетних измеренных на 5 метеорологических станциях Нижней Волги годовых сумм осадков и величин испаряемости, рассчитанных по зависимости (3)-(6) по материалам наблюдений средних многолетних метеорологических элементов тех же станций. При расчетах ожидаемых значений коэффициента увлажнения использованы годовые суммы осадков, полученные из климатических моделей. Значения испаряемости рассчитаны по соотношению (7) с
использованием сумм средних суточных положительных температур воздуха, полученных из климатических моделей. Результаты расчета ожидаемых значений коэффициента увлажнения по различным сценариям климата показали, что во всех случаях имеет место уменьшение коэффициента увлажнения (рис. 4), что с экологической точки зрения свидетельствует о возрастании засушливости климата Нижней Волги. Данные сценарии ожидаемого изменения климата при условии использования коэффициента увлажнения для характеристики гидротермических условий Нижней Волги можно характеризовать как сценарии аридного потепления.
400
ДО«
£
с-
|
J 200
а
3
о
100 о
фкявывек >льюн 1СяпустннЯр Черный Яр Харябялн
Рис. 3. Климатические нормы (метео) годовых сумм осадков и их ожидаемые значения по различным сценариям изменения климата. Fig. 3. Climatic norm (meteo) of annual precipitation and their expected values under different scenarios of climate change.
0,35 0,3 0,25 0,2 0,15 0,1 0,05 0
Джаныбек Эльтон Капустин Яр Черный Яр Хлрабалн
Рис. 4. Коэффициент увлажнения в современных климатических условиях (метео) и его ожидаемые значения по различным сценариям изменения климата. Fig. 4. Moistening coefficient due the current climatic conditions (meteo) and its expected value under different scenarios of climate change.
Для расчета гидротермического коэффициента использована зависимость (2), исходными данными для которой в современных климатических условиях были средние многолетние измеренные на метеорологических станциях суммы осадков за период со среднесуточными температурами воздуха выше 10 оС и сумма среднесуточных температур воздуха за то же время. Используя полученные из климатических моделей данные по осадкам и температуре воздуха, по зависимости (2) были оценены значения гидротермического коэффициента для условий ожидаемого изменения климата.
Выполненные расчеты показывают, что гидротермический коэффициент согласно модели GISS может возрасти на 10-11%, практически без изменения остается гидротермический коэффициент при его оценках по сценариям GFDL и UKMO (рис. 5). Согласно модели CCCM уменьшение значений гидротермического коэффициента при возможном изменении климата может составить 11-13%. Иными словами, при использовании гидротермического коэффициента для оценок влияния изменения климата модель GISS можно рассматривать как сценарий гумидного потепления для территории Нижней Волги, а модель CCCM - как сценарий аридного потепления. При оценках по
■ метео
■ GISS
□ GFDL
□ CCCM
□ UKMO
■ метео
■ GISS
□ GFDL
□ CCCM
□ UKMO
моделям GFDL и UKMO гидротермические условия исследуемой территории практически не изменятся.
U,6
■ м«тн»
□ GISS U GFDL
□ сссм
UTTTCMO
Рис. 5. Гидротермический коэффициент в современных климатических условиях (метео) и его ожидаемые значения по различным сценариям изменения климата. Fig. 5. Hydrothermal coefficient due the current climatic conditions (meteo) and its expected value under different scenarios of climate change.
Оценивая влияние возможного изменения климата на гидротермические условия Нижней Волги можно сделать вывод, что наиболее уязвимыми являются оценки увлажнения, которые описываются через коэффициент увлажнения и являются интегральным годовым показателем. Величины гидротермического коэффициента, которые являются показателем периода со среднесуточными температурами воздуха выше 10 оС, как показывают расчеты, дают неоднозначную картину возможных климатических изменений.
Оценим, насколько полученные результаты согласуются с данными других авторов. В работе (Сиротенко, Грингоф, 2006) для оценок влияния глобального потепления рассматривается сценарий A1FI (модель HadCM3 Центра климатических исследований Галлея Метеорологической службы Великобритании) и региональная модель климата МРК (ГГО). При потеплении по сценарию A1FI засушливость климата Европейской России увеличивается, о чем свидетельствует повсеместное уменьшение гидротермического коэффициента. Этот сценарий характеризуется как сценарий аридного потепления. Вместе с тем, по мнению авторов (Сиротенко, Грингоф, 2006), представляется более вероятным гумидный тип потепления, поскольку наблюдаемые с 1975 года изменения климата на территории России больше соответствуют этому типу потепления.
Проведенные оценки влияния возможного изменения климата лишь в общем виде показали возможные тенденции и масштабы изменения гидротермических условий увлажнения в бассейне Нижней Волги. При этом полученные оценки не всегда однозначны. Различия в оценках могут быть обусловлены выбором модели и сценария эмиссий парниковых газов и аэрозоля (Мелешко и др., 2008). Достоверность полученных оценок ожидаемых изменений исследуемых элементов зависит, главным образом, от достоверности прогнозируемых климатических данных, в частности, □ от прогнозируемых величин температуры воздуха и осадков. Это значит, что прогресса в оценке изменения гидротермических условий можно достичь в случае, если будет достигнут прогресс в построении сценариев изменения климата.
Выводы
Бассейн Нижней Волги характеризуется высокими запасами водных ресурсов, при этом гидротермические условия увлажнения соответствуют пустынной зоне.
Средний многолетний объем годового стока Волги достигает своего максимального значения в створе у Волгограда и за период 1881-2012 годы составил 251 км3 (<з=43 км3); потери стока в Волго-Ахтубинской пойме и дельте Волги оцениваются в 14.2 км3.
Средние многолетние годовые суммы испаряемости в Волго-Ахтубинской пойме изменяются от 1020 мм в Капустином Яре до 1183 мм в Харабали; средние многолетние суммы осадков соответственно изменяются от 303 мм до 217 мм. Коэффициент увлажнения находится в пределах 0.30-0.18, гидротермический коэффициент составляет 0.47-0.30.
При возможном изменении климата для территории Нижней Волги ожидаемое увеличение сумм среднесуточных положительных температур воздуха по данным разных моделей может составить от 35 до 49%.
Прогнозируемая ситуация с осадками не однозначна: в соответствии с моделью GISS и UKMO можно ожидать увеличения осадков на 16-22% и 2-8% соответственно; уменьшение осадков на 4-6% соответствует модели CCCM. В соответствии с моделью GFDL увеличение осадков на 2-4% может наблюдаться в Джаныбеке и Эльтоне; в Капустином Яре, Черном Яре и Харабали возможно уменьшение осадков на 4-8%.
Коэффициент увлажнения в бассейне Нижней Волги может уменьшиться на 12-28% в зависимости от используемой для оценки модели общей циркуляции атмосферы, что соответствует сценарию аридного потепления.
При использовании гидротермического коэффициента увлажнения нельзя сделать однозначных выводов. В соответствии с данными модели GISS возможно увеличение гидротермического коэффициента на 10-11%, что может рассматриваться как сценарий гумидного потепления. Согласно моделям GFDL, CCCM и UKMO уменьшение гидротермического коэффициента может доходить до 13%, что может свидетельствовать о возможном аридном потеплении.
Наблюдающееся в последние годы увеличение осадков в Северном Прикаспии и связанное с этим расширение площадей подтопления более отвечает сценарию гумидного потепления в бассейне Нижней Волги, который описывается моделью GISS при использовании гидротермического коэффициента увлажнения.
Выполненные расчеты показали, что глобальное потепление не приведет к существенным изменениям гидротермических условий территории Нижней Волги, а следовательно, □ не ожидается катастрофических изменений для биотопов зональных и интразональных экосистем региона.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Балюк Т.В. 2005. Последствия изменения длительности и обеспеченности паводкового заливания Волго-Ахтубинской поймы после создания Волгоградского водохранилища для растительности // Оценка влияния изменения вод суши на наземные экосистемы. М.: Наука. С. 176-193. Болгов М.В., Сенцова Н.И. 2010. Экстремальные маловодные периоды в бассейне Волги // Экстремальные гидрологические ситуации / Отв. ред. Н.И. Коронкевич, Е.А. Барабанова, И.С. Зайцева. М.: ООО «Медиа-ПРЕСС». С. 369-391. Будаговский А.И. 1964. Испарение почвенной влаги. М.: Наука. 242 с. Будыко М.И. 1980. Климат в прошлом и будущем. Л.: Гидрометеоиздат. 351 с. Высоцкий Г.Н. 1960. Избранные труды. М.: Сельхозгиз. 435 с.
Географический энциклопедический словарь: Географические названия. 1989. М.: Советская энциклопедия. 592 с.
Коломыц Э.Г. 2006. Прогнозные и палеогеографические сценарии зональных гидроклиматических и
биотических условий Волжского бассейна // Водные ресурсы. Том 33. № 2. С. 206-223. Коронкевич Н.И., Барабанова Е.А., Зайцева И.С. 2010. Вклад деятельности человека в формирование экстремальных гидрологических ситуаций // Экстремальные гидрологические ситуации / Отв. ред. Н.И. Коронкевич, Е.А. Барабанова, И.С. Зайцева. М.: ООО «Медиа-ПРЕСС». С. 163-178. Левит-Гуревич Л.К. 2013. Водохозяйственные проблемы Нижней Волги // Экономические и территориальные аспекты управления водохозяйственным комплексом России / под ред. В .И. Данилова-Данильяна, В.Г. Пряжинской. М.: РАСХН. С. 188-214. Мелешко В.П., Катцов В.М., Мирвис В.М., Говоркова В.А., Павлова Т.В. 2008. Климат России в XXI веке. Часть I. Новые свидетельства антропогенного изменения климата и современные возможности его расчета // Метеорология и гидрология. № 6. С. 5-19. Реки и озера мира. Энциклопедия. 2012. М.: ООО «Издательство «Энциклопедия». 928 с. Селянинов Г.Т. 1958. Принципы агроклиматического районирования СССР // Вопросы
агроклиматического районирования СССР. М.: МСХ СССР. С. 7-14. Сиротенко О.Д., Грингоф И.Г. 2006. Оценка влияния ожидаемых изменений климата на сельское хозяйство Российской Федерации // Метеорология и гидрология. № 8. С. 92-101.
Устья рек Каспийского региона: история формирования, современные гидролого-морфологические процессы и опасные гидрологические явления. 2013. Под редакцией В.Н. Михайлова. М.: ГЕОС. 703 с.
Хромов С.П., Мамонтова Л.И. 1974. Метеорологический словарь. Л.: Гидрометеоиздат. 568 с. Черенкова Е.А., Шумова Н.А. 2007. Испаряемость в количественных показателях климата // Аридные
экосистемы. Том 13. № 33-34. С. 57-69. Шикломанов И.А., Кожевников В.П. 1974. Потери стока в Волго-Ахтубинской пойме и дельте р. Волги и их изменение под влиянием хозяйственной деятельности // Труды ГГИ. Вып. 221. С. 346.
Шумова Н.А. 2003. Оценка точности модели для расчета динамики запасов воды в почве //
Метеорология и гидрология. № 10. С. 124-133. Шумова Н.А. 2007. Оценка уязвимости гидротермических условий и зональных границ аридных территорий при различных сценариях изменения климата // Аридные экосистемы. Т. 13. № 32.
C. 34-46.
Шумова Н.А. 2010. Закономерности формирования водопотребления и водообеспеченности
агроценозов в условиях юга Русской равнины. М.: Наука. 239 с. Шумова Н.А. 2014. Изменение экологически значимых параметров гидрологического режима
Нижней Волги при зарегулировании стока // Аридные экосистемы. Т. 20. № 3(60). С. 33-47. Climate Change. The IPCC Scientific Assessment. 1990. Cambridge, United Kingdom: Cambridge University Press. 365 p.
Climate Change 2001: the Scientific Basis // Contribution of Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. 2001. Cambridge, United Kingdom and New York. Cambridge University Press. 881 p. Hansen J., Russell G., Rind D., Stone P., Lacis A., Lebedeff S., Ruedy R., Travis L. 1983. Efficient three-dimensional global models for climate studies: models I and II // Monthly Weather Review. Vol. III. P. 609-662.
IPCC Technical Guidelines for Assessing Climate Change Impacts and Adaptations. Intergovernmental
panel on climate change. 1994. World Meteorological Organization. 59 p. Manabe S., Wetherald R.T. 1987. Large-scale changes in soil wetness induced by an increase in carbon
dioxide // Atmospheric Sciences. Vol. 44. P. 1211-1235. Morton F.I. 1975. Estimating evoparation and transpiration from climatological observations // J. Appl. Meteorol. 14. P. 488-497.
Tegart W.J.McG., Sheldon G.W. 1992. Climate change 1992 // The Supplementary Report to The IPCC
Impacts Assessment. Canberra, Australia. 112 p. Thornthwaite C.W. 1948. An Approach Toward a Rational Classification of Climate // Geograph.Rev. Vol. 38 (1). P. 55-94.
US Country studies program. Guidance for Vulnerability and Adaptation Assessments. 1994. Washington,
D.C., US Country Studies Management Team (PO-63). 518 p.
Wilson C.A., Mitchell F.B. 1987. A doubled CO2 climate sensitivity experiment with a global climate model including a simple ocean // Journal of Geophysics Research, Vol. 92. P. 13315-13343.
WATER RESOURCES AND HYDROTHERMAL MOISTENING CONDITIONS IN THE LOWER
VOLGA BASIN
© 2015. N.A. Shumova
Water Problems Institute of Russian Academy of Sciences Russia, 119333 Moscow, Gubkina str., 3. E-mail: shumova@aqua.laser.ru
The Low Volga basin hydrography description is given. Interannual variability of Volga runoff at the Volgograd gauge is shown; the ecology significant deviation corridor of annual runoff from the average
annual runoff is marked out. Heat resources (potential évapotranspiration) and natural moistening resources (precipitation) in the Lower Volga basin under current climate condition are estimated. The average daily positive air temperature sums and annual precipitation as well as moistening coefficient and hydrothermal coefficient values under current climate condition and its expected value under different scenarios of climate change are presented.
Keywords: the Lower Volga, runoff, precipitation, potential evapotranspiration, moistening coefficient, hydrothermal coefficient, climate change.
