Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Температурный режим и условия увлажнения Восточно-Европейской равнины в контрастных климатических эпохах

ВАК РФ 25.00.30, Метеорология, климатология, агрометеорология

Автореферат диссертации по теме "Температурный режим и условия увлажнения Восточно-Европейской равнины в контрастных климатических эпохах"

МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ им. МБ. ЛОМОНОСОВА

Географический факультет

На правах рукописи

ТОРОПОВ Павел Алексеевич.

О Б 9 "" А" ЕЛ I-' IЫ И I

,ППА">;>л\.-\ I УДК 551.48:556.54

ЭКЗЕМПЛЯР,'

ТЕМПЕРАТУРНЫЙ РЕЖИМ И УСЛОВИЯ УВЛАЖНЕНИЯ ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ РАВНИНЫ В КОНТРАСТНЫХ КЛИМАТИЧЕСКИХ ЭПОХАХ

25.00.30 - метеорология, климатология, агрометеорология.

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата географических наук.

Москва 2006

Работа выполнена на кафедре метеорологии и климатологии географического факультета Московского государственного университета им. М.В. Ломоносова

Научный руководитель:

Кислов А.В.

профессор, доктор географических наук

Официальные оппоненты:

Володин Е.М.

доктор физико-математических наук,

Шмякин А.Б

кандидат географических наук

Ведущая организация:

Государственный гидрологический институт Росгидромета (ГТИ)

Защита состоится 20 апреля 2006 г. в 15 часов на заседании диссертационного совета Д 501.001.68 при Московском государственном университете им. М.В. Ломоносова по адресу: 119992, Москва, ГСП-2, Ленинские горы, МГУ, географический факультет, 18 этаж, ауд. 1801.

С диссертацией можно ознакомиться в научной библиотеке географического факультета МГУ на 21 этаже.

Автореферат разослан марта 2006 г.

Ученый секретарь диссертационного совета, кандидат географических наук

лалис&л

Алексеева С.Ф.

Общая характеристика работы

Актуальность проблемы Естественным этапом развития методологии климатического прогноза является исследование динамики современного климата, а также построение теории палеоюшматов. Событиям прошлых эпох принадлежит особая роль, поскольку для них характерны значительные климатические аномалии (по сравнению с современными условиями). Кроме того, изучение климатов прошлого является одним из важнейших этапов решения задач эволюционной географии, поскольку позволяет понять механизмы изменений окружающей среды Исследования подобного рода должны основываться на синтезе данных палеоклиматических реконструкций и результатов численного моделирования. Задача моделирования палеоклиматов, с одной стороны имеет смысл оценки чувствительности моделей к изменчивости граничных условий и параметров, а с другой -физической интерпретации происходящих в прошлом климатических изменений. Учитывая разнородность и неоднозначность палеоклиматической информации, моделирование можно считать единственным инструментом согласования палеоклиматических индикаторов. Кроме того, проверка ряда палеогеографических гипотез, объясняющих различные природные феномены, например такие, как крупномасштабные изменения растительного покрова суши или колебания уровня бессточных водоемов, возможна только посредством моделирования климата.

Современный уровень развития численного моделирования позволяет достаточно точно описывать основные черты глобального климата. Воспроизведение региональных особенностей климата менее успешно, а именно это требуется для решения ряда прикладных задач, среди которых одной из наиболее важных является оценка реакции речного стока на климатические изменения. Для оценки качества результатов моделирования, а также в целях изучения генезиса крупномасштабных климатических колебаний, естественно использовать контрастные климатические события прошлого,

причем те, которые достаточно полно

позволяющими как задавать граничные условия, так и оценивать качество моделирования.

Цель работы состояла в изучении реакции термического состояния и гидрологического режима Восточно-Европейской равнины (ВЕР) на глобальные климатические изменения, происходившие в прошлом. Современный уровень численного моделирования не позволяет надежно воспроизводить приземные поля климатических величин в условиях с резко неоднородными физико-географическими условиями (в горах, вблизи океанских побережий, в районах архипелагов островов, и т. д.). Этим мотивирован выбор в качестве объекта исследования обширной равнинной территории. ВЕР - это единственная на земном шаре равнинная часть суши с площадью более 5 млн. км2, сочетающая в себе значительную пространственную однородность физико-географических условий и хорошую обеспеченность как данными гидрометеорологических наблюдений, так и результатами палеореконструкуций С этой точки зрения именно ВЕР должна использоваться как эталонная территория при изучении качества моделирования климата.

В задачи исследования входило:

• оценка качества воспроизводимого моделями современного термического и гидрологического режимов ВЕР (верификация моделей);

• оценка изменений термического состояния, условий увлажнения и колебаний речного стока на ВЕР в контрастных климатических условиях прошлого;

• изучение климатически обусловленных колебаний уровней Черного и Каспийского морей, проявляющихся на временных масштабах порядка тысяч лет.

Научная новизна работы состоит в следующем:

• определены границы применения результатов моделирования и климатических архивов для решения ряда задач климатологии;

• выявлены главные причины долгопериодных колебаний климата ВЕР в последние 25 тыс. лег;

• выявлены главные причины долгопериодных колебаний речного стока с ВЕР за последние 25 тыс. лет;

• выявлены главные причины вариаций уровней Черного и Каспийского морей в последние 25 тыс. лег,

Практическая значимость. Оценена степень применимости МОЦА для оценки изменений природной среды крупных равнинных территорий на примере ВЕР. Создан алгоритм оценки качества моделирования, основанный на использовании интегральных климатических показателей. Продемонстрирована климатическая обусловленность крупных вариаций речного стока и уровней Каспийского и Черного морей.

Апробация работы. Результаты исследований были представлены на международной научной конференции, проводимой в рамках ERCA (European Research Course on Atmospheres, Франция, Гренобль, 2003); конференции молодых ученых «Яншинские чтения» (Москва, 2003); международной научной конференции по исследованию Арктики и Антарктики ACSYS (Санк-Петербург, 2003); международной научной конференции «Вычислительно-информационные технологии для наук об окружающей среде» (Новосибирск, 2005); международной научной конференции «Black Sea-Mediterranean corridor during the last 30 ky: sea level change and human adaptation», Турция, Стамбул, 2005.

Публикации. По теме диссертации опубликовано 7 работ, в том числе 6 статей в рецензируемых изданиях и 1 тезисы докладов.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, 5 глав, заключения и списка использованной литературы. Работа включает 155 стр. текста, 57 рисунков, 20 таблиц, и список литературы из 185 наименований, в том числе 80 зарубежных работ.

Работа выполнена при поддержке РФФИ (гранты 02-05-06172мас (в рамках проекта 01-05-65432а), 03-05-64544) и Минпромнауки РФ по ФЦП «Школа тропической метеорологии».

Краткое содержание работы

Во введении обоснована актуальность проблемы, сформулированы цели и задачи исследований, отражена научная новизна и практическая значимость полученных результатов.

Глава I. Климатические события позднего плейстоцена и голодена.

Пал ео климатические реконструкции Основными способами количественной реконструкции климатических условий прошлого являются- а) изотопные методы направленные на анализ содержания 180 и других изотопов в морских отложениях, ледниковых кернах, повторно-жильных льдах, кораллах, и др.; б) геохимические методы, в которых в качестве индикаторов используется содержание ионов Са2+, и др., в морских осадках; в) палинологические методы; г) геоморфологические методы; д) дендроклиматические методы, и др. Приведем некоторые оценки точности реконструкций климатических характеристик. Например, с помощью кислородно-изотопных и геохимических методов температура поверхности океана восстанавливается с точностью до 0.5 °С [Борзенкова, 2002]. На суше использование палеоботанических данных позволяет реконструировать сезонные и годовые температуры в точках взятия проб с максимальной точностью ±1 °С, а годовые суммы осадков — ±25 мм. [Климанов, 1996; Борзенкова, 2002].

Согласно результатам реконструкций, в эпоху позднеплейстоценового криохрона (около 21 т.к.л.н.) температура приземного воздуха, осредненная по территории суши Северного полушария, была ниже современной примерно на 4-5°С, а годовая сумма осадков сократилась на 40% по сравнению с современной [Величко, 1989].

В эпоху максимума голоценового потепления температура была выше современной примерно на 1.2-1.5 градуса [Борзенкова, 2002; Величко, 1989;

Климатов 1996], причем максимальные аномалии (3-4°С), наблюдались в высоких широтах. Годовая сумма осадков была несколько выше нынешней (на 15-20%), максимальные отклонения, в 2-3 раза превышающие современный уровень, наблюдались в Северной Африке и Аравии [Величко, 1989; Harisson, 2000].

Генезис изменений климата. Изменения климата в четвертичную эпоху обусловлены орбитальными флуктуациями инсоляции на внешней границе атмосферы [Миланкович, 1939; Berger, 1978] и комплексом обратных связей, включающих эффекты запаздывания, «переброса» и стохастического резонанса [Wiesenfeld, Moss, 1995; Кислов 2005] Согласно результатами моделирования, переход от позднеплейстоценового криохрона к голоцену является климатическим откликом на сильное радиационное воздействие (глава П).

Процесс общего потепления, развившийся в послеледниковье (18 - 10 т.к.л.н ), неоднократно прерывался резкими похолоданиями, отличающимися значительной амплитудой и относительно небольшой продолжительностью (несколько сотен лет). Эти короткопериодные климатические колебания, напоминающие события Дансгора-Эшгера [Sarnthein, Stattegger, Dreger, 2001], называют дриасовыми похолоданиями. Наиболее ярко в Северной Америке и в Европе проявилось последнее из них, а именно - молодой дриас (10.3-11 т.к.л.н ). По данным реконструкций [Климанов, 1990], величина среднегодовой отрицательной аномалии температуры в Европе и Северной Америке достигала 6. .8 "С. Возникновение дриасовых похолоданий обычно связывают с ослаблением термохалинной циркуляции в Северной Атлантике, произошедшей по причине распреснения поверхностных вод вследствие резкого увеличения пресноводного речного и айсбергового стока [Broeker, 1989; Keegwen 1993; Esuer, 2001]

Глава П. Моделирование глобальных климатических событий позднего плейстоцена и голоиена.

Международный проект PMIP (Paleoclimate Model Intercomparison Project). Обоснованные объяснения генезиса климатических колебаний являются главной целью международной программы РМГР, ориентированной на моделирование контрастных климатических эпох палеовремени, наиболее полно освещенных эмпирическими данными реконструкций, а именно -позднеплейстоценового похолодания (21 тысяч календарных лет назад -т.к.л.н.) и теплого события середины голоцена (атлантический оптимум) (6 т.кл.н.).

Таблица 1. Модели общей циркуляции атмосферы, участвующие в PMIP I

Название модели Организация и страна. Разрешение Модели *

BMRC Bureau of Meteorology Research Center, Австралия R21L19 "

ССС2 Canadian Center for Climate Modeling, Канада R32L10 ••*

ССМЗ National Center for Atmospheric Research, Канада T42L18 •»

CCSR1 Center for Climate System Research, Япония T21L20 »*«

CLIMBER University of Potsdam, Германия 7xl8Ll *»*

CNRM2 Centre National de Recherches Meteorologie, Франция T31L19 "

csmo Comentific and Industrial Research Organis., Австралия R21L9 «

ЕСНАМЗ Max-Plank Institute fur Meteoropogie, Германия T42L19 »*

GEN2 National Center for Atmospheric Research, США T31L18

GFDL Geophysical Fluid Dynamics Laboratory, США R30L20 *«

GISS Goddard Institute for Space Studies, США 72x46L9 "

LMD4 Laboratoire de Meteorologie Dynamique, Франция 48x36Lll***

LMD5 Laboratoire de Meteorologie Dynamique, Франция 64x50Lll***

MRI2 Meteorological Research Institute, Япония 72x46L15***

MSU МГУ им. Ломоносова, Россия 24xl8L3 *»*

UGAMP Universities Global Atmospheric Modeling Progr., Англия T42L19 •••

UIUCH University of Illinois Urbana-Champaign, США 72x46Lll •*

VKMO UK Meteorological Office, Англия 96x73L19 **

YONU Yonseu University, Корея 72x46L8 »*

Примучаицц-

* под горизонтальным разрешением понимаются спектральные моды (К -ромбоидальное усеченне сферических функций, Т - треугольное), или число узлов широтно-долготной сетки, Ь - количество вертикальных уровней. " участие МОДА в экспериментах по воспроизведению современного климата и климата теплого события голоцена б т.к_л.н.

*** участие МОДА в экспериментах по воспроизведению современного климата, теплого события голоцена 6 т.кл.н. н позднеплейстоценового криохрона 21 т.кл.н.

Таблица 2. Граничные условия и параметры в экспериментах РМТР L

Граничные условия «Базовый» эксперимент * 6 T.KJ1.H. 21 Т.КЛ.Н.

ТПО и морские льды Современные Современные Расчетные, или заданные по результатам CLIMAP.

Альбедо льдов, океана а также ландшафтов суши Современные Современные Современные

Континентальные льды Современные Современные Заданные по результатам реконструкций [Peltier, 1994]

Уровень моря Современный Современный -105 м. [CLIMAP],

Оптическая толщина аэрозоля Современная Современная Современная

Солнечная постоян-ная 1365 Вт/м2 1365 Вт/м2 1365 Вт/м2

Параметры орбиты " Есс=0.016724 ° е=23 .446 0 Х=102.04 ° Есс=0.018682 ° 6=24.105° Х=0.87 0 Есс=0.018994 ° е=22.949 ° Х=114.42°

Концентрация СО?" 280 ррт (доиндустриаль-ный уровень) 280 ррт 200 ррт

Примечания.

«базовый» эксперимент является тестовым и направлен на воспроизведение современного климата.

** параметры орбиты: Есс - эксцентриситет орбиты, г - угол наклона плоскости экватора к плоскости орбиты, Х-гелиоцентрическая долгота перигелия

В первой стадии PMIP (с 2005 г. выполняется вторая фаза проекта - РМТР П) участвовало 19 МОЦА (табл. 1.), многие из которых принимали участие и в других родственных проектах: AMIP, CMIP, SMIP, и др.Тестирование качества моделей заключалось в воспроизведении современного климата. Оно показало [Joussame, Taylor, 2001], что в целом МОЦА правильно воспроизводят основные глобальные особенности атмосферной циркуляции, термического режима и увлажнения. Следующим этапом явилось моделирование условий контрастных климатических эпох. В рамках PMIP осуществлялось 2 типа экспериментов Первый - с фиксированной температурой поверхности океана (ТПО), которая для позднеплейстоценового криохрона задавалась согласно [С1ЛМАР, 1976]. Второй - с ТПО, рассчитываемой по подключенной к МОЦА

модели деятельного слоя океана. В данной работе использовались результаты экспериментов с фиксированной ТПО, которые оказались более надежными результаты.

Граничные условия и параметры (табл.2) формируются из предположений о причинах климатических изменений, которые были изложены в главе I. Используются данные всех МОЦА, за исключением CLIMBER, MSU и LMD4, пространственное разрешение которых признано слишком грубым для оценок регионального масштаба.

Результаты моделирования глобального климата 21, II, и 6 т.к.л.н. Анализ результатов 16 МОЦА продемонстрировал значительно более холодные, по сравнению с современным состоянием, условия. Величина среднегодовой отрицательной аномалии над сушей составила, в среднем, 5°С, максимальные значения (до 30°С) приурочены к ледовым полям Скандинавии и Северной Америки. Все модели воспроизвели рост засушливости во внетропических широтах - осреднение модельных результатов свидетельствует о том, что осадков в Северном полушарии стало выпадать на 35-40% меньше, чем в современных условиях. В целом, результаты моделирования неплохо соответствуют данным реконструкций (глава I), причем следует подчеркнуть, что величина межмодельного разброса оказывается, как правило, меньше значения самих аномалий. Анализ циркуляционных эффектов [Kageyama, 1998; Суркова, 2003] показал, что в эпоху позднеплейстоценового криохрона все МОЦА воспроизвели ослабление муссонной циркуляции в тропиках, усиление западного переноса и бароклинной неустойчивости в умеренной зоне.

Нарастание инсоляции на внешней границе атмосферы в северном полушарии в летние месяцы в послеледниковье и в начале голоцена стали причинами существенных изменений климата. Над сушей северного полушария, согласно результатам моделирования, зима был несколько холоднее современной, (на 0.5-1 °С), а температура летнего сезона была выше на 1-2 °С, причем последняя величина оказалась статистически значимой.

В работе [Кислов, 1993] было выполнено моделирование климата молодого дриаса. Выполнялась оценка реакции климата на отрицательную аномалию температуры поверхности Северной Атлантики, заданную по данным [Муратова, 1990]. В зимнее время температура воздуха в Европе и Северной Америке оказалась, в среднем, на 6...8 градусов ниже современной, а летом - на 3...5 градусов, что неплохо соответствует результатам реконструкций. Годовая сумма осадков, и их сезонное распределение в умеренной климатической зоне практически не отличались от современных.

Одним из важнейших механизмов климатической изменчивости рассматриваемого масштаба является распреснение вод океана и нарушение термохалинной циркуляции Северной Атлантики. С целью проверки того, способно ли реконструированное на суше количество талой воды обеспечить этот эффект, выполнялось моделирование «океанской ветви» данного события. Численные эксперименты осуществлены на модели общей циркуляции океана (МОЦО) ИВМ РАН [Алекссеев, Залесный, 1993]. В МОЦО в устье реки Св. Лаврентия подключался пресноводный источник интенсивностью 0.35 ву, действующий 4 модельных года. Эти параметры заданы по данным палеогидрологических реконструкций [Ьеуегш^оп, 1994]. Модельная реакция Северной Атлантики оказалась квазилокальной и не вызвала климатически значимых изменений. С одной стороны, это может быть связано с отсутствием обратных связей модельного океана с атмосферой. Однако, с другой стороны, известно, что современные модели совместной циркуляции океана и атмосферы недостаточно хорошо воспроизводят глобальный отклик климатической системы на локальные воздействия [МапаЬе, ЗЮиЙГег, 1997; 51оскег,2002].

Глава III. Качество моделирования современного температурного режима и условий увлажнения Восточно-Европейской равнины.

Используемые данные. В данной работе использовались следующие модельные и эмпирические данные.

1 Результаты моделирования: среднемесячные поля приземной температуры, осадков и испарения, представляющие собой результаты МОЦА, полученные в рамках экспериментов PMIPI по воспроизведению современного климата, а также условий б и 21 т.кл.н.

2. Современные климатические данные: среднемесячные поля приземной температуры, осадков и испарения реанализа NCEP/NCAR, реанализа ECMWF, архива LEEMENS; архивные данные об осадках GPCP, LEGATES и JAEGER. При оценке качества воспроизведения моделями годового речного стока на ВЕР, результаты моделирования сопоставлялись со средними многолетними данными гидрологических наблюдений.

3 Лалеореконструщии. а) температурного режима и условий увлажнения ВЕР; б) динамики уровненного режима Черного и Каспийского моря; в) гидрологического режима рек ВЕР в позднеледниковье.

Методика оценки качества модельных данных. Валидация МОЦА должна выполняться с акцентом на специфику решаемых задач. В данной работе основное внимание уделяется приземным климатическим величинам, поэтому оценивалось качество моделирования средних многолетних месячных и годовых значений температуры, осадков и испарения. Валидация МОЦА осуществлялась в пределах области, включающей большую часть ВЕР (20° -60° в.д., и 45° - 65 ° с.ш.).

1.В каждом узле регулярной сетки 2.5x2.5° вычислялись разности между модельными и «эталонными» климатическими величинами, перечисленными выше. Для осадков и испарения рассчитывалась относительная ошибка. Помимо разности «модель минус климат», был вычислен межмодельный среднеквадратический разброс оцениваемых величин.

2 .Вычислялись разности «модель минус климат» для территорий с разными площадями. Сначала для каждой элементарной ячейки размером 2.5x2.5° вычислялись разности «модель минус климат», затем эта процедура выполнялась для результатов осреднения между двумя соседними ячейками, затем между 4, 8, 16, 32, 64, и, наконец, 128 ячейками, покрывающими большую часть ВЕР. Подобная процедура позволяет установить зависимость ошибки от площади территории, по которой производится осреднение.

3.Оценивалось качество воспроизведения МОЦА пространственной изменчивости климатических полей на ВЕР путем сравнения модельного и фактического среднего квадратичного отклонения (СКО) по пространству. Помимо этого, анализировался коэффициент пространственной корреляции между фактическими и модельными климатическими полями.

4 .Выполнялся расчет некоторых климатических характеристик, позволяющих интегрально оценить качество сезонной изменчивости модельного климата. Это разность между модельной и реальной амплитудами годового хода приземной температуры, индекс континентальности Хромова, и гидротермический коэффициент Селянинова.

Если разница между реальной и модельной среднегодовой температурой или СКО, осредненной по всей ВЕР, оказывалась по модулю больше 1 °С, а осадков и испарения (и их СКО) - более 10 %, то считалось, что модель неадекватно воспроизводит температуру и режим увлажнения. Большие погрешности означают несоответствие модельных и реальных климатических условий, когда, например, вместо климата средней полосы реализуются таежные или степные условия.

Результаты валидацин МОЦА. Выявлены значительные ошибки воспроизведения среднегодовых климатических характеристик на территории ВЕР ансамблем 16 МОЦА. Так, ошибка среднегодовой температуры составила, в среднем, 1-2 °С, а осадков и испарения - 30-40%. Большинство МОЦА воспроизводят значительно большую, по сравнению с реально наблюдаемой, амплитуду годовой температуры на ВЕР, генерируя более континентальный

климат (ошибка, в среднем, составляет 3-4 °С, при этом максимальная ошибка (у моделей ВМЯС, ССБИ, ШАМР) достигает 10 °С. Большая часть моделей переувлажняют рассматриваемую территорию (в основном, за счет таежных районов, где осадков оказывается в 1.5-2 раза больше по сравнению с наблюдаемыми), в результате чего гидротермический коэффициент Селянинова оказывается сильно завышенным. Одновременно, на юге ВЕР отмечается дефицит осадков (преимущественно за счет значительных погрешностей во время теплого полугодия). Межмодельный разброс среднегодовой температуры составляет по ВЕР, в среднем, 2 "С, а осадков - 40% от годовой нормы. Плохо воспроизводится и пространственная структура полей: ошибки пространственного СКО составляют для температуры около 2°С, а для годовой суммы осадков они достигают 30-40 %.

Ш)

А Т/С

ел ио га ол -2.0 ■АЛ -«.О ■&0 ■10.0 -12.0

Н»

б) ДР.%

зол ».о _ ю.о 0.0

-10.0 -20.0 -30.0

I

*

1 ♦

♦

в. млн. км2

Рис. 1. Зависимость модельной ошибки от площади осреднения для а) среднегодовой приземной температуры (Т, °С), б) годовой суммы осадков (в % от наблюдаемой годовой нормы).

На рис. 1 представлена зависимость модельной ошибки для температуры и осадков от площади осреднения. Видно, что ошибки выходят на постоянной уровень при осреднении результатов по площади, превышающей 1 5-2 млн. км2 Оценка качества каждой модели показала, что только 3 МОЦА (вГОЬ, СЯПЮ, ЦКМО) адекватно воспроизводят все выбранные климатические показатели. При этом сезонную изменчивость хорошо воспроизводят 2 МОЦА - СБПЮ и ЦКМО, а для расчета годовых характеристик целесообразно применять данные следующих МОЦА: ССМЗ, СБШЗ, вЕГО, вИЯ,, вКв, ЦКМО. Ошибка среднегодовой приземной температуры по данным этого ансамбля составляет 0.2 °С, осадков - 5% , а испарения - 7% годовой суммы; амплитуда годовой температуры оказывается завышена на 1.3°С, а ошибка коэффициента Селянинова составляет 0.1. По-видимому, использование полного ансамбля МОЦА для решения прикладных задач оказывается нецелесообразным -необходимо отбирать «лучшие» модели. Однако нет сомнений в том, что подобный ансамбль будет регионально зависимым.

Итак, в результате жесткой селекции, число членов ансамбля МОЦА, с помощью которых можно успешно воспроизводить климатические условия 6 т.к.л.н. сократились до 6, а позднеплейстоценового криохрона - до 3. В таком случае, невозможно оценивать межмодельный разброс моделируемых характеристик, который является одной из важнейших мер статистической достоверности воспроизводимых событий. Поэтому мы выполнили более «мягкий» отбор МОЦА, исключив из рассмотрения только те модели, которые воспроизводили среднюю годовую температуру воздуха с погрешностями более, 1.5 °С, осадков и испарения - более, чем 25% годовой сумы. В итоге, для описания климатических условий 6 т.к.л.н. на территории ВЕР отобрано 10 МОЦА: ССС2, ССМЗ, СБШО, ЕСНАМЗ, вЕГО, ОГОЬ, ОКБ, ШАМР, ЦКМО, У01Чи, а для изучения климатических условий позднеплейстоценового криохрона - 7 МОЦА: ССС2, ССМЗ, ЕСНАМЗ, вЕШ, вГОЬ, 1ГСАМР, УОЖГ Отметим, что ансамбль этих МОЦА дает результат, близкий к ансамблю 6 «лучших», речь о котором шла выше.

Глава IV. Моделирование температурного режима и условий увлажнения Восточно-Европейской равнины в условиях позднего плейстоцена и голоиена.

Позднеплейстоценовый криохрон. Многочисленные результаты палеогеографических исследований свидетельствуют о формировании на ВЕР 21 т.к.л.н. холодного и засушливого климата. Осадков выпадало, в среднем, на 30-40% меньше, чем в современных условиях. Максимальные температурные аномалии наблюдались в зимние месяцы над областями ледникового щита в северо-западных районах ВЕР (13-15 °С), а минимальные - в низовьях Волги и на Северном Кавказе (3... 5 °С).

Величина аномалии средней годовой температуры, воспроизведенная ансамблем из 7 «лучших» МОЦА, составила в среднем по территории ВЕР 7-8 °С при межмодельном разбросе порядка 3-4 °С, что указывает на ее статистическую значимость. Сезонная изменчивость температуры характеризуется существенно большей (на 8-10 °С), по сравнению с современной, амплитудой годового хода. Осадков по данным моделирования выпадало на 30-40 % меньше, чем в настоящее время. В холодное полугодие их максимальная аномалия (60-70% от их современной сезонной суммы) отмечена над ледовыми и мерзлотным полям Карелии, Скандинавии и современного Баренцева моря. В теплое время года отрицательная аномалия осадков максимальна на Урале (50-60 %). Следует отметить, что при значении межмодельного разброса в 25-30%, дефицит осадков статистически значим. Испарение по данным моделирования уменьшилось на 20-30 % на большей части ВЕР (что также близко к значению межмодельного разброса). В целом, по результатам моделирования, климатические условия ВЕР напоминали современный климат Якутии, с суровой зимой, прохладным летом и годовой суммой осадков порядка 300-350 мм, что хорошо согласуются с данными реконструкций [Хотинский, 1989].

Молодой дриас Согласно результатам палеореконструкций, термический режим ВЕР в это время был близок к позднеплейстоценовому

[Зубаков, 1986; Климанов, 1996]. Об этом свидетельствуют и данные численного моделирования. В холодное полугодие температура была ниже современной на 8... 10 °С, а в теплое - на 3... 5°С. Преобладание стланиковой и степной растительности в эту эпоху [Хотинский, 1989] говорит о том, что климат был суше современного. Однако по данным [Сидорчук, Панин, Чернов, 2002; ЯойисН 1991] сток рек ВЕР (в том числе, в эпоху молодого дриаса) был больше современного. Согласно результатам моделирования, по режиму увлажнения молодой дриас был близок к современным условиям.

Атлантический оптимум голоцена (6 т.к.л.н.) Результаты моделирования показали, что статистически значимая положительная аномалия летней температуры на территории ВЕР, явившаяся реакций на положительную аномалию инсоляции на внешней границы атмосферы, составила 1.5-2°С. Осадков по данным моделирования выпадало примерно на 5 % меньше, чем в настоящее время. Это существенно меньше величины межмодельного разброса, который, в среднем по ВЕР, колеблется около 20%. Таким образом, аномалия осадков, воспроизведенная МОЦА, оказывается статистически не значима. Результаты моделирования температуры и осадков хорошо совпадают с данными реконструкций в средней полосе и на юге России, и существенно отличаются в субарктических районах.

Глава V. Моделирование ваоиаиий речного стока с ВосточноЕвропейской равнины в позднем плейстоиене и голоиене и колебания уровней Черного и Каспийского морей.

Методы воспроизведения речного стока. Моделирование вариаций стока, с одной стороны служит критерием качества воспроизведения МОЦА режима увлажнения изучаемого региона, а с другой позволяет оценить региональный отклик стоковой составляющей водного баланса на глобальные изменения климата. Верификация климатических архивов и данных МОЦА проводилась индивидуально только для одной реки - Волги Другие реки ВЕР существенно меньше, осреднение по их бассейнам составляющих водного баланса, а значит и вычисление годового стока с их водосборов,

осуществляется с большими погрешностями (Глава Ш). В этом случае рассчитывались величины суммарного стока всеми реками, принадлежащими к бассейнам Каспийского, Черного и Балтийского морей, а также морям европейской Арктики.

Существует ряд способов воспроизведения речного стока посредством различных гидрологических моделей, спектр которых весьма велик - от простых балансовых [Георгиади А.Б., Милюкова, 2002; Шмакин, Попова, 2003], до сложных гидродинамических, основанных на уравнениях Сэн-Венана [Дебольская, 2003]. Однако, вне зависимости от используемых подходов, водно-физические свойства почв и растительности задаются параметрически и, часто, в соответствие с их современными значениями. Это порождает большую неопределенность результатов. Поэтому в данной работе использован следующий простой метод моделирования гидрологического режима ВЕР.

В пределах перечисленных выше водосборов (с учетом площадей

элементарных ячеек (2.5x2.5°), и с учетом долей ячеек на границах бассейнов)

вычислялись годовые суммы осадков (Р) и испарения (£), годового слоя стока

(У = Р-Е) и расхода воды в замыкающем створе. Отметим, что при

использованной дискретизации территории, площадь, например, волжского

бассейна определяется данным методом с погрешностью 1%.

Таблица 3. Средние многолетние осадки (Р) и испарение (Е) в условиях современного климата, осреднеиные по волжскому бассейну, и вычисленная величина климатического слоя стока (Р-Е) *

ДАННЫЕ ОСАДКИ, ММ ИСПАР, ММ елок, ММ РАСХОД, М7С*

ГСЕР 590 586 4 163

ЕСМ\¥ 507 431 76 3096

бРСР 543 -

677 - - -

ЬЕЕМЕШ 474 437 37 1512

ШтАТЕв 538 - -

АНС 555 489 66 2697

НАБЛЮД 179 7320

Прочерки означают то, что данный источник информации содержит только лишь климатологию осадков, АН С- результат осреднения всех сортов информации, НАБЛЮД - средние многолетние гидрологические характеристики Волги, полученные по данным наблюдений на станции Верхнее Лебяжье.

Таблица 4. Качество воспроизведения моделями современного годового стока (км3) с Восточно-Европейской равнины и части Скандинавского полуострова (под ошибкой относительное отклонение в % от современного среднего многолетнего объема стока).

МОЦА БАССЕЙНЫ

ЧЕРНОЕ МОРЕ КАСПИЙ АРКТИКА БАЛТИКА

СТОК ОШИБКА СТОК ОШИБКА СТОК ОШИБКА СТОК ОШИБКА

вмяс 88,9 -71 105 -62 174,2 -62 377/) -20

ССС2 214,4 -31 266,2 -3 440,6 -3 51М 10

ссмз 349,9 12 330,1 20 422,5 -7 535,6 14

ССБЛ 3723 19 23&5 -13 307,2 -32 491,1 4

сжм1 268,3 -14 225,6 -18 407,4 -10 568,6 21

СБПЮ 260,9 -14 248,4 -10 272,8 ■40 372,7 -21

ЕСНАМЗ 201,0 -35 210,7 -23 462,7 2 488,7 4

(ЗЕ№ 274,6 -12 139,6 -49 222,4 -51 402,9 -14

ата. 260,6 -17 107,6 -61 250,6 -45 416,4 -12

СТБв 110,6 -65 131,1 -52 277,2 -39 308,1 -35

ьм05 673,8 116 208,3 •24 201,6 -55 330,2 -30

ми2 255,4 -18 165,9 -40 308 -32 425,4 -10

1гсам 376,1 20 264,8 -3 407,5 -10 450,1 -4

икмо 350,6 12 160,6 -41 339,6 -25 496,3 5

ишс 521,5 68 22ЗД -17 251,8 -44 434/1 -8

УОШ 586,2 87 301,0 10 262,3 ■42 414^ -12

АНС* 317 (±142) 4 (±49) 207 (±67) -25 (±32) 313 (±90) -31 (±19) 439 (±71) -7 (±15)

ЛУЧШ** 308 (±37) -1 (±¡2) 263 (±34) -4 (±13) 428 (±21) -б (±5) 454 (±49) -4 (±11)

НАБЛ*" 312 - 274 - 453 - 471 -

Пррмучяция

* здесь и в табл. 5, б - ансамбль из 16 МОЦА РМТР, в скобках указаны значения межмодельного разброса, характеризуемые СКО (±«У), ** здесь и в табл. 5, 6 -ансамбль МОЦА, относительно успешно воспроизведший объемы стока с ВЕР (эти МОЦА выделены жирным шрифтом), "* наблюдаемые средние многолетние объемы сток».

Вначале оценивалось качество имеющихся в нашем распоряжении климатических архивов осадков и испарения путем сопоставления фактически измеренной величины среднего многолетнего расхода («гидрометрическим» расходом и стоком) в замыкающем створе Волги (ст. Лебяжья) с рассчитанными по вышеозначенной методике («климатическим» расходом и

стоком). Получилось, что ни один из используемых климатических архивов не может быть использован для расчетов стока и служить эталоном при проверке результатов моделирования (табл. 3)

Оценка качества моделирования представляла собой сравнение объемов среднего многолетнего годового стока по указанным выше четырем водосборам, вычисленного по результатам моделирования с гидрометрическим данными. Результаты оценки качества воспроизведения МОЦА характеристик годового стока с ВЕР приведены в табл. 4. Если относительная ошибка воспроизведения объемов стока AY/Y (для каяадого водосбора) лежала в пределах - 20% < ЛК/У < 20%, то результат моделирования считался «удовлетворительным», поскольку хоть он и существенно отличался от среднемноголетнего, но все же попадал в границы экстремальных колебаний стока, характеризуемой величиной ±oY. Соответственно, в случае превышения этих пределов результаты МОЦА считались нереалистичными. Отобранные в соответствии с такими критериями МОЦА, рассматривались как «лучшие» и в дальнейшем, при исследовании гидрологического режима контрастных климатических эпох прошлого, в первую очередь использовались именно их результаты. И вновь проявилась проблема региональной зависимости результатов моделирования: для каждого водосбора определился свой ансамбль «лучших» МОЦА. По всем четырем бассейнам более или менее успешно годовой сток воспроизвели только модели ССМЗ и UGAMP.

Гидрологический режим ВЕР 21 т.к.л.н. В таблице 5 приведены результаты модельных расчетов годовых объемов стока в эпоху позднеплейстоценового криохрона. Сток с бассейнов европейской Арктики и Балтики не анализируется, поскольку эти территории были частично заняты ледниковым щитом, что затрудняет сопоставление с современным гидрологическим режимом. По данным палеореконструкций, южная граница ледника находилась к северу от водораздела между бассейнами Балтики, южных морей и Арктики [Каплин, Свиточ, 2005] поэтому притока талых ледниковых вод в бассейны Каспийского и Черного морей не

предусматривались Все МОЦА воспроизвели значительное снижение среднегодового стока рек, впадающих в Черное и Каспийское моря по сравнению с современным. В первую очередь, это связано с уменьшением годовой суммы осадков Межмодельный разброс слоя стока составляет 1417%, так что полученная аномалия оказывается статистически значимой величиной.

Таблица 5. Годовой сток, км3, в Каспийское и Черное моря 21 т.клл, воспроизведенный МОЦА, н его относительного отклонения, % от современного.

МОРЕ МОЦА ЧЕРНОЕ МОРЕ КАСПИЙ

сток КМ5 ОТКЛ,% СТОК, КМ3 ОТКЛ,%

ССС2 273,1 27 163,7 -31

ссвя 154,8 -41 107,7 -м

ЕС НА 280,8 43 157,1 -26

136,2 -61 57,2 -59

575,2 -15 209,£ 0.5

МИ 12 16», 9 -31 176,4 6

ивАМР 263,0 -32 94,: -64

АНС* 262 (±70) 115 (±17, -33(±13)

ЛУЧШ 175.5 ■41 128, < -50

Таблица б. Годовой сток, км3, в Каспийское и Черное моря б т.кл.н., воспроизведенный МОЦА, и его относительного отклонения, % от современного

МОРЕ МОЦА ЧЕРНОЕ МОРЕ КАСПИЙ АРКТИКА БАЛТИКА

сток ОТКЛ, СТОК ОТКЛ СТОК ОТКЛ СТОК ОТКЛ

ВМЯС 346,7 289 336,1 232 564,5 224 896 84

ССС2 221,9 4 278,6 5 425,7 -3 494,1 -6

ССМЗ 382,7 9 391,7 19 419,1 -1 517,5 -3

ССвй 317,1 -16 207,2 -13 311,7 1 442,2 -10

С1ЖМ1 202,3 -26 195,2 -14 404,9 -1 580,4 2

СЭШО 76,5 -71 121,1 -51 217,5 -20 303,3 -19

ЕСНАМЗ 145,0 -28 171,7 -18 446,8 -4 801,0 3

<ЗЕШ 296,2 8 138,1 -3 193,9 -13 366,6 -9

ота. 263,8 1 111,8 4 249,8 0 446,7 7

вкв 93,2 -16 154,1 18 315,3 14 279,9 -9

1ЛЮ5 1086,4 61 414,8 100 315,3 56 652,4 98

ММ2 266,1 0 152,1 -8 238,5 -23 408,7 -4

ШАМР 367 -2 256,2 -3 322,8 -21 371,6 -17

икмо 379,2 8 165,9 3 293,7 -14 405,8 -18

ишс 526,7 1 166,4 -32 243,8 -8 390,1 -10

УОШ 594,9 2 297,3 1 258 -2 412,4 -1

АНС' 354(±Н6) 14{±38) 220(±47) 15(±35) 32в(±49) 12(±29) 4Щ±57) 6(±16)

ЛУЧШ 320 (±30) -2 (±6) 255(±37) -5 (±8) 404 (±18) -6 (±4) 459 (±33) 1(±б)

Гидрологический режим ВЕР 6 т.к.л.н. Анализ многочисленных результатов реконструкций показывает, что в эпоху оптимума голоцена увлажнение ВЕР, в целом, мало отличалось от современного [Варущенко 1987; Величко А.А., 1989; Климанов В.А.,1996]. То же самое получается и по результатам моделирования (глава IV). В табл. 6 приведены результаты модельных расчетов. Хорошо видно, что как по результатам полного ансамбля МОЦА, так и по данным «лучших» моделей аномалии стока на территории ВЕР 6 т.к.л.н. получились незначительными и не вышли за пределы межмодельного разброса.

Гидрологический режим ВЕР в эпоху молодого дриаса. Согласно результатам моделирования [Кислов, 1993], годовые суммы осадков и испарения в эту эпоху мало отличались от современных. Тем не менее, по данным реконструкций [Панин, Сидорчук, Баслеров, 2000; Rotnicki, 1991], 1011 т.к.л.н. максимальные расходы рек ВЕР были выше современных в 2-3, а в отдельных случаях - в 4-5 раз. Мы предполагаем, что имело место внутрисезонное распределение стока, связанное, в первую очередь, с увеличением периода снегонакопления, наличием вечной мерзлоты на значительной части ВЕР, и бурного нарастания тепла весной за счет положительной аномалии инсоляции на внешней границе атмосферы. Выполненные на основе результатов моделирования оценки продолжительности снегонакопления, позволили оценить аномалию снегозапаса в бассейнах тех рек ВЕР, по которым имеются результаты палеогидрологических реконструкций (Сейм, Хопер, Вычегда). Используя кривые обеспеченности, построенные для исследуемых рек на основе современных гидрологических данных, мы оценили вклад моделируемой аномалии снегозапаса в сток половодья с учетом и без учета гидрологических потерь. В первом случае оказалось, что максимальные расходы половодья могли быть выше современных примерно в 1.5 раза, а с учетом потерь - в 2.5 раза. Таким образом, реконструируемый в [Панин, Сидорчук, Баслеров, 2000; Rotnicki, 1991] рост стока в эпоху молодого дриаса по всей видимости связан с

увеличением стока половодья при неизменных годовых суммах. Отметим, что полученные результаты носят оценочный характер, поскольку на масштабах исследуемых рек МОЦА воспроизводят климатические характеристики со значительными погрешностями (глава Ш). Ситуацию исправляет возможность привлечения современных данных наблюдений, в виду того, что МОЦА воспроизвели годовые суммы осадков для эпохи молодого дриаса на территории ВЕР, близкие к современным.

Вариации уровней Каспийского и Черного морей в последние 25 т.к.л.н. При изменении водного баланса, сопровождающего изменения климата, положение уровня бессточного моря будет меняться до тех пор, пока не займет равновесное состояние [Калинин, 1968]. Условие равенства приходной и расходной части водного баланса для бессточного водоема с площадью/ будет выглядеть следующим образом:

где Р - площадь водосбора озера, У - сток с водосбора площадью Р, е-Е-Р - «видимое» испарение с зеркала озера. Изменения площади озера относительно современного уровня можно записать так:

Здесь величины с индексом «О» относятся к современным климатическим условиям, а величины АУ и Де характеризуют отклонения стока и видимого испарения от современных значений.

Изменения уровня ЛИ связаны с хорошо известной для каждого бассейна эмпирической зависимостью, определяемой морфологией дна и берегов. Используя ее можно записать выражение для оценки изменений уровня моря за счет влияния изменений стока, площади бассейна и видимого испарения:

е/ = ¥Р

(1)

V АУ Д^ Де

/о Уа Го ео

(2)

Итак, на основе данных, представленных в табл. 4,5, по формулам 1-3 были вычислены уровни Черного и Каспийского морей 21 т.к.л.н. В изменении площади и уровня Каспийского и Черного морей главную роль сыграло первое слагаемое уравнения (4), описывающее вклад изменений речного стока. Величина Де/е0, оценена в работах [КЫоу, Биткоуз, 1997, К1з1оу, Тогороу, 2006]. Показано, что в условиях криохрона 21 т.к.л.и. вклад этого слагаемого не превышал 10 % от изменений, определяемых вариациями речного стока.

Результаты расчетов приведены на рис. 2. Видно, что площадь, занимаемая Каспийским морем 21 т.к.л.и. согласно данным моделирования оказалась почти вдвое меньше современной. Береговая линия примерно соответствует современной изобате -70 метров, то есть уровень моря был на 40 метров ниже современного. Уровень Черного моря по результатам моделирования оказался на 200 метров ниже нынешнего. Тот факт, что модели воспроизвели падение уровня в эпоху позднеплейстоценового криохрона, позволяет предположить, что это соответствует ательской регрессии Каспия [Варущенко, Варущенко, Клиге, 1987]) и посткарангатской регрессии Черного моря [Свиточ, 2003; Каштан, Щербаков, 1986]. а) б)

Рис. 2. Площадь Каспийского и Черного морей в эпоху П01Д««плейстоценового криохрона, вычисленная на основе выходной информации об осадках и испарении «лучших» МОЦА (табл. 4,3); на враках - реконсруированные максимальные регрессионные состояния [Варущенко, Клиге, Клиге и др., 1998; Каолин, Щербаков, 1986]

Генезис хвалынской трансгрессии Каспия, максимум который наблюдался 13-15 т.к.л.н. [Свиточ, 2003], в данной работе не обсуждается, поскольку данная эпоха не обеспечены данными численного моделирования. В эпоху молодого дриаса уровень Каспийского и Черного моря уже мало отличался от современного - сказались малые отличий годовой суммы осадков от современной на территории ВЕР. На основе данных, представленных в табл. 4 и 6, по формулам 1-3 были вычислены уровни Черного и Каспийского морей 6 т.к.л.н. Согласно оценкам, выполненным в [КЫоу, Биткоуг, 1997] видимое испарение в эпоху оптимума голоцена было близким к современному. В итоге, согласно результатам моделирования уровни Каспийского и Черного морей в эпоху оптимума голоцена мало отличались от современных [ИвЬу А., Тогороу Р, 2006]. Близкие к современным состояния морей реконструируются и для теплой эпохи голоцена 6 т.к.л.н. [Рычагов, 1993; Свиточ, 2003].

Итак, анализ результатов численного моделирования показал, что нарастание средней планетарной температуры не всегда вызывает отклик гидрологического режима, по крайней мере, на региональном уровне. Этот результат интересен в аспекте грядущего глобального потепления.

Заключение.

Полученные в рамках данного исследования результаты позволяют сделать следующие выводы:

• Сопоставление результатов моделирования с данными реконструкций показали, что изменения климата в голоцене в общих чертах определяется механизмом Миланковича.

• Результаты моделирования показали, что уменьшение стока и регрессионные состояния Каспийского и Черного моря в эпоху максимума последнего оледенения, являются откликом на планетарные изменения климата, регионально выразившиеся в уменьшении годовых сумм осадков на территории ВЕР.

• Увеличение годовых сумм осадков в голоцене привело к росту объема речного стока, поэтому, начиная с середины голоцена, уровни морей

были близкими к современным. Для Черного моря, кроме этого, важным контролирующим механизмом являлся контакт с Мировым океаном. Анализ результатов численного моделирования продемонстрировал принципиальную неоднозначность отклика регионального гидрологического режима на глобальные климатические изменения, Моделирование реакции океана на катастрофический сброс талых вод в Северную Атлантику, который, согласно результатам палеореконстуркций, имел место около 11 т.кл.н., показало, что термохалинная циркуляция слабо отреагировала на сформировавшуюся аномалию солености.

Усиление руслообразующей работы рек, типичное для эпохи молодого дриаса, могло быть обусловлено внутригодовым перераспределением стока рек, поскольку рост снегозапаса и увеличение коэффициента стока, обусловленное наличием вечной мерзлоты, приводили к увеличению объема половодья.

Имеющиеся архивы гидрометеорологической информации неадекватно описывают реальную климатическую картину полей осадков и испарения.

СПИСОК РАБОТ, ОПУБЛИКОВАННЫХ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ.

1. Кислое А.В., Мошонкин С.Н., Торопов ПА Генезис похолодания Верхнего Дриаса. // Вестник МГУ, сер. Геогр., 2003, №3, стр. 15-23.

2. Торопов П. А. Верификация результатов моделирования климата Восточно-Европейской равнины. // В сб: «Международная конференция CITES-2005». Новосибирск, 2005, с.37-38.

3. Абудувайли Ц., Торопов П.А. Изменчивость ландшафтов котловин Восточного Тянь-Шаня в голоцене и в настоящее время. // Исследования Земли из космоса, 2005, №5, стр.63-77.

4. Торопов П. А Оценка качества воспроизведения моделями общей циркуляции атмосферы климата Восточно-Европейской равнины. // Метеорология и гидрология, 2005, №5, сгр. 5-21.

5. Kislov A., Toropov P. Black Sea and Caspian Sea level changes: Links to the East European river runoff and global climate changes. // In: IGCP 521 «Black Sea-Mediterranean Corridor during last 30 ky: Sea level change and human adaptation», First Plenary Meeting, Istanbul, Turkey, October 8-15, 2005, pp. 84-86.

6. Kislov A., Toropov P. Climate modeling results for the Circum-Pontic Region from he late Pleistocene to the mid-Holocene. // In: The Black Sea Flood Question: Changes in Coastline, Climate, and Human Settlement. Yanko-Hombach, V, A.S. Gilbert, N.Panin,& P.M. Dolukhanov. Dordrecht, The Netherlands, Springer, 2006.

7. Кислое A.B., Торопов ПА. Моделирование стока р. Волги в атлантический оптимум голоцена в рамках моделей общей циркуляции атмосферы //

_ _

"378®

Напечатано с готового оригинал-макета

Издательство ООО "МАКС Пресс" Лицензия ИД N 00510 от 01.12.99 г. Подписано к печати 15.03.2006 г. Формат 60x90 1/16. Усл.печл. 1,5. Тираж 150 экз. Заказ 159. Тел. 939-3890. Тел./факс 939-3891. 119992, ГСП-2, Москва, Ленинские горы, МГУ им. М.В. Ломоносова, 2-й учебный корпус, 627 к.

Содержание диссертации, кандидата географических наук, Торопов, Павел Алексеевич

Введение.

Глава I

Климатические события позднего плейстоцена и голоцена

1.1. Методы реконструкции климатов позднего плейстоцена и голоцена.

1.2. Реконструкция климатов позднего плейстоцена и голоцена.

1.3. Генезис колебаний климата в позднем плейстоцене и голоцене.

Глава II

Моделирование глобальных климатических событий позднего плейстоцена и голоцена

2.1. Основные принципы климатического моделирования.

2.2. Международный проект по моделированию палеоклиматов (PMIP).

2.3. Глобальные климатические события позднего плейстоцена и голоцена по результатам PMIP.

2.4. Моделирование климатических событий послеледниковья на примере молодого дриаса.

Глава III

Качество моделирования современного температурного режима и условий увлажнения Восточно-Европейской равнины

3.1. Методика валидации МОЦА и климатических данных.

3.2. Оценка качества воспроизведения средних многолетних приземных климатических полей ансамблем МОЦА PMIP.

3.3. Оценка качества воспроизведения климатических характеристик каждой

МОЦА PMIP.

Глава IV

Моделирование температурного режима и условий увлажнения Восточно-Европейской равнины в условиях позднего плейстоцена и голоцена

4.1. Температурный режим и условия увлажнения Восточно-Европейской равнины в эпоху позднеплейстоценового криохрона.

4.2. Температурный режим и условия увлажнения Восточно-Европейской равнины в голоцене.

Глава V

Моделирование вариаций речного стока с Восточно-Европейской равнины в позднем плейстоцене и голоцене и колебания уровней Черного и Каспийского морей.

5.1. Расчеты современного годового стока с Восточно-Европейской равиины на основе

Щ климатических данных и результатах численного моделирования.

5.2. Годовой сток с Восточно-европейской равиины по результатам моделирования в эпоху позднеплейстоценового криохрона и в голоцене.

5.3. Особенности гидрологического режима Восточно-Европейской равнины в эпоху молодого дриаса.

5.4. Моделирование вариаций уровней Каспийского и Черного морей в позднем плейстоцене и голоцене.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Температурный режим и условия увлажнения Восточно-Европейской равнины в контрастных климатических эпохах"

Прошлое может стать ключом к настоящему и будущему»

В. Берггрен, Ban Куверипг.

Актуальность проблемы. Естественным этапом развития методологии климатического прогноза является исследование динамики современного климата, а также построение теории палеоклиматов. Климатическим событиям прошлых эпох принадлежит особая роль, поскольку они демонстрируют значительные отклонения состояния климата от современного. Кроме того, изучение климатов прошлого является одним из важнейших этапов решения задач эволюционной географии, поскольку позволяет понять механизмы изменений окружающей среды.

Исследования подобного рода должны основываться на синтезе данных палеоклиматических реконструкций и результатах численного моделирования. Задача моделирования климатов прошлого, с одной стороны имеет смысл оценки чувствительности моделей к изменчивости граничных условий и параметров, а с другой -физической интерпретации происходящих в прошлом климатических измепеиий. Учитывая разнородность и неоднозначность эмпирической информации о климатах прошлого, моделирование можно считать единственным инструментом согласования палеоклиматических индикаторов. Кроме того, проверка ряда палеогеографических гипотез, объясняющих различные природные феномены, такие, например, как крупномасштабные изменения растительного покрова суши или колебания уровня бессточных водоемов, возможна только с использованием моделирования климата. Современный уровень развития численного моделирования позволяет достаточно точно описывать основные черты глобального климата. Воспроизведение региональных особенностей климата менее успешно, а именно это требуется для решения ряда прикладных задач, среди которых одной из наиболее важных является оценка реакции речного стока на климатические изменения. Для оценки качества результатов моделирования, а также в целях изучения генезиса крупномасштабных климатических колебаний, естественно использовать контрастные климатические события прошлого, причем те, которые достаточно полно обеспечены эмпирическими данными, позволяющими как задавать граничные условия, так и оценивать качество моделирования.

Цель работы состояла в изучении реакции термического состояния и гидрологического режима Восточно-Европейской равнины (ВЕР) на глобальные климатические изменения, происходившие во время позднеплейстоцепового похолодания (18-21 тысяч календарных лет назад - т.к.л.н.), в конце позднеледниковья (10-11 т.к.л.н.), и в середине голоцена (5-6 т.к.л.н.). Современный уровень численного моделирования не позволяет надежно воспроизводить приземные поля климатических величин в условиях с резко неоднородными физико-географическими условиями (в горах, вблизи океанских побережий, в районах архипелагов островов, и т. д.). Этим мотивирован выбор в качестве объекта исследования обширной равнинной территории. ВЕР - это единственная на земном шаре часть суши умеренных широт с площадью более 5 млн. км2, сочетающая в себе значительную пространственную однородность физико-географических условий и хорошую обеспеченность как данными гидрометеорологических наблюдений, так и результатами палеореконструкуций. С этой точки зрения именно ВЕР должна использоваться как эталонная территория при изучении качества моделирования климата.

В задачи исследования входило: оценка качества воспроизводимого моделями современного термического и гидрологического режимов ВЕР (верификация моделей); оценка изменений термического состояния, условий увлажнения и колебаний речного стока на ВЕР в контрастных климатических условиях прошлого; изучение климатически обусловленных колебаний уровней Черного и Каспийского морей, проявляющихся па временных масштабах порядка тысяч лет. Научная новизна работы состоит в следующем: выявлены главные причины долгопериодных колебаний климата ВЕР в последние 25 тыс. лет; определены границы использования как результатов моделирования, так и данных наблюдений для решения ряда задач климатологии и гидрологии; выявлены главные причины долгопериодных колебаний стока с ВЕР за последние 25 тыс. лет; выявлены главные причины вариаций уровней Черного и Каспийского морей в последние 25 тыс. лет;

Практическая значимость. Создан алгоритм оценки качества моделирования, основанный на использовании интегральных климатических показателей. Оценена степень применимости МОЦА для оценки изменений природной среды крупных равнинных территорий на примере ВЕР. Продемонстрирована климатическая обусловленность крупных вариаций речного стока и уровней Каспийского и Черного морей. Полученные результаты могут быть использованы в курсах лекций по таким дисциплинам, как климатология, теория климата, палеогеография.

Структура работы. Работа состоит из V глав, введения и заключения. В главе I выполняется краткий обзор современных методов эмпирической палеоклиматологии, рассматриваются результаты реконструкций климатов позднего плейстоцена и голоцена, выполненные на основе различных палеоклиматических индикаторов. Обсуждается генезис глобальных изменений климата в позднем плейстоцене и голоцене. В главе II формулируется постановка задачи численного моделирования климатов позднего плейстоцена и голоцена, решаемая в рамках международного проекта PMIP, приводится краткое описание МОЦА и МОЦО, участвующих в проекте и используемых в данной работе. Дается описание результатов моделирования глобальных особенностей климата позднеплейстоценового криохрона и оптимума голоцена. Также предпринимается попытка изучения генезиса дриасовых похолоданий: с помощью МОЦО ИВМ РАН оценивается отклик термохалинной циркуляции Северной Атлантики на сток талых ледниковых вод с североамериканского континента. В главе III описывается созданный в рамках данной работы алгоритм оценок модельного качества, приводятся результаты тестирования МОЦА на воспроизведение современного термического режима и условий увлажнения ВЕР. В главе IV рассматриваются результаты моделирования климатических условий позднеплейстоценового криохрона, молодого дриаса и оптимума голоцена на территории ВЕР, выполняется их сравнение с эмпирическими данными. Глава V посвящена изучению отклика гидрологического режима ВЕР на климатические аномалии в позднем плейстоцене и голоцене. Выполняется тестирование МОЦА, а также климатических архивов на воспроизведение современного гидрологического режима ВЕР. На основе данных моделирования оценивается годовой речной сток с ВЕР в эпохи позднеплейстоценового криохрона, молодого дриаса и теплых событий голоцена, а также вариации площадей и уровней Каспийского и Черного морей.

Заключение Диссертация по теме "Метеорология, климатология, агрометеорология", Торопов, Павел Алексеевич

Выводы о климатической природе колебаний Каспийского и Черного морей, сделанные на основе эмпирических данных в [Свиточ, 2003; Каплин, Свиточ, Судакова, 2005; Рычагов, 1993] наталкивают на мысль количественной проверке теории колебаний, в частности, Каспия, созданной палеогеографами. С другой стороны, данные реконструкций уровня южных морей могут послужить дополнительным средством валидации МОЦА. Основываясь на результатах расчетов, выполненных по данным численного моделирования, можно оценить вклад речного стока в колебания уровня Каспийского и Черного морей.

5.4.2. Методика расчета вариаций уровней Каспийского и Черного морей по результатам численного моделирования.

Чтобы увязать между собой динамику климата и вариации уровней крупных бессточных водоемов, предположим, что уровень моря стремится занять равновесное состояние. Иными словами, при изменении климата его отклонение от сложившегося в предыдущее время равновесного состояния будет меняться до тех пор, пока водный баланс не приблизится к нулю за счет изменений площади озера и соответствующих изменений испарения с зеркала водоема [Калинин, 1968]. Условие равенства приходной и расходной части для бессточного водоема с площадью / будет выглядеть следующим образом: ef = YF (5.22)

Здесь Y, мм - речной сток с единицы площади водосбора площадью F, км (е = Е - Р), мм - видимое испарение с зеркала озера (площадью /, км2). Продифференцируем уравнение (5.18) и, переходя к конечным разностям, которые, как предполагается, представляют собой отклонение от современного состояния, получим

А/ AY AF Ае f ~ Y F е (5 23)

J о 1 о 1 о

Здесь величины с индексом «0» относятся к современным климатическим условиям, а величины АУи ^^характеризуют отклонения видимого стока и испарения от современных значений в ту или иную климатическую эпоху.

Изменения уровня озера Ah связаны с Af хорошо известной эмпирической зависимостью, определяемой морфологией дна и берегов:

Ah b (5.24) где f0 - современная площадь озера, для Каспия она равна 366 тыс. км2, b -отношение изменения площади озера к изменению уровня, для Каспийского моря эта величина равна 14 тыс. км /м, при условии, что уровень h отсчитывается от в метрах относительно отметки h0 = -28.5 м. Используя эту зависимость уравнение (5.19) можно записать для уровня озера:

Ml=(Ml)y+(Ml)F+(Ml)e (5.25)

Первое слагаемое ответственно за вклад речного стока (в нашем случае с территории ВЕР) в вариации уровня. Мы предполагаем, что данная величина ввиду существенных изменений стока 21 т.к.л.н. (см табл. 5.3, 5.4) может быть существенной. Подставив результаты моделирования объемов стока, а именно, аномалии стока 21 т.к.л.н. AY и объемы современного стока Yo получим, что уровень Каспия 21 т.к.л.н. был ниже современного, в среднем, на 40 метров. Рассмотрим вклад каждого из членов уравнения

5.21. Слагаемое т. описывает вариации уровня бессточного водоема, возникающие за счет изменений площади водосбора. В [Гроссвальд] предполагается, что в приходной части водного бюджета Каспия могли присутствовать воды сибирских рек, однако сколько-нибудь весомых доказательств этой концепции не существует. Поэтому в данной работе мы полагаем слагаемое т равным нулю. Рассмотрим величину (ДК)е = Де/е0 •

Это слагаемое характеризует вклад в общую изменчивость уровня испарения с зеркала озера. Обычно наблюдается уменьшение испарения при понижении температуры, кроме того, в рассматриваемую холодную эпоху увеличивалась площадь и продолжительность распространения морских льдов, что также должно было приводить к снижению потерь воды. Это обстоятельство должно было способствовать росту уровня моря по сравнению с современными условиями. Однако расчет осадков (в рамках моделей РМГР) показывает, что имело место их существенное снижение над акваториями Черного и Каспийского морей, что должно было вызвать противоположный эффект. Оценим возможные колебания уровня моря за счет этого эффекта, опираясь на результаты моделирования. Сразу же отметим, что с помощью МОЦА, участвующих в РМЕР рассчитать величины осадков и испарения над зеркалом Каспия с требуемой точностью (порядка 10%) практически невозможно - в главе III показан пространственный масштаб использования МОЦА современного уровня. Поэтому выполняемые по ансамблю «лучших» моделей оценки носят весьма приближенный характер. Итак, по данным ансамбля из 7 МОЦА, участвующих в данной фазе PMIP, современная величина осадков Р над зеркалом озера была равна 146 км3, испарения Е-292 км3, соответственно видимого испарения ео - 146 км3 . Для условий позднеплейстоценового криохрона величина осадков, выпадающих на зеркало озера составила 92 км3, испарения - 220 км3, соответственно видимого испарения - ео - 128 км3. Использовав формулы 5.19-5.20 получим, что за счет вариаций видимого испарения с поверхности моря его уровень мог повысится на 3 метра. Учитывая значительные погрешности моделирования над акваторией Каспия (приведенные выше значения видимого испарения ие уравновешиваются воспроизведенными МОЦА величинами речного стока), вычислим видимое испарение для современного климата и для условий позднеплейстоценового криохрона, используя модельные данные об осадках над акваторией моря и речного стока в Каспий (с учетом стока с иранской территории), неплохо воспроизведенного ансамблем МОЦА (табл. 5.3-5.4). Тогда получим, что для современных условий видимое испарение равно 280 км3 что всего на 7% меньше реально наблюдаемого, а 21 т.к.л.н. - 150 км3. Подставив эти значения в формулы 5.19-5.20 получим прирост уровня моря на 11 метров. В работе [Кислов, 2001] также выполнялись оценки вклада видимого испарения в колебания уровня Каспия, получилось, что вклад видимого испарения в прирост уровня составляет порядка 5 метров. Таким образом, выполненные различными способами оценки свидетельствуют о том, что рост уровня моря за счет уменьшений видимого испарения колеблется в пределах 3-12 метров. По сравнению с колебаниями уровня моря в течение последних 2-3 тыс. лет, составляющими несколько метров, такие колебания следует считать значительными. Но в сравнении с вкладом аномалий речного стока, дающих понижение уровня Каспия па 40 метров, они невелики. Кроме того, еще раз подчеркнем, что оценка вариаций видимого испарения носит весьма приближенный характер, в то время, как оценка стока является надежной, физически обоснованной характеристикой, воспроизведенной ансамблем МОЦА.

Таким же способом были выполнены оценки изменений уровня Черного моря 21 т.к.л.н. Рост уровня, связанный с уменьшением видимого испарения составляет 10-15 метров, однако падение уровня, за счет существенного снижения речного стока с ВЕР составило 200 метров, так что в данной случае последним слагаемым в формулах 5.19-5.20 также можно пренебречь.

5.4.3. Отклик уровня Каспийского моря на долгопериодные глобальные изменения климата.

Результаты расчетов уровня Каспийского и Черного морей по формулам 5.19-5.20 приведены на рис. 5.6, где результаты моделирования сопоставляются с данными палеорсконструкций. Видно, что площадь, занимаемая Каспийским морем 21 т.к.л.н. была почти вдвое меньше современной. Береговая линия соответствовала современной изобате -70 метров. Таким образом, с помощью МОЦА удалось воспроизвести ательскую регрессию Каспия по крайней мере на качественном уровне. Что касается количественных оценок, то по данным моделирования уровень моря оказался примерно вдвое ниже, чем по результатам реконструкций. Правда, следует отметить, что минимальное значение регрессионного уровня Каспийского моря до конца не известно [Свиточ, 2003]. Известно лишь то, что 21 т.к.л.н. уровень моря был не выше отметки -50 метров. Уровень Черного моря по данным моделирования также оказался примерно вдвое ниже, чем по результатам палеореконструкций.

Несмотря на то, что полученные результаты являются оценочными, в результате выполненной работы можно констатировать, что с помощью численного моделирования выявлен генезис регрессионных состояний Черного и Каспийского морей в эпоху позднеплейстоценового криохрона. Оказалось, что оно связано с уменьшением речного стока, которое, в свою очередь, обусловлено уменьшением годовой суммы осадков па территории ВЕР. Полученные результаты позволяют внести понимание в обоснование синхронности событий, отмечающихся в различных региональных палеогеографических шкалах. а) б)

Рис. 5.6 Площадь Каспийского и Черного морей в эпоху позднеплейстоценового криохрона, вычисленная на основе выходной информации об осадках и испарении «лучших» МОЦА (табл. 5.4-5.5); на врезках - реконструированные максимальные регрессионные состояния [Варущенко, Клиге, Клиге и др., 1998; Каплин, Щербаков, 1986].

Генезис хвалынской трансгрессии Каспия, максимум который наблюдался 13-15 т.к.л.н. [Свиточ, 2003], в данной работе не обсуждается, поскольку данная эпоха не обеспечены данными численного моделирования. В эпоху молодого дриаса уровень Каспийского и Черного моря уже мало отличался от современного - сказались малые отличий годовой суммы осадков от современной на территории ВЕР. На основе данных, представленных в табл. 5.5, по формулам 5.23-5.25 были вычислены уровни Черного и Каспийского морей 6 т.к.л.н. Согласно оценкам, выполненным в [Kislov, Surkova, 1997] видимое испарение в эпоху оптимума голоцена было близким к современному. В итоге, согласно результатам моделирования уровни Каспийского и Черного морей в эпоху оптимума голоцена мало отличались от современных [Kislov, Toropov, 2006]. Близкие к современным состояния морей реконструируются и для теплой эпохи голоцена 6 т.к.л.н. [Рычагов, 1993; Свиточ, 2003].

Итак, анализ результатов численного моделирования показал, что нарастание средней планетарной температуры не всегда вызывает отклик гидрологического режима, по крайней мере, на региональном уровне (рис. 5.6.). Этот результат интересен в аспекте грядущего глобального потепления. В последние годы выполнено множество оценок вариаций стока с территории ВЕР в случае возможных климатических изменений в будущем. При этом используются и эмпирические методы воспроизведения стока в случае, например, удвоения СОг [Лемешко, 2002], и гидрологические модели, использующие в качестве входной информации как результаты климатического прогноза температуры и осадков [Георгиади, Милюкова, 2002], так и результаты МОЦА [Мелешко, Голицын, Володин, 1998; Шикломанов, Георгиевский, 2002; Арпе, Спорышев, щ Семенов, 2002; Мохов, Семенов, Хон, 2003]. Большая часть полученных результатов свидетельствует о том, что сток с территории ВЕР в ближайшие 50-100 лет возрастет, в среднем, на 5-20% [Георгиади, Милюкова, 2002; Шикломанов, Георгиевский, 2002]. В работах [Мелешко, Голицын, Володин, 1998; Мохов, Семенов, Хон, 2003; Евстигнеев, 2005] получились еще более внушительные аномалии. Лишь в работе [Арпе, Спорышев, Семенов, 2002] на основании расчетов совместной МОЦА/МОЦО показано, что волжский сток в Каспий в период 2010-2030 гг. будет уменьшаться, однако к 2050 воспроизводится его довольно резкое повышение. Результаты, полученные в [Кислов, Торопов, 2006; Kislov, Toropov, 2006] позволяют заключить, что глобальное потепление в климатическом прошлом не всегда сопровождалось ростом годового стока с ВЕР. Об этом свидетельствуют как данные численного моделирования, так и результаты значительного числа палеореконстуркций.

ДТ(г)

6 т.к.л.н.

О т.к.л.н.

-20 ■

-40

-во

Z\ --ДНГг)

Рис. 5.7. Зависимость: а) аномалии среднегодовой глобальной температуры, осредненной по ВЕР, от аномалии средней планетарной температуры в исследуемые срезы палеовремени °С, б) аномалии уровня Каспия (м) от аномалии средней планетарной температуры в исследуемые срезы палеовремени °С. Залитые кружки - результаты моделирования, треугольники - эмпирические данные палеореконструкций.

Заключение.

В работе исследована принципиальная возможность использования результатов МОЦА с целью воспроизведения температурного режима и условий увлажнения на региональном уровне на примере ВЕР как для современных условий, так и для контрастных климатических режимов прошлого: позднеплейстоценового криохрона (21 т.к.л.н.), оптимума голоцена (6 т.к.л.н.), а также событий верхнего дриаса (10.5 т.к.л.н.). Полученные в рамках данного исследования результаты позволяют сделать следующие выводы:

• Сопоставление результатов моделирования с данными реконструкций показали, что изменения климата в голоцене в общих чертах определяется механизмом Миланковича. То есть потепление 6 т.к.л.н. на территории ВЕР явилось региональным откликом на орбитально-обусловлепное увеличение инсоляции на ВГА.

• Результаты моделирования показали, что уменьшение стока, которое составило 4550 % и регрессионные состояния Каспийского и Черного моря в эпоху максимума последнего оледенения, являются откликом на планетарные изменения климата, регионально выразившиеся в уменьшении годовых сумм осадков на территории ВЕР.

• Увеличение годовых сумм осадков в голоцене привело к росту объема речного стока, поэтому, начиная с середины голоцена, уровни морей были близкими к современным. Для Черного моря, кроме этого, важным контролирующим механизмом являлся контакт с Мировым океаном.

• Анализ результатов численного моделирования продемонстрировал принципиальную неоднозначность отклика регионального гидрологического режима па глобальные климатические изменения. Так, если вариации температуры над ВЕР, в целом, неплохо согласуются с глобальными изменениями, то в вариациях речного стока и уровней Черного и Каспийского морей такой связи не обнаружено.

• Моделирование реакции океана на катастрофический сброс талых вод в Северную Атлантику, который, согласно результатам палеореконстуркций, имел место около 11 т.к.л.н., показало, что термохалинная циркуляция слабо отреагировала на сформировавшуюся в результате притока пресных вод аномалию солености. Таким образом, данная гипотеза генезиса похолодания молодого дриаса оказывается физически не обоснованной.

• Результаты моделирования показали, что усиление руслообразующей работы рек на территории ВЕР, реконструируемое для эпохи молодого дриаса, могло быть обусловлено впутригодовым перераспределением стока рек, поскольку рост снегозапаса и увеличение коэффициента стока, обусловленное наличием вечной мерзлоты, приводили к увеличению объема половодья.

• Имеющиеся архивы гидрометеорологической информации неадекватно описывают реальную климатическую картину полей осадков и испарения. Использование большинства климатических архивов для гидрологических задач влечет за собой ошибки расчета среднего многолетнего годового стока крупных рек ВЕР, достигающие 50-60 %.

• Также показано, что результаты климатического моделирования имеет смысл использовать при их осреднении по территориям, площадь которых составляет по л меньшей мере 1.5 млп. км

В заключение автор хотел бы выразить признательность проф. В.Б. Залесному и снс. С. Н. Мошопкииу (Институт Вычислительной Математики РАН); к.г.н. А.Г.Георгиади (Институт Географии РАН); к.г.н. К.Г. Рубинштейну и мне Р.Ю. Игнатову (Гидрометцентр

РФ); доц. А.В. Панину, д.г.н. А.Ю. Сидорчуку, доц. И.В. Тросникову, доц. Г.В. Сурковой, мне Д.А Магрицкому. и асп. И. Н. Крыленко (Географический факультет МГУ им. М.В. Ломоносова), за предоставленные данные, полезные рекомендации и обсуждения работы.

Работа выполнена при поддержке РФФИ (гранты 02-05-06172мас (в рамках проекта 01-05-65432а), 03-05-64544) и Минпромнауки РФ по ФЦП «Школа тропической метеорологии».

Список сокращений, принятых в работе.

ВЕР - Восточно-Европейская равнина

МОЦА - модель (модели) общей циркуляции атмосферы

МОЦО - модель (модели) общей циркуляции океана т.р.л.н. - тысяч радиоуглеродных лет назад т.к.л.н. - тысяч календарных лет назад

ТПО - температура поверхности океана

СКО - среднее квадратичное отклонение

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата географических наук, Торопов, Павел Алексеевич, Москва

1. Лбудувайли Ц., Торопов П. А. Изменчивость ландшафтов котловин Восточного Тянь-Шаня в голоцене и в настоящее время. // Исследования Земли из космоса, 2005, №5.

2. Алексеев В.А., Володин Е.М., Галин В.Я. и др. Моделирование современного климата с помощью атмосферной модели ИВМ РАН: описание модели А5421 версии 1997 года и результатов эксперимента по программе AMIP II. Препринт. М., 1998. с.240.

3. Алексеев В.В., Залесный В.Б. Численная модель крупномасштабной динамики океана. М., 1993.

4. Антропогенные изменения климата. Под ред. М.И.Будыко, Ю.А.Израэля. JL, Гидрометеоиздат, 1987. 408с.

5. Аполлов Б.А., Калинин Г.П., Комаров В.Д. Курс гидрологических прогнозов. Ленинград, Гидрометеоиздат., 1974.

6. Арпе К, Спорышев П.В., Семенов В.А., Бенгтссон Л., Голицын Г.С., и др. Исследование причин колебаний уровня Каспийского моря с помощью моделей общей циркуляции атмосферы. // В кн. Изменения климата и их последствия. СПб: Наука. 2002. 165-179.

7. Архипкин B.C., Добролюбов С.А. Океанология. М.: «Макс-Пресс», 2005, 216 с.

8. Белов П.Н., Борисенков Е.П., Панин Б.Д. Численные методы прогноза погоды. Ленинград, Гидрометеоиздат, 1989.

9. Борзенкова И.И. Эмпирическая палеоклиматология: состояние порблемы и методы исследования. // В кн. Изменения климата и их последствия. СПб: Наука. 2002. 7592.

10. Борзенкова И.И., Зубаков В.А., ЛапенисА.Т. Реконструкции глобального климата теплых эпох прошлого // Метеорология и гидрология. 1992. №8. с.25-35.

11. Будыко М.И. Климат в прошлом и будущем. JL: Гидрометеоиздат, 1980. 352 с.

12. Будыко М.И. Аналоговый метод оценки предстоящих изменений климата // Метеорология и гидрология. 1991. №4. С.39-50.

13. Будыко М.И. Тепловой баланс земной поверхности. JL: Гидрометеоиздат, 1956. 256 с.

14. Варущенко С.И, Варущенко А.Н., Книге Р.К Изменение режима Каспийского моря и бессточных водоемов в палеовремени. М.: Наука, 1987, 255с.

15. Варущенко С.И., Тарасов П.Е. Ландшафтно-климатические условия аридных ц районов Северного полушария в период бореалыюго потепления. // Водныересурсы. 1992. №4 с.47-50.

16. Васильчук Ю.К. Изотопно-кислородный состав подземных льдов. T.l. М. 1992. 420с.

17. Васильчук Ю.К Изотопная геохронология. //. В сб: Изотопы: свойства, получение и применение. Под. ред. В.Ю. Баранова., Москва, 2000.

18. Васильчук Ю.К, Котляков В.М. Основы изотопной геокриологии и гляциологии. М., изд-во МГУ, 2000.

19. Великанов М.А. Динамика русловых потоков, том 2. М.: Гостехиздат, 1955.

20. Величко А.А. Широтная асимметрия в составе природных компонентов ледниковых эпох в Северном полушарии. // Изв. АН СССР. Сер. Геогр. 1980 №2. с.5-23.

21. Величко А.А. Эмпирическая палеоклиматология // Методы реконструкции палеоклиматов. М.: Наука, 1985.

22. Величко А. А. Соотношение изменений климата в высоких и низких широтах Земли в позднем плейстоцене и голоцене. // Палеоклиматы и оледенения в плейстоцене. Москва, Наука, 1989, с. 5-19.

23. Величко А. А. Глобальные изменения климата и реакция ландшафтной оболочки. // Изв. АН СССР. Сер. Геогр. 1991 №5. с. 5-22.

24. Величко А.А., Беляев А.В., Георгиади А.Г., и др. Реконструкция климатических условий и речного стока Северного полушария в оптимумы микулинского межледниковья и в голоцена. // Водные ресурсы. 1992. №4. с.34-42.

25. Величко А.А., Бердников В.В., Нечаев В.П. Реконструкция зоны многолетней мерзлоты и этапов ее развития // Палеогеография Европы за последние сто тысяч лет. М.: Наука, 1982.

26. Величко А.А., Климанов В.А. Климатические условия Северного полушария 5-6 тыс. лет назад. // Изв. АН СССР. Сер. Геогр. 1990. №5. с. 38-52.

27. Величко А.А., Климанов В.А., Беляев А.В. Каспий и Волга 5.5 и 125 тыс. лет назад. // Природа. 1987. №3. с.60-66.

28. Величко А.А., Климанов В.А., Беляев А.В. Реконструкция стока Волги и водного баланса Каспия в оптимумы микулинского межледниковья и голоцена // Изв.РАН. Сер.Геогр. 1988. № 1. С.27-37.

29. Величко А.А., Фаустова М.А. Оледенения восточно-европейского региона СССР // Палеоклиматы и оледенения в плейстоцене. М.: Наука, 1989. с. 137-146.

30. Володин Е.М. Численная модель совместной циркуляции глобальной атмосферы и тропиков Тихого океана. // Известия РАН. Физика атмосферы и океана, 2002, Т 38, №1, с.5-19.

31. ЪХ.Гандш JI.C., Каган Р.Л. Статистические методы интерпретации метеорологических данных. JL: Гидрометеоиздат, 1976, 358 с.

32. Георгиади А.Б., Милюкова И.П. Масштабы гидрологических изменений в бассейне р. Волга, возможные при антропогенном потеплении климата // Метеорология и гидрология, 2002, №2, стр.

33. Гидрометеорология и гидрохимия морей СССР. Том 3. Балтийское море. Вып.1. Гидрометеорологические условия. СПб.: Гидрометеоиздат, 1992. 450с.

34. Гидрометеорология и гидрохимия морей СССР. Том 4. Черное море. Вып. 1. Гидрометеорологические условия. СПб.: Гидрометеоиздат, 1991. 432с.

35. Голицын Г.С. Нужна ли переброска воды в Каспий? // Природа. 1987. №3. с.66-72.

36. Гричук В.П. Опыт реконструкции некоторых элементов климата Северного полушария в атлантический период голоцена // Голоцен. М.: Наука, 1969.

37. Гросвальд М.Г. Евразийские гидросферные катастрофы и оледенение Арктики. М.: Научный Мир, 1999. 118с.

38. Дансгор В., Траубер X. Содержание изотопов 180 и температура океанической воды в плейстоцене. // Четвертичное оледенение Земли. М.: Мир, 1974. с.116-126.

39. Деболъская Е.И. Динамика водных потоков с ледяным покровом. М.:, 2003, 278 с.

40. Дианский Н.А., Багно А.В. Модель крупномасштабной динамики океана. Москва, 1998.

41. Евстигнеев В. М. Практические работы по курсу "Речной сток и гидрологические расчеты." Москва, изд-во МГУ, 1991.

42. Евстигнеев В. М., Евсеева Л. С. Климатическая модель изменчивости годового стока // в кн: Глобальные изменения природой среды (климат и водный режим), стр.211-219, М. 2000.

43. Залесный В. Б. Численное моделирование термохалинпой циркуляции Мирового океана. // Метеорология и Гидрология, 1998, №5, с.27-41.

44. Залесный В. Б., Мошонкин С. Н. Равновесный термохалинный режим модельной глобальной циркуляции океана. //Изв. АН. Физика атмосферы и океана. 1999. Том 35, № 3

45. Зубаков В. А. Глобальные климатические изменения плейстоцена. JL, 1986.

46. Зубенок Л.И. Испарение па континентах. Л.: Гидрометеоиздат, 1975, 264 с.

47. Исаев А. А. Атмосферные осадки. Часть I. Изменчивость характеристик осадков на территории России и сопредельных стран. М.:, изд-во МГУ, 2002, 192 с.

48. Калинин Г.П., Клиге Р.К, Шлейпиков В.А. Основные проблемы палеогидрологии. В сб.: Проблемы палеогидрологии М.: Наука, 1976

49. Каплин П.Л., Свиточ А.А., Судакова Н.Г. Материковые оледенения и окраинные морские басейны России в плейстоцене // Вестник МГУ, серия 5. 2005. №1. С. 5565.

50. Каплин П.А., Щербаков Ф.А. Реконструкции палеогеографических обстановок на шельфе в поздпечетвертичное время // Изв.РАН. Океанология. 1986. Т.26. Вып.6. С.976-980.

51. Кислов А.В. Климат в прошлом, настоящем и будущем М.: МАИК «Наука/Интерпериодика», 2001. 352с.

52. Кислов А.В. Исследование генезиса холодных событий позднеледниковья (на примере дриаса-3) // Изв. АН. Физика атмосферы и океана. 1993. № 2.

53. Кислов А. В. Основы теории палеоклиматов плейстоцена и голоцена // Глобальные изменения природой среды (климат и водный режим).М., 2000.

54. Кислов Л.В. Моделирование термического режима Сибири позднеплейстоценового криохрона. Вестн. МГУ, Сер.5.География, 1999, №1, с.36-41.

55. Кислов А. В., Кренке А.Н., Китаев JI.M., и др. Воспроизведение моделью ИВМ РАН температуры, осадков, и снежного покрова в рамках эксперимента AMIP2. -Известия РАН, Сер. Физика атмосферы и океана, 2000, т.36, №4, с. 446-462.

56. Кислов А.В., Мошонкин С.Н., Торопов П.А. Генезис похолодания Верхнего Дриаса.// Вестник МГУ, сер. Геогр., 2003, №3

57. Кислов Л.В., Торопов П.А. Моделировании стока р. Волга в атлантический оптимум голоцена в рамках моделей общей циркуляции атмосферы // Вестник МГУ. Сер. 5, География. №1, 2006 с. 18-28.

58. Клиге Р.К. Изменение глобального водообмена. М.:, Наука, 1985. 247 с.

59. Клиге Р.К., Данилов И.Д., Конищев В.Н. История гидросферы. М.:, Научный мир, 1998,370 с.

60. Кчиманов В.А., Количественные характеристики климата Северной Евразии в позднеледниковье. // Изв. РАН. Сер. Геогр. 1990. №4. с. 116-126.

61. Кчиманов В.А. Климат малого климатического оптимума на территории Северной Евразии // Докл. РАН. 1994а. Т.335 .с. 232-236.

62. Кчиманов В.А. Количественные характеристики климата Северной Евразии в аллерёде. //Докл. РАН. 1994. Т.339. с.533-537.

63. Юшманов В.А. Климат Северной Евразии в позднеледниковье и голоцене (по материалам палинологических данных) Авториферат дисс.д-ра геогр. наук. М., 1996.

64. Климатический справочник СССР., т. 17, 18, 21, 1964

65. Котляков В.М. Мир снега и льда. М:, Наука, 1994.

66. Копияков В.М., Лориус К. Изменения климата за последний ледниково-межледниковый цикл по данным ледяных кернов // Изв. АН СССР, сер Геогр. 1989. №3. с.5-16

67. Ю.Котляков В.М., Лориус К. Глобальные изменениями за последний ледпиково-межледниковый цикл. // Изв. АН СССР, сер Геогр. 1992. №1. с.5-22.

68. Копияков В.М., Лориус К. Четыре климатических цикла по данным ледяного керна из глубокой скважины «Восток» в Антарктиде. // Изв. РАН СССР, сер. Геогр. 2000. №1. с.7-19.

69. Курбаткин Г.П., Дегтярев А.К, Фролов А.В. Спектральная модель атмосферы, инициализация и база данных для численного прогноза погоды. СПб.: Гидрометеоиздат, 1994. 184 с.

70. Лелявский С. Введение в речную гидравлику, JL, Гидрометеоиздат, 1961.

71. Лемешко Н.А. Гидрологический режим суши при удвоении концентрации углекислого газа в атмосфере. // В кн. Изменения климата и их последствия. СПб: Наука. 2002. 251-259.

72. Львович М.И. Мировые водные ресурсы и их будущее. М.: Мысль, 1974, 448 с.

73. Маккавеев Н.И., Чалов Р.С. Русловые процессы. М., Изд-во МГУ, 1986.

74. Манабе С., Везеролд Р. Изменение водных запасов в масштабах столетия вследствие глобального потепления. // В кн. Всемирная конференция по изменению климата. Тезисы докладов. М: 2003. 14-15.

75. Марков В.В., Величко А.А Четвертичный период. М.: Недра, 1967, 440с.

76. Марчук Г. И., Дымников В. П., Залесный В. Б. Математическое моделирование общей циркуляции атмосферы и океана, JI., Гидрометеоиздат, 1984

77. Мезенцев B.C., Карнацевич И.А. Увлажненность Западно-Сибирской равнины. JI.: Гидрометеоиздат, 1969, 141с.

78. Мелешко В.П., Голицын Г.С., Володин Е.М., и др. Расчет составляющих водного баланса на водосборе Каспийского моря с помощью ансамбля моделей общей циркуляции атмосферы // Изв.РАН Физика атмосферы и океана. 1998.Т.34. №4. с.591-599.

79. Мещерская А.В., Голод М.П., Белянкина И.Г. Колебания уровня Каспийского моря в связи с особенностями общей циркуляции атмосферы в XX веке. // В кн. Изменения климата и их последствия. СПб: Наука. 2002. с. 180-194.

80. Милапкович М. Математическая астрономия и теория колебаний климата. Москва, 1939.

81. Михайлов В.Н. Динамика потока и русла в неприливных устьях рек. М., Гидрометеоиздат, 1971.

82. Михайлов В.Н. Гидролого-морфометрические закономерности формирования речных дельт. // Вестник МГУ, Сер. география, 1982, №2.

83. Мохов И. И., Семенов В. А., Хон В. Ч. Оценки возможных региональных изменений гидрологического режима в XXI веке на основе глобальных климатических моделей. Известия РАН, Сер. Физика атмосферы и океана, 2003, т.39, №2, с. 150165.

84. Ю.Муратова М.В. Опыт географического прогноза региональных состояний природной среды высоких средних широт Северного полушария при глобальных изменениях климата: Автореф. докт. дис., М., 1991.

85. Муратова М.В., Суетова И.А. Сравнительный анализ природы высоких и средних широт Северного полушария в климатическом оптимуме голоцена // Вестн. МГУ, сер. Геогр., 1983, №3. с. 38-46.

86. Никитина И. Ф., Жаймода А. И., и др. Практическая стратиграфия. Ленинград, «Недра», 1984.

87. Никифорова Л.Д. Динамика ландшафтных зон голоцена северо-востока европейской части СССР // Развитие природы территории СССР в позднем плейстоцене и голоцене. М.: Наука, 1982

88. Павлидис Ю.А., Ионии А.С., Щербаков В.А., и др. Арктический шельф: Поздиечетвертичная история как основа прогноза развития. М.: ГЕОС, 1998, 187 с.

89. Палеогеография Северной Евразии в позднем плейстоцене-голоцене и проблемы географического прогноза. М.: Наука, 1978. 76с.

90. Панин А. В., Сидорчук А. Ю., Баслеров С. В., и др. Основные этапы истории речных долин центра Русской равнины в позднем валдае и голоцене: результаты исследований в среднем течении р. Сейм. // Известия АН. Геоморфология, №6, 2000

91. Панин А.В., Сидорчук А.Ю., Чернов А.В. Макроизлучины рек ETC и проблемы палеогидрологических реконструкций. Водные ресурсы, 1992, № 4.

92. Петросянц М.А., Гущина Д.Ю. Крупномасштабное взаимодействие глобальной циркуляции атмосферы с температурой поверхности экваториальнйо части Тихого океана // Метеорология и гидрология, 1998, №5, с. 5-24.

93. Ремизова. С. С. Водный баланс.//в сб: Каспийское море, изд-во МГУ, 1969 г, 260 с.

94. Ресурсы поверхностных вод. Основные гидрологические характеристики., т. 3, т.6 вып. 2, т. 7, 1975.

95. Рычагов Г. И. Уровепный режим Каспийского моря за последние 10 000 лет // Вестник МГУ., сер. «География», 1993, №2, с.38-49.

96. Салов ИН. Неоднозначность некоторых выводов в четвертичной палеогеографии и стратиграфии. Палеоклиматы и оледенения в плейстоцене. Москва, Наука, 1989, с. 198-203.

97. Свиточ А. А. Уровепный режим Каспийского моря по палеогеографическим данным. // Водные ресурсы. 1997. т.24. с. 13-22.

98. Свиточ А.А. Морской плейстоцен побережий Росии. М.: ГЕОС, 2003. 362с.

99. Сидорчук А.Ю., Папин А.В., Чернов А.В., и др. Сток воды и морфология русел рек Русской равнины в поздневалдайское время и в голоцене по данным палеоруслового анализа.// Эрозия почв и русловые процессы, вып. 12, из-во МГУ, 2002, с. 37-51.

100. Сидорчук А.Ю., Борисова O.K., Ковалюх Н.Н., Панин А.В., Чернов А.В. Палеогидрология нижней Вычегды в поздиеледниковье и голоцене // Вестиик МГУ. Сер. геогр., 1999, №5

101. Синицин В.М. Природные условия и климат территории СССР в раннем и среднем кайнозое. JL: ЛГУ, 1980, 103 с.

102. Суркова Г.В. Особенности глобальной циркуляции в период оптимума голоцена и позднеплейстоценового криохроиа по данным моделей общей циркуляцииатмосферы. // Метеорология и гидрология, 2003, №6, с. 18-31.

103. Тарасов П.Е., Гунова B.C., Успенская О.Н. Уровни озер бассейна Волги как индикатор изменения климата в голоцене //Вестник МГУ. Сер.5. География, 1997. №3.

104. Торопов П.А. Верификация результатов численного моделирования климата Восточно-Европейской равнины.// Метеорология и климатология, 2005, №5, с 521.

105. Хагердон Ю. Плейстоценовые перигляциональные формы в горах Южной Африки и палеоклиматические выводы. // Тез. Докл. XI конгр. ИМКВА., Москва, 1982., т.1, с.281.

106. Хотинский Н. А. Голоцен Северной Евразии. М.: Наука, 1977, 250 с.

107. Хромов СЛ.,МамонтоваЛ.И. Метеорологический словарь, 3-е изд., Л., 1974.

108. Чавро А.И., Дмитриев Е.В. Статистическая модель восстановления региональной структуры геофизических полей. // В сб: Климат и его изменения: математическая теория и численное моделирования, М., 2002, с.330-343.

109. Шикломанов И.А., Георгиевский В.Ю. Влияние антропогенных изменений климата на гидрологический режим и водные ресурсы. // В кн. Изменения климата и их последствия. СПб. Наука. 2002. С. 152-164.

110. Шмакин А.Б., Попова В.В. Влияние североатлантического колебания на многолетний режим Северной Евразии. II. Моделирование внутривековых колебаний теплового и водного балансов. // Метеорология и гидрология, 2003, №6.

111. Berger A. Long-term variations of daily insolation and Quaternary climatic changes // J.Atmos.Sci. 1978. V.35. P.390-403.

112. Berggren W.A., Van Couvering. Catastrophes and Earth History. The New Univormitarianism. Prinseton (New Jersey): Prinseton Univ. Press, 1984. 471 p.

113. Bowler I.M. Aridityin Australia: age origins, and expression in aeolian lanforms and sediments // Earth-Sci. Rev. 1976. Vol. 12. p. 279-310.

114. Braconnot P., Joussaume S., Marti O., et al. Synergetic feedbacks from ocean and vegetation on the African monsoon response to mid-Holocene insolation // Geoph. Res. Let. 1999. Vol. 26. p.2481-2484.

115. Broecker W.S., Andree W., Wolli #., et al. A case in support of meltwater as the trigger for the onset of the Younger Dryas // Paleoceanography. 1988. Vol.3. P.1-19.

116. Broecker W.S., Peteet D.M., Rind D. Does the ocean-atmosphere system have more than one stable mode of operation ? //Nature. 1985.V.315.P.21-26.

117. CLIMAP project members // Science. 1976. Vol. 191. p.l 131-1137.

118. Collins M. The El Nino Sonthern oscilation in the Second Hadley Centre coupled model and its response to greenhouse warming // J. Climate.2000. v.l3.p.1299-1312.

119. Covey C., AchutaRao K.M., Lambert S.J., et al. Intercomparison of present and future climates simulated by coupled ocean-atmosphere general circulation models // Climate Dynamics, Springer-Verlag. 2000. p.775-778

120. Crowley T.J. Are There Any Satisfactory Geologic Analogs for a Future Greenhouse Warming? //J. Clim. 1990. Vol. 3, №3 P. 1282-1292.

121. Drijfhout S., Heinze C., LatifM., and Maier-Reimer E. Mean circulation and internal variability in an ocean primitive equation model. // J.Phys.Oceanogr., 1996,vol.26, №4, pp.559-580.

122. Dyke A.S., Prest V.K. Late Wisconsinan and Holocene history of the Laurentide ice sheet // Geographie Physique et Quaternaire. 1987. V.41. P.237-263.

123. Engsrom D.R., Hansen B.S., Wright. Evidence in support of a Younger Dryas cooling in Alaska. // Science, 1990, Vol. 250. p. 1383-1385.

124. Evaluation of the Hydrological cycle in reanalyses and observation. ECMWF Re-analyses, 1998. Project Report Series, №6, p.62.

125. Gates W. L. Modelling the ice-age climate Science. 1976. Vol. 191. №5. P.l Bill 44.

126. Gates W. L. The Atmospheric Model Intercomparison Project. Bull. Amer. Met. Soc., 1992, Vol.73., pp.1962-1970.

127. Guiot J., Harrison S.P., Prentice I.C. Reconstruction of Holocene precipitation patterns in Europe using pollen and lake-level data // Quatern.Res. 1993. V.40. P. 139149.

128. Harrison S., Digerfeldt G. European lakes and as paleohydrological and paleoclimatic indicaors. //Quat. Sci.Rev., 1993, 12, pp.233-248.

129. Harrison S. Palaeoenviromental data sets and model evaluation in PMIP.// In: P. Braconnot (ed) The Paleoclimate Modeling Intercomparison Project (PMIP). -Proceedings of the third PMIP Workshop, Canada WCRP-111, WMC)/TD-№1007, 2000, pp. 25-42

130. Harvey L. Milankovitch forcing, vegetation feedback, and North Atlantic deep water formation//J. Climate. 1989. Vol.2.p.800-815

131. Hasternrath S. Climate and circulation of the tropics. N/Y/:D/Reidel Publ. Сотр., 1985.456 р.

132. Hayes J.D., Imbrie J., Shacklton N.J. Variation in the Earth's orbit: pacemaker of the ice ages//Science, 1976. V. 194. p.l 121-1132.

133. Hewitt C.D., Mitchell J.F.B. A fully coupled GCM simulation of the climate of the mid-Holocene // Geophysical Research Letters. 1998. Vol.25. PP.361-364.

134. Hoskins B.J., James I.N., White G.H. The shape, propagation and mean-flow interaction of large-scale weather systems // J. Atmos. Sci. 1983. Vol. 40. p. 15951612.

135. Hostetler S.W., A.C. Mix. Reassessment of ice-age cooling of the tropical ocean and atmosphere// Nature. 1999. V.399(6737). P.673-676.

136. Imbrie J., Hays J., Martinson D., et al. The orbital theory of Pleistocene climate:1 К

137. Support from a revised chronology of the marine О record // Milancovitch and Climate. Reidel,1984. p.269-305.

138. IPCC (Intergouvernmental Panel on Climate Change). Cambridge: Cambridge University Press, 1996, 572 p.

139. Al.Jansen E., Venm T. Evidence for Two Step Deglaciation and its impact on North Atlantic deep circulation//Nature. 1990. vol.343. P.612-616.

140. Jouzel J., Lorius C., Petit J. R., et al. Vostok ise core: a continius isotope temperature record over the last climatic cycle (160 000 years) // Nature, 1987. V. 329. p. 403-409.

141. Jouzel J., Raisbeck G., Benoist J. P., et al. The Antarctic climate over the last glacial period. // Quaternary Research. 1989. V. 31. №2. p. 135-150.

142. Joussaume S. Modeling extreme climates of the past 20,000 years with general circulation models. In :Modeling the Earth's Climate and Its Variability, W.R. Holland, S. Joussaume, and F. David, eds., pp. 527-565. Elsevier, Amsterdam and New York, 1999.

143. Joussaume S., and F. David, eds., pp. 527-565. 1999. Elsevier, Amsterdam and New York.

144. Joussaume J, Taylor К. E. The Paleoclimate Modeling Intercomparison Project.// In: P. Braconnot (ed) The Paleoclimate Modeling Intercomparison Project (PMIP). -Proceedings of the third PMIP Workshop, Canada WCRP-111, WMO/TD-№1007, 2000, pp. 9-25.

145. Kageyama M., P.J. Valdes, G. Ramstein., et.a\. Northern Hemisphere Storm Tracks in Present Day and Last Glacial Maximum Climate Simulations: a comparison of the Europeen PMIP models. // J. Climate. 1999. vol.12. №3. pp. 742-760.

146. Kalnay E, Kanamitsu M., R. Kistler, IV., et al. The NCEP/NCAR 40 Year Reanalysis Project.// Bull. Amer. Meteor. Soc. 77(3). 1996. P. 437-484.

147. Keigwin L. D., Jones G. A., Lehman S. J., et al. Deglacial meltwater discharge, North Atlantic deep circulation, and abrupt climate change // Journal of Geophysical Research. 1991. Vol.96. №C9. P. 16811 16826.

148. Kislov A. V., Surkova G. V. Simulation of the Caspian Sea level changes during last 20 000 years. In: Palaeohydrology and environmental change. G.Benito, V.R.Baker, K.J.Gregory, eds., pp.235-246. John Wiley & Sons, Chichester, 1998.

149. Large IV.G., Danabasoglu G., Doney S. C. And McWilliams J. S. Sensitivity to surface forcing and boundary layer mixing in a global ocean model: Annual-Mean Climatology. J.Phys.Oceanogr., 1997,vol.27, №11, pp.2418-2447.

150. Laskar J., Robutel P. The chaotic obliquity of the planets // Nature. 1993. vol. 361. p. 608-612.

151. Leemans R., Cramer W. The HAS A Climate Database for Mean Monthly Values of Temperature, Precipitation and Cloudiness on a Global Terrestrial Grid, RR-91-18, Int. Inst, of Applied Systems Analysis, Laxenburg, 2000.

152. Legates D.R., Wilmott C.J. Mean seasonal and spatial variability in gauge-corrected, global precipitation. //J. Climatolog., 1990, 10, 111-127

153. Leverington D.W, Mann J.D., Teller J. T. Changes in the bathymetry and volume of glacial lake Agassiz between 11 000 and 9 300 C14 yers //Quarter Res. 2000. vol 54, p.174-181.

154. Levitus S. World Ocean Atlas. 1994. CD-ROOM Data set: US. Dep. Of Commerce, National Oceanic and Atmospheric Administration, National Enviromental Satellite Data and Information Service, National Oceanographic Data Cenmter, Ocean Climate Laboratory.

155. Lorius C. Polar ice core and climate // Climate and Geo-Science. Kluver Publishers, 1989. p. 77-103.

156. Manabe S., Stouffer R. Coupled ocean-atmosphere model response to freshwater input: comparison to Younger Dryas event // Paleooceanography. 1997.vol.12. №2. P.321-326.

157. Meehl G.A., Boer G.J, Covey, M.C. The Coupled Model Intercomparison Project (CMIP). Bulletin of the American Meteorological Society. 2000. Vol. 81:313-318.

158. Mclntype et al The surface of the Ice-age Earth // Science. 1976. Vol. 191. №5. P.1131-1144.

159. Mitchell J., Grahame N.S., Needham K. J. Climate simulation for 9000 years before present: seasonal variation and effect of the Laurentide ice sheet // J. Geoph. Res. 1988. Vol. 93(D). P. 8283-8303

160. O'Connor, J., Webb R.H. Hydraulic Modeling for Paleoflood Analysis. In: Baker, V.et al. (eds), Flood Geomorphology, John Wiley and Sons, Chichester. 1988

161. Otto-Bliesner B.L. El Nino/La Nina and Sahel precipitation during the middle Holocene // Geophysical Research Letters. 1999. Vol.26, pp.87-90.

162. Peyron O., Guiot J., Cheddadi R., et al. Climatic reconstruction in Europe from pollen data 18 000 years before present. // Quat. Res., 1998, 49, pp.183-196.

163. Peltier W.R. Ice age paleotopography// Science. 1994. V.265(5169). P. 195-201.

164. Prentice I. C. Multidimensional scaling as a research tool in Quaternary palynology: A review of theory and methods. // Review of Palaeobotany and Palynology, 1980, 31, p.71-104.

165. Porter S.C., ZhishengA. Correlation between climate events in the North Atlantic and China during the last glaciation // Nature. 1995. vol.375.p.305-308.

166. Prentice I. С., Bartlein P.J., Webb T. Vegetation and climate changes in eastern North America since the last glacial maximum: A response to continuous climatic forcing // Ecology. 1991. vol. 72, p. 2038-2056

167. Qin В., Harrison S., Kutzbach J. E. Evaluationof modeled regional water balance using lake status data: a comparison of 6ka simulation with the NCAR CCM. // Quat. Sci.Rev., 1998, 17, pp.535-548.

168. Raynaud, D., Jousel J., Barnola J.M., et al. The ice record of greenhouse gases // Science. 1993. V. 259(5097). P.926-934.

169. Rotnicki K. Retrodiction of palaedischarges of meandering and sinuous rivers and its palaeoclimatic implications. In: Starkel L., Gregory, K., Thornes J. (Eds), Temperate Palaeohydrology, John Wiley and Sons, Chichester, 1991.

170. Rotnicki K. Modelling past dischagers of meanders rivers // Back round to Paleohydrology., 1983, vol 2., pp. 321-324.

171. SemtnerA.J. Modelling ocean circulation// Science. 1995. Vol. 269. p. 1379-1385.

172. Sidorchuk A.Yu., Borisova O.K. Method of paleogeographical analogues in paleohydrological reconstructions // Quaternary International. V.72, N 1, 2000

173. Sidorchuk A., Panin A., Borisova O. The Lateglacial and Holocene Palaeohydrology of North Eurasia // Palaeohydrology. Global Change. Editors: K. Gregory, G. Benito., p 61-77, 2000.

174. Silva A. M., C. C.Young and S. Levitus. Atlas of surface marine data. 1994.

175. Smith J. E., Risk M. J., Schwarcz H. P., McCamanghey. Rapid climate change in the North Atlantic during the Younger Dryas recorded by deep-sea corals// Nature, 1997 vol.386, p.818-822.

176. Sfarkel, L. Last Glacial and Holocene fluvial chronology in the Carpathian valleys. Studia Geomorph. Carpatho-Balcan., N.l 1, 1977.

177. Tggf Street-Perrot F.A., Perrot R. A. Abrupt climate fluctuations in the tropics: The influence of Atlantic Ocean Circulation // Nature. 1990.vol.343.pp.607-612.

178. Stuiver M., Quay P.D. Changes in atmospheric Carbon 14 attributed to a variable Sun // Science.l980.vol.207.pp.l 1-19.

179. Svensson N.O. Postglacial land uplift patterns of South Sweden and the Baltic Sea region //TerraNova. 1991. V.3. P.369-378.

180. Tarasov P. E., Webb, et al. Present-day and mid-holocene biomes reconstructed from pollen and macro fossil data from the former SU and Mongolia, J. Biogeogr., 1998, 25., 1029-1053.

181. Tarasov P. E., Guiot J.,Cheddadi R., Andreev A., et al. Climate in northern Eurasia 6000 years ago reconstructed from pollen data.// Earth and Planetary Sciences Letters, 1999, 171,635-645.

182. Urey H.C et al. Measurements of Paleotemperatures and Temperatures of the Upper Cretaceous of England, Denmark and the Southeastern United States // Bull. Geol. Soc. Amer. 1951. Vol.62.p.433-436.

183. Valdes P.J., Glover R.W. Modelling the climate response to orbital forcing // Philosophical Transactions of the Royal Society of London, Series A. 1999. Vol.357. PP.1873-1890.

184. Vassiljev J., Harrison S., Haxeltine A. Recent lake-level variations at Lake Viljandi, Estonia: validation of a coupled lake-catchment modeling sheme for climate change studies. // J. of Hydrology, 1995, vol.170, pp. 63-77.

185. Waelbroeck C., Labeyrie L. Deep sea records of past climatic variability.// Journal de physique IV France, 12, 2002, pp. 10-73 10-83

186. Wunsch C. The spectral description of climate change including the 100 ky energy // Climate Dynamics.2000. V. 20. p. 353-363.