The snow depth and its dynamics on the continental part of the Russian Arctic under conditions of the present-day climate

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Снежный покров – важный элемент криосферы. Он оказывает огромное влияние на климат, гидротермический режим почв и грунтов, гидрологию рек и озёр, опасные стихийные явления, жизнь растений и животных и многие другие процессы и явления (Snow and Climate, 2008; Котляков, 2010). Одним из важных параметров снежного покрова является его высота, которая влияет на альбедо поверхности, проходимость снежной целины транспортом и животными, функционирование растений и животных, теплозащитные свойства снежного покрова.

Важное свойство снежного покрова – его низкое термическое сопротивление (Осокин и др., 2016), зависящее от высоты снега и его теплофизических характеристик. Оно влияет на термический режим почвогрунтов и многолетнемёрзлых пород, условия их формирования и функционирования (Анисимов и др., 2000, 2006; Павлов, 2008). Так, в работе (Скачков, 2008) отмечается, что на юге Якутии сохранилась высокая термическая устойчивость многолетнемёрзлых пород, несмотря на сильное потепление климата. Это объясняется большой изменчивостью толщины снега и его доминирующей ролью в формировании среднегодовых температур грунтов. Выяснено, что если на Восточно-Европейской равнине преобладающее влияние на температуру грунтов оказывает температура воздуха, то в Сибири – высота снежного покрова (Шерстюков, 2008).

В работе (Варламов и др., 2023) показано, что основным регулирующим фактором термического состояния верхних горизонтов криолитозоны Центральной Якутии являются короткопериодные колебания режима снегонакопления. Повышение температуры воздуха не всегда приводит к росту температуры грунта, так как часто компенсируется снижением термического сопротивления снежного покрова (Осокин, Сосновский, 2016). Термическое сопротивление снежного покрова зависит от его высоты и плотности. И если высота снежного покрова от года к году может изменяться в значительных пределах в одном и том же регионе, то плотность снега – более консервативный параметр. Её изменение обусловлено в основном межрегиональными физико-географическими условиями.

На теплофизическое состояние грунта влияет не только термическое сопротивление снежного покрова, но и динамика его высоты. Так, сравнительно тонкий снежный покров и низкие температуры воздуха в начале зимы способствуют быстрому промерзанию грунта (Павлов, 2008). В работе (Осокин, Сосновский, 2015) на основе модельных расчётов показано, что при разной динамике снегонакопления и температуры воздуха различие в глубине промерзания может превысить 50%. Поэтому скорость промерзания грунта существенно зависит от внутригодовой динамики метеопараметров, в частности, снегонакопления в первой половине холодного периода. Поэтому важной характеристикой служит высота снежного покрова в первой половине холодного периода, когда в основном происходит промерзание сезонно-талого слоя, а также её соотношение с максимальной высотой снежного покрова.

Современные климатические изменения оказывают значительное влияние на параметры снежного покрова и, следовательно, на указанные процессы и явления (Осокин и др., 2006; Булыгина и др., 2011; Irannezhad et al., 2022). В работе (Попова и др., 2018) отмечается, что в связи с глобальным потеплением климата приблизительно с 2000 г. происходит запаздывание сроков установления снежного покрова, а сроки его разрушения переходят на более ранние в середине весны в соответствии с общей тенденцией потепления этого сезона с начала 1950-х годов.

Начало современного потепления к северу от 60° с. ш. приходится на 1990-е годы (Доклад, 2023). Зимой, после максимума 2016–2018 гг. наметилось понижение температуры, а летом – остановка её роста. В Арктике приземная температура воздуха повышалась как минимум вдвое быстрее, чем происходит глобальное потепление (Bekryaev et al., 2010). В Российской Арктике из-за глобального потепления происходит таяние вечной мерзлоты, что приводит к разрушению объектов жилого фонда, хозяйственной инфраструктуры, магистральных трубопроводов и в целом к отрицательным экологическим последствиям (Катцов, Порфирьев, 2012; Анисимов, Стрелецкий, 2015). Таким образом, одним из важных факторов, влияющим на термический режим и устойчивость многолетнемерзлых пород (ММП), служит снежный покров (Осокин, Сосновский, 2016). Рассмотрим изменение максимальной высоты снежного покрова и динамики снегонакопления на материковой части Российской Арктики при современном климате.

Арктика – это область, лежащая к северу от Северного полярного круга (66°33′44″ с. ш.). Однако в целях обеспечения национальных интересов Российской Федерации указом Президента Российской Федерации «О сухопутных территориях Арктической зоны Российской федерации» от 02.05.2014 № 29 (http://www.kremlin, 2023) определены сухопутные территории Арктической зоны Российской Федерации (далее – АЗРФ), куда вошли отдельные районы, расположенные южнее Северного полярного круга. Поэтому, чтобы охватить основные районы, отнесённые к АЗРФ, рассмотрим метеостанции со снегомерными съёмками севернее 64° с. ш. за разные периоды времени.

В климатологии используют базовые 30-летние средние значения температуры, суммы осадков и других показателей. Эти 30-летние исторические усреднённые значения – «климатические нормы», они могут быть подсчитаны на местном, национальном или мировом уровнях. Чтобы учесть быстрые темпы изменения климата, а также практические потребности в актуальной информации о климате Всемирная Метеорологическая Организация (далее – ВМО) предложила обновлять климатологические базовые нормы для оперативных целей каждые 10 лет, и период 1991–2020 гг. стал новым текущим (современным) базовым периодом. Тем не менее период 1961–1990 гг. будет сохранён как исторический базовый для поддержания долгосрочной оценки изменения климата (Руководящие…, 2017). Для анализа влияния климатических изменений на снежный покров вместо периода 1961–1990 гг. взят период 1966–1990 гг., за который есть данные по снежному покрову.

В последние годы опубликован ряд работ, в которых дан анализ изменения снежного покрова севера Евразии. Так, в работе (Радионов и др., 2013) отмечается, что тенденция увеличения количества твёрдых осадков на фоне роста температуры привела лишь к незначительному увеличению толщины снега в арктической зоне к северу от 70° с. ш. В докладе об особенностях климата на территории Российской Федерации за 2022 г. (Доклад, 2023) показано, что за период 1976–2022 гг. наблюдается увеличение максимальной за зиму высоты снежного покрова в северных районах Западной Сибири, тогда как уменьшение максимальной за зиму высоты снежного покрова приходится на северо-запад и отдельные станции на севере ЕТР и северо-западе Якутии.

Региональные особенности изменения зимней аккумуляции снега на севере Евразии по данным наблюдений, реанализа и спутниковых измерений рассмотрены в работе (Попова и др., 2015). При этом основное внимание уделено колебанию сроков установления снежного покрова на территории России в 1950–2008 гг. и их связи с изменением приземной температуры воздуха и циркуляционными индексами Scand, EA–WR, WP и NAO. В работе (Попова и др., 2018) отмечается, что в целом по северу Евразии (севернее 55° с. ш.) изменения снегонакопления в 1971–2013 гг. (по сравнению с 1951–1970 гг.) выражаются увеличением средней высоты снежного покрова (далее — ВСП) в конце зимы на 17% (7 см). Наибольшие изменения – около 26% (11 см) происходили в Сибири и на северо-востоке ЕТР. На северо-западе ЕТР и на Дальнем Востоке они менее заметны – 10% (5 см) и 7% (3 см). Эти региональные различия авторы связывают с особенностями крупномасштабной атмосферной циркуляции, в частности, с усилением зональной циркуляции, описываемым индексами Арктического колебания и Североатлантического колебания (NAO). С положительной фазой NAO связывается период интенсивного потепления 1971–1995 гг., вызванного усилением циклоничности на северо-западе Европы и в Сибири и проникновением атлантического воздуха на восток вплоть до Енисея. Таким образом, климатические изменения влияют на параметры снежного покрова.

Цель работы – оценить тенденции изменения средней многолетней максимальной высоты снежного покрова и её динамики на материковой части Российской Арктики при современном климате.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ

ВСП измеряется на сети метеостанций Росгидромета. Так, наряду с ежедневным измерением ВСП на метеостанциях в стационарной точке, на 517 метеостанциях Росгидромета проводятся измерения высоты снежного покрова в ходе маршрутных снегомерных съёмок. Данные измерений ВСП по стационарной рейке и снегосъёмкам могут значительно отличаться (Сосновский и др., 2018а). Так, для метеостанции Мурманск (индекс ВМО 22113) отношение ВСП «рейка/снегосъёмка» составляет 0.54, а для метеостанции Канин Нос (22165) это отношение равно 2.11. Причём в районах западнее Енисея, за исключением бассейна р. Печоры, высота снежного покрова по рейке на 10—30% больше, чем по данным маршрутных снегосъёмок. Восточнее р. Енисей, за исключением отдельных южных районов Сибири, высота снежного покрова по рейке на 10—20% ниже, чем по снегосъёмке. Поэтому для анализа ВСП были выбраны данные по снегосъёмкам. Количество станций, где проводятся маршрутные снегосъёмки, в арктической зоне России значительно меньше, чем метеостанций с измерениями на стационарных точках. Севернее 66° с. ш. расположены 28 метеостанций со снегосъёмками, 10 метеостанций находятся между 65 и 66° с. ш. и 17 метеостанций — между 64 и 65° с. ш. Из указанных 55 метеостанций, принятых для анализа, 31 метеостанция расположена на европейской территории России (ЕТР).

Данные по снегосъёмкам, координаты и названия метеорологических станций России c 1966 г. по настоящее время приведены на сайте Всероссийского института гидрометеорологической информации ВНИИГМИ-МЦД (http://meteo, 2023). Это обусловлено тем, что после 1965 г. не было нарушений однородности, вызванных изменением процедуры наблюдений. Наблюдения за снежным покровом по регламенту маршрутных снегосъёмок выполняются каждые 10 дней в течение холодного периода и каждые 5 дней в период интенсивного снеготаяния. Измерения проводятся зимой три раза в месяц: 10-го, 20-го и в последний день каждого месяца. В осенний период для части метеостанций меньше всего пропусков измерений высоты снежного покрова при снегосьёмках приходится на 20-е число каждого месяца. Поэтому принимались данные измерений высоты снежного покрова на 20-е число.

При анализе максимальной высоты снежного покрова (далее — МВСП) мы принимали её максимальное значение из замеров в ходе снегосъёмок в лесу и в поле. При этом надо иметь в виду, что в современный климатический период различие между значениями МВСП в лесу и в поле сокращается, что, возможно, обусловлено сменой ветрового режима (Сосновский и др. 2018; Журавлев и др., 2019; Доклад, 2023). Так, на севере ЕТР высота снежного покрова в лесу на 5—15% больше, чем в поле (Сосновский, Осокин, 2023а).

Анализ данных по метеостанциям со снегосъёмками показал, что из рассмотренных 55 метеостанций на 30 из них маршруты проложены только в лесу, на 18 станциях измерения выполняются только в поле и только на 7 станциях измерения проводятся как в лесу, так и поле. Координаты метеостанций с данными по снегосъёмкам в поле приведены в табл. 1.

 

Таблица 1. Координаты метеостанций с данными со снегосъёмками в поле

Индекс ВМО	Наименование станции	Координаты станции		Высота метеоплощадки, м
		широта	долгота
23078	Норильск (Таймырский ЦГМС)	69°20'	88°18'	60
22165	Канин Нос	68°39'	43°18'	48
22271	Шойна	67°53'	44°08'	5
22282	Мыс Микулкин	67°48'	46°40'	6
22292	Индига	67°41'	48°41'	3
23226	Воркута, АМСГ	67 о29'	63 о58'	165
23256	Тазовск	67°28'	78°44'	26
23219	Хоседа-Хард	67 о05'	59 о23'	82
23207	Коткино	67°02'	51°08'	17
22383	Нижняя Пеша	66°45’	47°46’	12
23330	Салехард	66°32'	66°41'	15
22365	Абрамовский маяк	66°23'	43°13'	20
23324	Петрунь	66 о26'	60о46'	61
23412	Усть-Уса	65°58'	56°55'	77
22471	Мезень	65°52'	44°13'	14
22438	Жижгин	65°12'	36°49'	26
25563	Анадырь	64°47'	177°34'	64
22559	Холмогоры	64°13'	41°40'	10

 

Количество метеостанций со снегосъёмками в лесу возрастает при движении на юг. Так, в поясе 66—72° с. ш. расположены 12 метеостанций со снегосъёмками в лесу, 13 — в поле и 3 метеостанции со снегосъёмками как в лесу, так и в поле; на 65—66° с. ш. — 5 станций со снегосъёмками в лесу, 3 — в поле и 2 — в лесу и в поле; на широте 64—65° с. ш. — на 13 станциях в лесу, на двух — в поле, на двух — в лесу и в поле.

В результате обработки данных по ВСП за период с 1966 по 2020 г. для каждой метеостанции получены средние многолетние значения ВСП за 25-летний (1966—1990 гг.) и 30-летние периоды 1981—2010 и 1991—2020 гг., а также за два десятилетия XXI века: 2001—2010 и 2011—2020 гг. и построены карты распределения ВСП за эти периоды. При этом надо иметь в виду, что карты характеризуют распределение ВСП и их изменение в районе расположения метеостанций. На значительном удалении от метеостанции и тем более в горных районах картина распределения ВСП может быть совершенно другой.

РЕЗУЛЬТАТЫ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

Максимальная высота снежного покрова. На рис. 1, а приведена МВСП на территории АЗРФ за период 2011–2020 гг. Диапазон изменений цветовой шкалы (минимальные и максимальные значения МВСП) составляет 26–127 см и в целом совпадает с диапазоном 27–128 см за период 1991–2020 гг., представленным в работе (Сосновский, Осокин, 2023). Средние значения МВСП за эти периоды составляют около 64 см (отличие на 0.1 см). Распределение МВСП за период 2011–2020 гг. в целом совпадает с периодом 1991–2020 гг. Большее отличие имеет аномалия МВСП (относительно 1966–1990 гг.) за период 2011–2020 гг. (см. рис. 1, б), для которого диапазон изменения цветовой шкалы изменяется от –13 до 24 см, и 1991–2020 гг. с диапазоном от –13 до 13 см (см. рис. 1, в). Средние значения аномалии МВСП за эти периоды отличаются незначительно и составляют –0.44 и –0.57 см.

 

Рис. 1. Максимальная высота снежного покрова за период 2011–2020 гг. (а) и её аномалия за периоды 2011–2020 гг. (б) и 1991–2020 гг. (в) относительно 1966–1990 гг.

Fig. 1. The maximum of snow depth for 2011–2020: (а) and its anomaly for 2011–2020 (б) and 1991–2020 (в) to 1966–1990

 

За период 2011–2020 гг. наибольшая средняя многолетняя максимальная высота снежного покрова до 120 см отмечена в нижнем течении р. Енисей, наименьшая – 30 см в междуречье рек Лены и Индигирки. В европейской части Российской Арктики МВСП составляет в среднем 50–85 см (см. рис. 1, а). Сравнение с периодом 1966–1990 гг. показывает, что наибольший рост МВСП до 24 см (т. е. 40%) приходится на северные районы Ямало-Ненецкого автономного округа (см. рис. 1, б).

Изменение МВСП на ±4% для разных метеостанций за период 1991–2020 гг. по сравнению с периодом 1966–1990 гг. отмечено в северных районах Якутии и в Чукотском автономном округе. В Арктической части ЕТР изменение МВСП составляет для разных метеостанций в основном ±5–10%. Наибольшее изменение МВСП от 39 см за период 1966–1990 гг. до 82 см за близкий к современному период 1990–2020 гг. произошло на метеостанции Воркута (индекс ВМО станции 23226). Эта станция на карте не приведена из-за большого значения МВСП, которое повлияет на восприятие карты в целом, обусловленного сглаживанием цветовой гаммы. Динамика высоты снежного покрова для метеостанции Воркута рассмотрена отдельно. По сравнению с периодом 1966–1990 гг. отмечен рост МВСП на 10–15 см в арктической части Западной Сибири, небольшое снижение на 5–7 см произошло в арктической части Восточной Сибири и восточнее р. Индигирки, а также в отдельных районах северной части ЕТР. Причиной этого служит рост твёрдых осадков на 15% в районе Карского моря за период 1981–2010 гг., практически нулевой рост в районе моря Лаптевых и отрицательный тренд в районе Чукотского моря (Радионов и др., 2013). Кроме того, тенденция изменения режима осадков за период 1976–2022 гг. (Доклад, 2023) показала, что зимой происходит рост осадков в основном на севере ЕТР, севере Средней Сибири, и наоборот, осадки уменьшаются зимой на востоке Якутии. На высоту снежного покрова влияет и изменение плотности снега. Наибольшее снижение плотности снега отмечено на севере Якутии (что частично компенсирует снижение осадков), тогда как на остальной территории Арктики в целом произошёл небольшой рост плотности снега – до 6–8% на севере Западной Сибири и в отдельных районах севера ЕТР и Чукотки (Сосновский, Осокин, 2023).

На северо-западе ЕТР к этому прибавляется влияние оттепелей. Так, на самой северной метеостанции России, расположенной в пос. Баренцбург на Западном Шпицбергене (78°04′00″ с. ш., 14°13′00″ в. д.), рост числа оттепелей и их продолжительности увеличивает плотность снега. Это служит одной из причин уменьшения максимальной высоты снежного покрова на 7.7% в 2011–2020 гг. по сравнению с 2001–2010 гг.

Сравним МВСП за два первых десятилетия XXI в. (2001–2010 и 2011–2020 гг.), которые в значительной степени определят распределение МВСП в следующий 30-летний климатический период 2001–2030 гг. В 2011–2020 гг. произошёл рост МВСП на 10–20 см относительно 2001–2010 гг. в северо-восточных районах ЕТР, в арктических регионах Западной Сибири и Дальнего Востока. Наибольший рост МВСП произошёл на метеостанции Воркута – с 79 см в 2001–2010 гг. до 98 см в 2011–2020 гг. Снижение МВСП на 4–8 см отмечено в отдельных районах Арктики, на западе ЕТР и в Восточной Сибири.

Рассмотрим теперь МВСП за разные временные периоды для регионов Российской Арктики. За период 2011–2020 гг. на ЕТР произошло небольшое снижение МВСП по сравнению с другими периодами и отмечен значительный рост МВСП в арктической части Западной Сибири (Сосновский, Осокин, 2023). Небольшие изменения МВСП отмечены в арктической части Восточной Сибири. Отрицательные аномалии МВСП на Дальнем Востоке наблюдались в период 2001–2010 гг. В северо-западных и северо-восточных районах ЕТР тенденция изменения МВСП противоположна. Так, изменения МВСП в северо-восточной части ЕТР близки к тенденции роста МВСП в арктической части Западной Сибири – порядка 15–25%, а на большинстве метеостанций Арктики в центральной части на западе ЕТР произошло снижение МВСП. При этом число арктических метеостанций в западных и центральных районах ЕТР значительно больше, чем в восточных, что влияет на среднее значение МВСП на арктической части ЕТР. Аналогично в арктической части Восточной Сибири – северо-западный район намного более многоснежный (с метеостанциями Игарка и Туруханск с МВСП 115–125 см), чем центральный и северо-восточный (метеостанции Норильск и Тура с МВСП 60–65 см).

Цифры, приведённые в работе (Доклад, 2023), показывают снижение коэффициентов линейного тренда МВСП за период 1976–2022 гг. на западе и в центре арктической зоны ЕТР, севере Восточной Сибири и Чукотке (исключая её тихоокеанское побережье) на 1.5–2.0 см/10лет и рост линейного тренда МВСП на 1.5–2.0 см/10лет на Кольском полуострове, северо-востоке ЕТР и севере Западной Сибири.

Для ряда метеостанций АЗРФ на востоке ЕТР, севере Западной и Восточной Сибири, расположенных севернее 65-й широты, положительные тренды максимальной за март толщины снежного покрова за период 1979–1995 гг., представленные на картах (Попова и др., 2018), сменились на отрицательные значения за период 1996–2013 гг. Для северо-запада ЕТР и районов Дальнего Востока изменения менее существенны. В какой-то степени это подтверждают оценки современных изменений снегозапасов в бассейне Северной Двины за период 1980–2016 гг., представленные в работе (Попова и др., 2021). В ней отмечается, что до 2005 г. и данные наблюдений, и модельные расчёты указывают на рост снегозапасов в бассейне Северной Двины, а с 2005 г. все рассмотренные источники данных указывают на продолжительный период дефицита снегозапасов – 15–20%, с которым связан нисходящий тренд снегозапасов в бассейне Северной Двины за рассматриваемый период в целом. Оценки параметров тренда находятся в широком диапазоне в зависимости от источника данных – в среднем по бассейну скорость уменьшения снегозапасов может составлять от 4 мм по данным станционных измерений до 10 мм за 10 лет по данным расчётов на модели. При плотности снега 250 кг/м³ (Сосновский, Осокин, 2023) это соответствует снижению ВСП на 1.6–4 см за 10 лет.

Наши данные показывают, что для метеостанций в северной части бассейна Северной Двины за период 2011–2020 гг. продолжается снижение МВСП по сравнению с 2001–2010 гг. Например, по данным метеостанции Пинега (индекс ВМО 22563) высота снега снизилась на 3.3 см в 2011–2020 гг. относительно 2001–2010 гг.

В табл. 2 приведена аномалия средней многолетней максимальной высоты снежного покрова в арктических регионах России относительно 1966–1990 гг. Видно, что в арктической части ЕТР происходит снижение МВСП особенно за период 2011–2020 гг. и значительный рост в арктической части Западной Сибири. Небольшие изменения МВСП отмечены в арктической части Восточной Сибири, и отрицательные аномалии наблюдались на Дальнем Востоке.

 

Таблица 2. Аномалии средней многолетней максимальной высоты снежного покрова (см) в арктических регионах России относительно 1966–1990 гг. за разные периоды

Регион	Период
	1981–2010	1991–2020	2001–2010	2011–2020
ЕТР	0.30	–0.72	–1.53	–2.51
Западная Сибирь	1.77	4.31	2.84	10.41
Восточная Сибирь	0.41	0,43	0,97	0.61
Дальний восток	–2.75	–2.04	–4.90	–0.36

 

В табл. 3 приведены аномальные значения МВСП за период 1991–2020 гг. относительно периода 1966–1990 гг. для отдельных метеостанций разных регионов азиатской части Российской Федерации. Из неё видно, что положительные аномалии достигают 13 см, а отрицательные – 14 см; причём положительные и отрицательные аномалии есть в каждом регионе.

 

Таблица 3. Максимальные и минимальные аномалии максимальной высоты снежного покрова за период 1991–2020 гг. относительно 1966–1990 гг.

Индекс ВМО	Наименование станции	Координаты станции		Высота метеоплощадки, м	Аномалии МВСП, см
		широта	долгота
ЕТР
22113	Мурманск	68°58'	30°3'	57	10 1
22365	Абрамовский маяк	66°23'	43°13'	20	–10.6
Западная Сибирь
23330	Салехард	66°32'	66°41'	15	13.3
23552	Тарко-Сале	64°55'	77°49'	26	–13.5
Восточная Сибирь
23078	Норильск (Таймырский ЦГМС)	69°20'	88°18'	60	11.5
24507	Тура	64°16'	100°14'	188	–8.8
Дальний Восток
24343	Жиганск	66°46'	123°24'	88	4.0
25325	Усть-Олой	66°33'	159°25'	125	–70

 

Динамика снежного покрова на метеостанции Воркута. Динамика снежного покрова на метеостанции Воркута за период с 1970 по 2020 г. представлена на рис. 2. Средняя максимальная высота снежного покрова за периоды 1970–1990 и 1991–2020 гг. составляла 39 и 82 см. Для определения статистической значимости различий средних величин за эти периоды используем t-критерий Стьюдента, рассчитанный по формуле:

$t=\frac{mea{n}_2-mea{n}_1}{\sqrt{st{d}_2^2/n_2+st{d}_1^2/n_1}},$

где mean — средние значения; n — длина ряда; std — стандартное отклонение; индекс — номер ряда.

 

Рис. 2. Динамика высоты снежного покрова на метеостанции Воркута

Fig. 2. Dynamics of snow depth at the Vorkuta weather station

 

Расчёты показали, что t = 8.27. Степень свободы составляет df = n₁ + n₂—2 = 21+30—2 = 49, для которой при значении p-уровня 0.001 получим критическое значение t-критерия Стьюдента 3.50. Таким образом, подтверждается значимость различий между средними величинами высоты снежного покрова за эти периоды.

При среднем значении высоты снежного покрова 82 см за период 1991–2020 гг. среднее квадратическое отклонение составляет 22 см. Тренд высоты снежного покрова за период 1970–2020 гг. составляет y = 1.5633x – 3054.4; где коэффициент достоверности R² = 0.6469. Статистическая значимость коэффициентов этих трендов подтверждается расчётом t-критерия Стьюдента при уровне значимости 0.05. Тренд за период 1991–2020 гг. практически совпадает с трендом за 1970–2020 гг. Тренд за период 1970–1990 гг. статистически незначим.

Высота снежного покрова за отдельные месяцы и её изменчивость. Климатические изменения приводят не только к изменению МВСП, но и ВСП за отдельные месяцы. На рис. 3 представлена ВСП за период 1991–2020 гг. и её изменчивость по отношению к периоду 1966–1990 гг. в октябре, ноябре, январе, марте и мае (отношение ВСП за отдельные месяцы 1991–2020 гг. к соответствующим значениям за 1966–1990 гг.).

 

Рис. 3. Высота снежного покрова в Арктике за период 1991–2020 гг. (а, в, д, ж, и) и её отношение к соответствующим значениям высоты за период 1966–1990 гг. (б, г, е, з, к) за месяцы: а, б – октябрь; в, г – ноябрь; д, е – январь; ж, з – март; и, к – май

Fig. 3. The snow depth in the Arctic for 1991–2020 (а, в, д, ж, и) and its ratio of the snow depth to 1966–1990 (б, г, е, з, к) for the months: а, б – October; в, г – November; д, е – January; ж, з – March; и, к – May

 

В октябре средняя многолетняя ВСП в 1991–2020 гг. составила 2–8 см на западе и центре арктической части ЕТР, 10–16 см в арктической части востока ЕТР и северо-запада Западной Сибири, 15–25 см на севере Якутии (см. рис. 3, а). Сравнение ВСП за период 1991–2020 гг. с периодом 1966–1990 гг. показало, что в октябре в результате потепления климата и более позднего установления снежного покрова (Попова и др., 2018) в арктической части европейской территории России высота снега уменьшилась в среднем на 22%, а в ряде районов снижение достигло 70%. В бассейне нижнего течения р. Лены рост ВСП составил 20–40% (см. рис. 3, б).

В ноябре 1991–2020 гг. ВСП составила 10–20 см на северо-западе и центре арктической части ЕТР, 25–35 см на северо-востоке ЕТР, до 50 см в низовье р. Енисей, 20–40 см на севере Якутии (см. рис. 3, в). Сравнение ВСП за периоды 1991–2020 и 1966–1990 гг. показало, что в результате потепления климата ВСП уменьшилась на ЕТР в ноябре в среднем на 8%, на ряде метеостанций севера ЕТР снижение составило 20%, на севере Западной Сибири произошёл рост ВСП в среднем на 11% (в ряде мест до 40%), на севере Якутии рост ВСП составил в среднем 3%, в низовье р. Лены – до 15% (см. рис. 3, г). Последнее объясняется ростом осенних осадков на 5% нормы за 10 лет (за 1976–2022 гг.) на северо-востоке Западной Сибири и на 10% – на севере Восточной Сибири и Якутии (Доклад, 2023).

В январе 1991–2020 гг. ВСП составила 40–60 см в арктической части ЕТР, Западной и Восточной Сибири (в низовье р. Енисей до 90 см), 25–45 см на севере Якутии (см. рис. 3, д). Сравнение ВСП за периоды 1991–2020 и 1966–1990 гг. показало, что ВСП уменьшилась в январе на арктической части ЕТР в среднем на 4%, на арктической части Западной Сибири произошёл рост ВСП в среднем на 20%. На севере Якутии изменения ВСП составили для разных метеостанций ±5%, на Чукотке отмечается снижение ВСП на 5–10% (см. рис. 3, е). Эти результаты вызваны ростом зимних осадков на севере Западной Сибири и их снижением на Чукотке (Доклад, 2023).

В марте 1991–2020 гг. ВСП в арктической части ЕТР, Западной и Восточной Сибири составила 55–80 см (в низовье р. Енисей до 110 см), 25–55 см на севере Якутии (см. рис. 3, ж). Сравнение ВСП за периоды 1991–2020 и 1966–1990 гг. показало, что в результате потепления климата в арктической части Западной Сибири произошёл рост ВСП в среднем на 23%. Это обусловлено значительным ростом весенних осадков (местами более 10% нормы за 10 лет) в Западной Сибири (Доклад, 2023), в арктической части на ЕТР и севере Якутии изменения ВСП для разных метеостанций составили в среднем ±10% (см. рис. 3, з).

Снегонакопление в мае (на 20-е число) в ряде регионов сменяется таянием снега, и высота снежного покрова снижается относительно МВСП. В мае 1991–2020 гг. ВСП составила 10–20 см на западе арктической части ЕТР и севере Якутии, 30–60 см в арктической части Западной и Восточной Сибири (см. рис. 3, и). Отношение ВСП за период 1991–2020 гг. к её значениям за 1966–1990 гг. показало, что в мае на северо-западе ЕТР это отношение составило 0.5–1.1 (см. рис. 3, к), 0.8–1.6 – на востоке арктической части ЕТР и Западной Сибири.

Динамика высоты снежного покрова за отдельные месяцы. Важным параметром снежного покрова служит не только его высота, но и её динамика – отношение высоты снежного покрова за отдельный месяц к её максимальному значению – величина r_h. На рис. 4 представлена динамика снегонакопления ВСП за период 1991–2020 гг. и её изменчивость по отношению к 1966–1990 гг. в октябре, ноябре, январе, марте и мае.

 

Рис. 4. Динамика снегонакопления в Арктике за период 1991–2020 гг. (а, в, д, ж, и) и её отношение к динамике снегонакопления (г) за период 1966–1990 гг. (б, г, е, з, к) за месяцы: а, б – октябрь; в, г – ноябрь; д, е – январь; ж, з – март; и, к – май

Fig. 4. Dynamics of a snow depth in the Arctic for 1991–2020 (а, в, д, ж, и) and its ratio to the snow depth dynamics to 1966–1990 (б, г, е, з, к) for the months: а, б – October; в, г – November; д, е – January; ж, з – March; и, к – May

 

Величина r_h в октябре 1991–2020 гг. составила 5–15% на северо-западе и в центре арктической части ЕТР, 15–20% на востоке арктической части ЕТР и арктической части Западной Сибири, 25–35% на севере Якутии (см. рис. 4, а). Климатические изменения приводят к изменению динамики снегонакопления. В октябре 1991–2020 гг. величина r_h уменьшилась в ряде районов в арктической части ЕТР и Западной Сибири по сравнению с периодом 1966–1990 гг. на 20–60%, на севере Якутии на ±10% (см. рис. 4, б).

В ноябре 1991–2020 гг. величина r_h составила 22–30% на северо-западе и центре арктической части ЕТР, 45–55% на востоке арктической части ЕТР, арктической части Западной Сибири и на севере Якутии (см. рис. 4, в). В 1991–2020 гг. величина r_h уменьшилась на 15–30% в арктической части ЕТР и Западной Сибири и увеличилась на 5–10% на севере Якутии по сравнению с периодом 1966–1990 гг. (см. рис. 4, г). Последнее вызвано ростом осенних осадков на севере Якутии (Доклад, 2023).

Динамика снегонакопления в январе 1991–2020 гг. – величина r_h составила 60–65% на западе арктической части ЕТР, 70–80% на остальной части Арктики (см. рис. 4, д). В 1991–2020 гг. величина r_h уменьшилась на 5–10% в отдельных районах северо-запада ЕТР и выросла до 10% на остальной части Арктики по сравнению с 1966–1990 гг. (см. рис. 4, е).

Величина r_h в марте 1991–2020 гг. составила в среднем 90–95% на всей территории Арктики, за исключением арктической части запада ЕТР и Дальнего Востока, где r_h = 85–90% (см. рис. 4, ж). Изменение величины r_h по сравнению с 1966–1990 гг. составило 0.85–1.10 (см. рис. 4, з), причём наименьшие значения отмечены в бассейне р. Печоры.

Динамика снегонакопления (таяния) в мае (на 20-е число) 1991–2020 гг. – величина r_h составила в среднем 15–30% на западе арктической части ЕТР (из-за таяния снега), в арктической части Западной и Восточной Сибири r_h = 55–70% (см. рис. 4, и). При этом в ряде районов северо-запада ЕТР снег полностью растаял. Климатические изменения приводят к изменению динамики снегонакопления в мае (в основном изменение в динамике таяния). В мае 1991–2020 гг. изменение величины r_h по отношению к периоду 1966–1990 гг. составило в основном ±30% (см. рис. 4, к). В среднем на всей территории Арктики величина r_h уменьшилась по сравнению с периодом 1966—1990 гг. в октябре / ноябре на 13/4%, в январе / марте на 3/1%.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В ходе исследований выяснена тенденция изменения максимальной высоты снежного покрова и высоты снежного покрова за отдельные месяцы для разных сезонов на материковой части Арктики за современный климатический период 1991–2020 гг. Сравнение с историческим периодом 1966–1990 гг. показало, что на арктической части европейской территории России изменения высоты снежного покрова незначимы – снижение порядка 1%, в арктической части Западной Сибири отмечен рост высоты снега на 16%. В то же время рост высоты снега за 2011–2020 гг. относительно 1966–1990 гг. составил 32%, а относительно 2001–2010 гг. – 15%. В арктической части Дальнего Востока произошло снижение высоты снега за современный климатический период относительно исторического периода на 4%. При небольшой вариации плотности снега эти изменения вызваны в основном динамикой твёрдых осадков. При этом влияние климатических изменений на динамику твёрдых осадков и высоту снежного покрова в каждом регионе требует дальнейшего изучения.

Проведённый анализ показал, что для ряда метеостанций одного региона динамика максимальной высоты снежного покрова может быть разнонаправлена. Причины таких изменений требуют дальнейших исследований. Это могут быть орографические и ландшафтные условия. Так, даже процесс накопления снега в лесу – сложная функция многих факторов, прежде всего его таксационных характеристик и особенностей ветрового режима.

Сравнение высоты снежного покрова в октябре за периоды 1991–2020 и 1966–1990 гг. показало, что в результате потепления климата и более позднего установления снежного покрова в арктической части европейской территории России высота снега в среднем снизилась на 22%, а в ряде районов снижение достигло 70%. Рост твёрдых осадков в октябре в бассейне нижнего течения р. Лены привёл к росту высоты снега на 20–40%.

Динамика высоты снежного покрова (отношение текущей высоты снежного покрова к её максимальному значению) на западе и в центре европейской части Арктики в первой половине холодного периода значительно отличается от территории восточнее 55–60° в. д. К концу осени высота снежного покрова в арктической части ЕТР достигает примерно 25–30% от максимального значения, тогда как в арктической части Сибири в основном превышает 50%. Это связано с региональными климатическими особенностями этих территорий. Полученные результаты показывают тенденции изменения высоты снежного покрова и её динамики в разных регионах в условиях современного климата, они наиболее заметны в начальный период снегонакопления.

Благодарности. Работа выполнена в рамках темы государственного задания Института географии РАН № 1021051703465-1 (FMWS-2024-0004). Анализ архивных материалов по Шпицбергену проводился по программе № 1023032400458-8 (FMWS-2023-0001).

Acknowledgments. The paper includes the results obtained within the framework of the research project № 1021051703465-1 (FMWS-2024-0004) of the Research Plan of the Institute of Geography of the Russian Academy of Sciences. The analysis of archival materials on Svalbard was carried out under the № 1023032400458-8 (FMWS-2023-0001) program.

About the authors

A. V. Sosnovsky

Institute of Geography, Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: alexandr_sosnovskiy@mail.ru
Russian Federation, Moscow

N. I. Osokin

Institute of Geography, Russian Academy of Sciences

Email: alexandr_sosnovskiy@mail.ru
Russian Federation, Moscow

References

Supplementary files