Особенности формирования стока рек криолитозоны (на примере бассейна Колымы)

Анастасия Лисина

Особенности формирования стока рек криолитозоны (на примере бассейна Колымы)

Формирование стока рек Арктической зоны России неравзрывно связано с наличием вечной мерзлоты в пределах их водосборов. Процесс деградации криолитозоны, активный в последние десятилетия, не может не сказаться на гидрологическом режиме рек, протекающих в данных областях. Современные исследования подчеркивают сложность и неоднозначность связи между динамикой стока воды и состоянием криолитозоны. Анализ и прогнозирование изменений стока – необходимое условие безопасного водопользования в арктических регионах. Данная работа направлена на изучение динамики стока рек криолитозоны и механизмов ее связи с изменением метеорологических характеристик и параметров вечной мерзлоты. Анализ проводился на примере бассейна р. Колыма, крупнейшего речного бассейна, полностью расположенного в зоне сплошного распространения вечной мерзлоты. Целью работы являлось изучение современной динамики гидрологического режима р. Колыма и прогнозирование его возможных изменений. Это потребовало решения следующих задач: 1) знакомство с публикациями, посвященными данной тематике; 2) рассмотрение динамики метеорологических характеристик и глубины сезонно-талого слоя для всей Арктической зоны России и, в частности, для бассейна р. Колыма; 3) рассмотрение динамики основных гидрологических характеристик для ряда постов на реках криолитозоны; 4) анализ изменений гидрологического режима р. Колыма, в том числе с использованием алгоритма GrWat; 5) калибровка и верификация физико-математической модели формирования речного стока ECOMAG для бассейна р. Колыма; 6) дальнейший анализ чувствительности стока воды р. Колыма к климатическим изменениям с использованием модели ECOMAG. В работе выполнена статистическая обработка временных рядов расходов воды. В частности, подробно исследована динамика гидрологического режима р. Колыма и некоторых ее притоков с учетом данных до 2018 года. Модель ECOMAG широко применяется для арктических бассейнов с меняющимися климатом. Однако для р. Колыма моделирование стока и анализ его чувствительности к климатическим изменениям ранее не выполнялись. Основные результаты, к которым удалось прийти в процессе работы: 1. По данным реанализа ERA5 и программы CALM оставлены карты для Арктической зоны России, иллюстрирующие динамику некоторых метеорологических параметров. Установлена положительная динамика глубины сезонно- талого слоя в бассейне р. Колыма (+2 см/год), темпы которой превышают средние для Арктической зоны (+1 см/год). 2. Для ряда отдельных постов на реках криолитозоны установлены статистически значимые изменения годового стока воды, а также перераспределения сезонного. Расчет множественного коэффициента корреляции демонстрирует наличие связи между динамикой гидрологических характеристик в зависимости от изменения глубины сезонно-талого слоя и количества осадков. 3. Для бассейна р. Колыма зафиксировано увеличение годовой температуры на 1.0 ̊С и суммы осадков на 30 мм в 2000-2013 гг. относительно 1979-1999 гг., причем наиболее значительные изменения происходят в весенние месяцы: рост температуры и суммы осадков на 2.3 ̊С и +21% соответственно. 4. Установлена положительная динамика объемов годового стока воды р. Колыма в 2000-2018 гг. относительно 1977-1999гг. Среднегодовые расходы воды увеличились на 7% в створе Колымское (от 3240 до 3475 м3/с) и 24% в створе Среднеколымск на 24% (от 2230 до 2760 м3/с). Выявлены статистически значимые изменения сезонного стока р. Колыма: увеличение средних расходов воды в зимнюю межень, рост подземного стока, смещение на более ранние даты прохождения максимального расхода воды. 5. Выполнены калибровка и верификация физико-математической модели формирования речного стока ECOMAG для бассейна р. Колыма, показавшие хорошую воспроизводимость моделью фактических данных (R2NS = 0.87). Это позволило использовать модель для анализа чувствительности годового и сезонного стока воды р. Колыма к климатическим изменениям. Показано увеличение стока воды при снижении температуры воздуха и при росте суммы осадков. При этом сток воды чувствительнее к повышению осадков на 5%, чем к росту температуры на 1 ̊С. Полученные в данной работе результаты позволяют, во-первых, делать выводы о современной динамике стока рек криолитозоны, а также о зависимостях этих изменений от динамики метеорологических параметров и характеристик вечной мерзлоты, а, во-вторых, получить представление о чувствительности к возможным климатическим изменениям стока р. Колыма, крупнейшей реки в области сплошного распространения мерзлоты.

География

Дипломы

Вуз: Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова (МГУ имени М.В. Ломоносова)

ID: 60e9e9bde4dde500016d2e19

UUID: 4c246c90-c3dc-0139-3c72-0242ac180005

Язык: Русский

Опубликовано: больше 3 лет назад

Просмотры: 85

20.2

Анастасия Лисина

Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова (МГУ имени М.В. Ломоносова)

Комментировать 1

Рецензировать 2

Скачать - 13,1 МБ

Поделиться работой

Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова ГЕОГРАФИЧЕСКИЙ ФАКУЛЬТЕТ КАФЕДРА ГИДРОЛОГИИ СУШИ ЛИСИНА Анастасия Андреевна Особенности формирования стока рек криолитозоны (на примере бассейна Колымы) ВЫПУСКНАЯ РАБОТА БАКАЛАВРА Работа допущена к защите « » 20 г. Научный руководитель: проф., д.г.н. Фролова Наталья Леонидовна (подпись) Рецензент: доцент, к.г.н. Магрицкий Дмитрий Владимирович (подпись) Москва 2021 1

Оглавление Введение .....................................................................................................................................3 Глава 1. Криолитозона России как регион формирования речного стока. ................5 1.1. Криолитозона и ее особенности ............................................................................................5 1.2. Влияние изменения климата на криолитозону ....................................................................8 1.3. Влияние криолитозоны на гидрологический режим рек ..................................................11 1.4. Гидрологические последствия климатических изменений в криолитозоне ...................14 Глава 2. Район исследования..............................................................................................25 2.1. Физико-географическое описание бассейна р. Колыма. ..................................................25 2.2. Гидрографическая характеристика бассейна р. Колыма. .................................................28 2.3. Сведения о современной динамике гидрологического режима р. Колыма ....................30 Глава 3. Использовавшемся материалы и методика обработки данных ...................33 3.1. Исходные данные гидрологических наблюдений и их обработка. .................................33 3.2. Методика обработки данных для построения карт динамики метеорологических характеристик и глубины сезонно-талого слоя. .......................................................................36 3.3. Применение физико-математической модели формирования стока ECOMAG ............38 Глава 4. Изменение климатических условий в российской криолитозоне ................43 4.1. Изменение метеорологических параметров и глубины сезонно-талого слоя в российской Арктической зоне....................................................................................................43 4.2. Динамика метеорологических параметров в бассейне р. Колыма .................................56 Глава 5. Результаты анализа динамики гидрологического режима рек арктической зоны России, в том числе, р. Колыма. ...............................................................................63 5.1. Изменения некоторых характеристик гидрологического режима рек Арктической зоны России. .................................................................................................................................63 5.2. Изменения гидрологического режима рек бассейна р. Колыма. .....................................66 5.2.1. Анализ динамики гидрологического режима р. Колыма на основе фактических данных о расходах воды для створов Колымское I, г. Среднеколымск, пос. УстьСреднекан .....................................................................................................................................67 5.2.2. Анализ динамики гидрологического режима р. Колыма для створа Колымское I с использованием алгоритма автоматического расчленения гидрографа стока по генетическим составляющим GrWat .........................................................................................76 5.2.3. Изменения гидрологического режима рек - притоков р. Колыма ................................83 Глава 6. Результаты моделирования стока р. Колыма с использованием модели формирования стока ECOMAG ..........................................................................................92 6.1. Воспроизводимость фактических данных моделью ECOMAG .......................................92 6.2. Анализ чувствительности расходов воды р. Колыма к климатическим изменениям. ..93 Заключение .............................................................................................................................102 Список литературы ................................................................................................................104 Приложение ................................................................................................................................1 2

Введение Формирование стока рек Арктической зоны России неравзрывно связано с наличием вечной мерзлоты в пределах их водосборов. Процесс деградации криолитозоны, активный в последние десятилетия, не может не сказаться на гидрологическом режиме рек, протекающих в данных областях. Современные исследования подчеркивают сложность и неоднозначность связи между динамикой стока воды и состоянием криолитозоны. Анализ и прогнозирование изменений стока – необходимое условие безопасного водопользования в арктических регионах. Данная работа направлена на изучение динамики стока рек криолитозоны и механизмов ее связи с изменением метеорологических характеристик и параметров вечной мерзлоты. Анализ проводился на примере бассейна р. Колыма, крупнейшего речного бассейна, полностью расположенного в зоне сплошного распространения вечной мерзлоты. Целью работы являлось изучение современной динамики гидрологического режима р. Колыма и прогнозирование его возможных изменений. Это потребовало решения следующих задач: 1) знакомство с публикациями, посвященными данной тематике; 2) рассмотрение динамики метеорологических характеристик и глубины сезонно-талого слоя для всей Арктической зоны России и, в частности, для бассейна р. Колыма; 3) рассмотрение динамики основных гидрологических характеристик для ряда постов на реках криолитозоны; 4) анализ изменений гидрологического режима р. Колыма, в том числе с использованием алгоритма GrWat; 5) калибровка и верификация физико-математической модели формирования речного стока ECOMAG для бассейна р. Колыма; 6) дальнейший анализ чувствительности стока воды р. Колыма к климатическим изменениям с использованием модели ECOMAG. Данные реанализа ERA5, предоставляемые Европейским центром среднесрочных прогнозов погоды, использованы в работе для получения метеорологической информации на всю территорию Арктической зоны России с 1979 г. и построения карт. Источником данных о глубине сезонно-талого слоя, 3

необходимых для оценки изменений состояния вечной мерзлоты, послужила международная программа мониторинга глубины сезонно-талого слоя CALM. В работе выполнена статистическая обработка временных рядов расходов воды. В частности, подробно исследована динамика гидрологического режима р. Колыма и некоторых ее притоков с учетом данных до 2018 года. Модель ECOMAG широко применяется для арктических бассейнов с меняющимися климатом. Однако для р. Колыма моделирование стока и анализ его чувствительности к климатическим изменениям ранее не выполнялись. Данная работа состоит из 6 основных глав и включает следующие разделы: обзор научных публикаций; физико-географическое и гидрографическое описание бассейна р. Колыма; описание методики исследования: рассмотрения динамики метеорологических параметров и характеристик вечной мерзлоты для Арктической зоны России в целом и отдельно для р. Колыма; для ряда постов на реках криолитозоны поиск зависимостей между динамикой стока и изменением метеорологических параметров и состояния криолитозоны; подробный анализ динамики гидрологического режима р. Колыма; анализ чувствительности стока воды р. Колыма к климатическим изменениям с использованием модели формирования стока ECOMAG. 4

Глава 1. Криолитозона России как регион формирования речного стока. 1.1. Криолитозона и ее особенности Под термином “криолитозона” понимается область распространения вечной мерзлоты. Вечная мерзлота представляет грунт, температура которого сохраняется ниже 0˚С в течение, как минимум, 2 лет [Woo, 2012]. В северном полушарии к криолитозоне относится 24% суши [Walvoord, Kurylyk, 2016] (рис. 1.1.1). При этом в России многолетнемерзлыми породами занято более 60% территории [Национальный атлас Арктики, 2017] (рис. 1.1.2). Вечная мерзлота распространена на территории европейского севера, на севере Западной Сибири, на Дальнем Востоке и в Восточной Сибири, где многолетнемерзлые породы достигают южных границ страны [Burenina et al., 2015]. Большую часть криолитозоны России составляют многолетнемерзлые породы сплошного распространения [Национальный атлас Арктики, 2017]. Граница между областями сплошного и прерывистого распространения вечной мерзлоты выражена значительно четче по сравнению с южной границей вечной мерзлоты, т.е. с переходом между зоной распространения островной вечной мерзлоты и областями, от нее свободными [Smith, Riseborough, 2002]. Рис. 1.1.1. Распространение вечной мерзлоты в Северном полушарии [Walvoord, Kurylyk, 2016] 5

Рис. 1.1.2. Распространение вечной мерзлоты на территории России [Геокриологическая карта СССР, 1991] В пределах криолитозоны принято выделять зоны сплошного распространения мерзлых пород прерывистого распространения, а также зоны островной вечной мерзлоты [Национальный атлас Арктики, 2017]. М.И. Сумгин, один из основоположников учения о многолетнемерзлых грунтах, охарактеризовал вечную мерзлоту как квазиширотное явление [Сумгин, 1927], так как характер распространения вечной мерзлоты определяется комплексом как зональных, так и азональных факторов. Рис. 1.1.3 схематично иллюстрирует распространение амплитуды температурных колебаний. По законам Фурье наличие снежного и растительного покрова заметно снижает величину колебаний, которые окончательно затухают на некоторой глубине. Этот верхний слой грунта, подверженный сезонным оттаиваниям и промерзаниям, называется сезонно-талым слоем. Таким образом, над вечной мерзлотой располагается сезонно-талый слой. Верхняя граница мерзлых грунтов может находиться на глубинах от нескольких десятков сантиметров до первых метров под поверхностью земли, гораздо в большом диапазоне может изменяться положение нижней границы - от нескольких метров до нескольких сотен метров и первых километров [Walvoord, Kurylyk, 2016]. При движении вглубь 6

земной коры происходит постепенный рост температуры, связанный с потоками геотермического тепла, в результате чего у нижней границы вечной мерзлоты температура грунта повышается до 0˚С. Величина геотермического градиента, характеризующего увеличение температуры пород при движении от земной поверхности к центру Земли, в среднем, составляет 0,03 ˚С/ 1 м [Woo, 2012]. Рис. 1.1.3. Схема вертикального распределения температур и их суточной амплитуды в криолитозоне [Bogorodskii et al., 2018] В пределах многолетнемерзлых грунтов вода способна находиться в жидком состоянии, и определение вечной мерзлоты как грунт, вода в котором находится в замороженном состоянии, можно встретить только в ранней литературе. Это связано с депрессией точки замерзания, когда из-за действия адсорбционных и капиллярных сил внутри грунта вода существует в переохлажденном состоянии [Walvoord, Kurylyk, 2016]. Переохлажденная вода образует слой криопег, как правило, расположенный у основания вечной мерзлоты [Woo, 2012]. В России температура мерзлых пород в целом понижается с запада на восток. Однако, параметры вечной мерзлоты будут сильно зависеть от местных ландшафтных условий. Так, в долинах крупных рек или рядом с озерами могут формироваться талики – участки оттаявшего грунта [Woo, 2012]. Температура долинных многолетнемерзлых грунтов практически всегда превышает температуру водораздельных [Национальный атлас Арктики, 2017]. 7

На мощность сезонного оттаивания, в первую очередь, влияет годовой ход температуры воздуха. Данные измерений демонстрируют, что максимальная глубина сезонно-талого слоя достигается в начале осени, когда температуры воздуха опускаются и переходят через 0˚С [Маслаков, 2018]. Причем глубина оттаивания может заметно различаться даже в пределах урочища, что вызвано неоднородным составом почвы, характером растительности и набором других локальных особенностей ландшафта [Анисимов, 2008]. Среди других, наиболее значимых и влияющих на мерзлые грунты факторов, следует отметить высоту и плотность снежного покрова, характер растительности и механический состав почвы. Снежный покров, с одной стороны, препятствует промерзанию грунта в зимний период, но при этом его большая мощность приводит к потерям тепла на таяние, что снижает интенсивность весеннего прогрева почвы. Наличие растительного покрова изменяет альбедо поверхности почвы и ее влажность, снижает происходящие в грунте температурные колебания и способствует перераспределению снежного покрова. При высокой влажности почвы ее промерзание будет происходить медленнее, т.к. при замерзании воды, содержащейся в сезонно-талом слое, выделяется тепло. От состава почвы будут зависеть альбедо, теплоемкость и теплопроводность грунта. Например, торф очень хорошо препятствует прогреву: в теплый период теплопроводность насыщенного водой торфа составляет 0,46 Вт*м-1*с-1. Теплопроводность замершего торфа достигает 2,3 Вт*м-1*с-1. Подобная разница в теплопроводности торфа приводит к большим потерям тепла зимой и слабому прогреву летом. 1.2. Влияние изменения климата на криолитозону Изменения климатических условий в последние десятилетия, особенно активно проявляющееся в полярных широтах, влекут за собой изменения состояния криолитозоны [Schuur et al., 2015], [Koven, Riley, Stern, 2013], [Конищев, 2011]. Современная криолитозона начала формироваться в плейстоцене в условиях более сурового климата по сравнению с нынешним. При современном потеплении происходит оттаивание многолетнемерзлых пород, но повторного глубокого промерзания уже не происходит, что делает процесс деградации криолитозоны безвозвратным [Streletskiy, 2015], [Национальный атлас Арктики, 2017]. 8

В работе [Serreze et al., 2003] рассматриваются глобальные изменения метеорологических параметров. Автор отмечает повышение среднегодовых температур, в первую очередь происходящее за счет увеличения температур холодного периода года. Рис. 1.2.1 демонстрирует рост температур для периода 1966-1995 гг. в зимние и весенние месяцы, при этом температура летом изменяется слабо. Значительное зимнее и весеннее потепление над Евразией и западной частью Северной Америки компенсируется охлаждением над северо-западной Атлантикой (Гренландия, северо-восточное побережье Северной Америки). Рис. 1.2.1 Изменения средних годовых (1), летних (2), осенних (3), зимних (4) и весенних (5) температур воздуха у земной поверхности в северном полушарии за период 1966-1995 гг. [Serreze et al., 2003]. 9

Помимо роста температур [Serreze et al., 2003] отмечает следующие климатические изменения – рост осенних и зимних осадков на широтах 55-85˚с.ш., особенно активный на территории Северной Канады; отрицательные аномалии высоты снежного покрова в Северном полушарии (-10% за 1966-1995 гг.); снижение давления в полярных широтах; рост интенсивности эмиссии диоксида углерода в тундровой зоне, ранее являвшейся “чистым поглотителем CO2". Деградация криолитозоны выражается в увеличении мощности сезонно-талого слоя, через который идет теплообмен между криолитозоной и атмосферой. Ежегодный мониторинг глубины сезонно-талого слоя - один из основных подходов к определению темпов деградации криолитозоны. Крупнейшей программой, ведущей комплексные наблюдения за сезонно-талым слоем, является программа CALM (Circumpolar Active Layer Monitoring) [CALM Program Description]. Оценка темпов изменений глубины сезонно-талого слоя для различных регионов проведена в работе [Oelke, Zhang, Serreze, 2004]. Так, за 1980-2002 гг. глубина сезонно-талого слоя увеличивалась в среднем на 0,81 см/ год в бассейне Енисея, на 0,47 см/ год – в бассейне Маккензи, на 0,35 см/ год – в бассейне Лены (рис. 1.2.2). Отмечается, что максимальная толщина оттаивания достигается в конце лета - начале осени (рис. 1.2.3). Установлена прямая зависимость изменения глубины сезонно-талого слоя от изменения продолжительности периода с положительными температурами воздуха. Рис. 1.2.2. Глубина сезонно-талого слоя в 1980 г (рассчитанные значения) (а); изменение глубины сезонно-талого слоя за 1980-2002 гг. (b) [Oelke, Zhang, Serreze, 2004] 10

Рис. 1.2.3. Дата достижения сезонно-талым слоем максимальной глубины за год в 1980 г. (а); изменение даты за 1980-2002 гг. (b) [Oelke, Zhang, Serreze, 2004] В качестве индикатора скорости деградации могут выступать колебания температуры грунта. Однако мониторинг температур грунта в различных ландшафтных условиях [Smith, Riseborough, 2002] показал, что расчет скорости роста глубины сезонно-талого слоя по данным мониторинга температур возможен только на открытых участках с коренными породами. В работе автор также приходит к выводу, что при одном и том же изменении температуры в различных областях криолитозоны реакция вечной мерзлоты существенно будет зависеть от ландшафтных условий [Конищев, 2011]. 1.3. Влияние криолитозоны на гидрологический режим рек Криолитозона занимает обширные территории северного полушария, где формируют свой сток многие крупнейшие реки планеты. Влиянию криолитозоны на гидрологический режим рек посвящен целый ряд работ [Peterson et al., 2002], [McClelland et al., 2004], [Lammers et al., 2001]. Согласно [Woo, 2012], главные отличительные особенности рек криолитозоны – это, во-первых, ограниченная проницаемость мерзлых грунтов, во-вторых, наличие сезонно-талого слоя, с которым связаны основные процессы формирования стока, а также это возможная аккумуляция воды в наледях, приводящая к перераспределению стока. Авторы [Kuchment, Gelfan, Demidov, 2000] отмечают, что при разработке модели формирования стока р. Колыма они учитывали низкую интенсивность инфильтрации и степень сезонного оттаивания грунта, приводящего 11

к существенному росту емкостных свойств почвы и изменяющего соотношение между подземным и русловым стоком. По имеющимся оценкам состояние криолитозоны играет определяющую роль в формировании стока, если мерзлотой занято более 60% водосбора, и слабо влияет на реки, в бассейне которых менее 40% территории занято мерзлотой [Ye et al., 2009]. Так как ниже сезонно-талого слоя залегают относительно непроницаемые мерзлые грунты, то сезонно-талый слой является водоносным горизонтов. От глубины оттаивания, определяющей фильтрационную способность почвы, будут зависеть объемы подземного питания реки [Walvoord, Kurylyk, 2016]. На реках криолитозоны половодье наступает в конце весны – начале лета. Коэффициенты стока повышаются при движении на север, что связано с снижением скорости инфильтрации поступающих на водосбор дождевых и талых воды. Характерные значения коэффициентов стока для криолитозоны - около 0,7-0,8 в арктических полярных пустынях и 0,4-0,6 – в более южных регионах Арктики [Woo, 2012]. Для рек криолитозоны характерна устойчивая продолжительная зимняя межень. Зимняя межень на реках тундровой зоны может начинаться в конце сентября и продолжаться до 260 дней, у южной границы распространения вечной мерзлоты - до 170 дней. В течение зимней межени главным источником питания реки являются подземные воды. По мере промерзания и истощения подземного питания речной сток снижается [Аржакова, 2001]. Таким образом, многолетнемерзлые грунты формируют криогенные водоупоры, образование которых может приводить к разделению подземных вод на над-, меж- и подмерзлотные. В зонах сплошного распространения вечной мерзлоты подземное питание в зимнюю межень осуществляется преимущественно за счет межмерзлотных гидрогенных таликов, так как запасы надмерзлотных вод, обычно сосредоточенных в сезонно-талом слое, крайне малы, а подмерзлотные воды залегают значительно глубже вреза русла. В зоне прерывистого и островного распространения вечной мерзлоты подземные воды (над-, меж- и подмерзлотные) формируют единую гидродинамическую систему, поэтому многолетнемерзлые 12

породы практически не оказывают влияние на подземное питание рек [Аржакова, 2001]. В верховьях рек в зоне сплошной вечной мерзлоты гидрогенные талики, как правило, не формируются. В среднем течении образовывается сезонный подрусловой талик, ниже – устойчивый подрусловой талик, а в низовьях находятся пойменные талики. При этом у русел наиболее крупных рек возможно формирование сквозных таликов [Walvoord, Kurylyk, 2016]. Гидрологический режим реки в зимнюю межень определяется запасом подземной воды в таликах, следовательно, вечная мерзлота будет меньше влиять на зимний сток крупных рек, так как в их долине из-за утепляющего воздействия потока формируются крупные талики [Аржакова, 2001]. На реках криолитозоны нередко наблюдается явление промерзания и перемерзания русла. Промерзание русла – это кристаллизация всей водной толщи от поверхности до дна. Промерзание участка реки в зимний период приводит к прекращению стока на данном участке. Увеличение толщины ледяного покрова определяется температурным режимом зимы, высотой снежного покрова на льду, размерами реки, глубинами и скоростями течения. В областях сплошного распространения многолетнемерзлых пород основной причиной промерзания может стать изменение объема поступления межмерзлотных подземных вод из таликов. Промерзание рек в целом наблюдается на участках небольшой протяженности. Но в зонах сплошной мерзлоты при определенных метеорологических условиях промерзание будет происходить на участках большой длины. Промерзание может наблюдаться на некотором расстоянии от истока в случае истощения запасов подземных вод. Перемерзанием рек называют чередование на реке промерзших и непромерзших участков. При этом зимний сток реки не прекращается, так как часть руслового стока переходит в подрусловую, часть – выходит на поверхность ледяного покрова, образуя наледи. По данным [Аржакова, 2001] для рек в областях сплошного распространения вечной мерзлоты перемерзание - более частое явление, чем промерзание. Данные явление чаще наблюдаются на малых и средних реках. Промерзание рек, которое приводит к полному прекращению стока в русле, вызвано тремя причинами. Во-первых, промораживание грунта приводит к истощению 13

запасов подземных вод. Во-вторых, увеличение толщины ледяного покрова быстро происходит на перекатах. В-третьих, происходящие наледные явления аккумулируют значительную часть зимнего стока. Зимний сток формируется за счет притока в русло подземных вод, количество поступления которых, помимо метеорологических условий, зависит от состава породы, ее строения, степени промороженности, теплоемкости и теплопроводности [Аржакова, 2001]. Как было упомянуто выше, зимний сток может аккумулироваться в наледях, представляющих собой слоистый лед, который накапливается вдоль ручьев и рек в результате сброса подземных вод при низких температурах [Woo, 2012]. Наледи образуются при поступлении воды на переохлажденную поверхность и могут встречаться как в русле, так и в речной долине. Их появление зависит от ландшафтных и гидрогеологических особенностей. На некоторых реках северовостока России наледи занимают 4% площади водосбора, а наледность водосбора р. Индигирка оценивается как 1,3% [Макарьева, 2019]. Таким образом, характерными особенностями гидрологического режима рек криолитозоны являются: • Ярко выраженные фазы водного режима. Низкая устойчивая зимняя межень. • Многолетнемерзлые грунты образуют криогенный водоупор, что создает барьер для поступления подземных вод в русло реки и уменьшает фильтрационную способность почвы. • Сильная изменчивость влагоемкости почвы, связанная с глубинами сезонного оттаивания и промерзания. • Коэффициенты стока рек криолитозоны превышают коэффициенты стока рек на свободных от вечной мерзлоты территориях, что связано с пониженной фильтрацией, в результате чего поступление дождевой и талой воды в русло не растягивается во времени. 1.4. Гидрологические последствия климатических изменений в криолитозоне Современные исследования подчеркивают сложность и неоднозначность связи между динамикой стока рек и изменением состояния криолитозоны. Комплекс 14

взаимосвязей между процессами деградации вечной мерзлоты и формирования речного стока приводится в работе [Walvoord, Kurylyk, 2016] (рис. 1.4.1). Основным примером прямого влияния таяния мерзлоты на речной сток является рост объемов поступающих в русло подземных вод. Рис. 1.4.1. Существующие зависимости между процессами деградации вечной мерзлоты и формирования речного стока [Walvoord, Kurylyk, 2016] На рис. 1.4.2. схематично изображено, как при потеплении климата (b) относительно нынешнего (а) могут перераспределяться запасы воды в бассейне в зависимости от гидрогеологических условий водосбора. С одной стороны, закрытые талики могут трансформироваться в открытые (рис. 1.4.2 слева), т.е. водоупор пропадает, что приводит к снижению уровня грунтовых вод и сокращению водности. С другой стороны, при неполном оттаивании талика и при увеличении осадков (рис. 1.4.2 справа) водность может увеличиваться вследствие увеличения подземного питания. 15

Рис. 1.4.2. Изменение гидрогеологических условий региона из-за потепления для нынешнего климата (a) и более теплого климата (b) [Walvoord, Kurylyk, 2016] Таким образом, таяние многолетнемерзлых пород приводит к появлению новых подземных потоков (как вертикальных, так и боковых) и увеличению объемов этих потоков. Увеличивается фильтрационная способность почвы и усиливается связь между поверхностными и подземными потоками. Также важно отметить, что при деградации многолетнемерзлых пород они перестают выступать водоупорами для потоков подземных вод, что может повлечь за собой различные гидрологические последствия. Многие исследования подчеркивают неоднозначность связи между динамикой речного стока и деградацией мерзлоты [Streletskiy, 2015]. Одной из причин отрицательной динамики речного стока могут выступать термокарстовые процессы. Так, термокарстовые просадки в пределах бассейна, приводящие к образованию отрицательных форм рельефа, впоследствии будут заполняться водой, что вызывает перераспределение водозапосов в пределах водосбора [Streletskiy, 2015], [Lafrenière, Lamoureux, 2019], [Colombo et al., 2018], [Coleman et al., 2015]. 16

Анализ стока рек бассейна р. Купер (Аляска) с использованием модели MWBMglacier показал, что для отдельных притоков, расположенных в области сплошного распространения мерзлоты, получена отрицательная динамика стока, связанная с критическим истощением площади ледников, запасов воды на водосборе. При этом для главной реки р. Купер к концу XXI прогнозируется увеличение стока [Valentin, 2017]. Деградация криолитозоны приводит к увеличению содержания воды в сезонноталом слое и к расширению сети таликов [Woo, 2012]. За счет этого возрастает меженный сток, формирующийся подземными водами. Изменение гидрологического режима рек центральной Сибири рассмотрено в работе [Burenina et al., 2015]. Для исселдуемых речных бассенйов отмечается значительный рост температур и менее активное увеличение суммы осадков. Изменения годового и зимнего стока авторы рассматривают как индикатор степени деградации вечной мерзлоты в бассейне. В качестве маловодного зимнего стока использовался суммарный сток с ноября по апрель. 60-70 % годового стока исследуемых рек приходится на половодье, которое наступает в мае – июле в зависимости от речного бассейна. На реках с меньшими площадями бассейнов продолжительность половодья снижается, и максимальный расход будет наблюдаться в летне-осеннюю межень при прохождении паводков [Burenina et al., 2015]. Доля зимнего стока отличалась для разных рек, но не превышала 10-15%, что говорит крайне незначительном поступлении подземных вод в русло в эти месяцы. На рис. 1.4.3 показано изменение доли зимнего стока в годовом для 5 рек. Для р. Тембенчи среднегодовой зимний сток не превышает 3% от годового. Авторам [Burenina et al., 2015] удалось установить следующую зависимость: по мере продвижения от бореальных областей к тундре возрастает роль жидких и твердых осадков в формировании стока, а роль летних температур ослабевает. Это связывают с тем, что в тундре, где летние температуры меньше, чем в лесной зоне, тепловая энергия будет в первую очередь идти на таяние снега и ее не будет хватать на активное оттаивание горизонтов грунта. 17

Рис. 1.4.3. Доля зимнего стока в годовом стоке исследуемых рек (%) в период 1939 по 1993 гг. [Burenina et al., 2015] По данным [Burenina 2015] на исследуемых реках до 2000 г. не наблюдалось существенной динамики в изменении стока (рис. 1.4.1). Для рек Таймура, Тембенчи, Подкаменная Тунгуска отсутствует тенденция к увеличению зимнего стока. Для рек Гравийка и Ерачимо наблюдается рост данного показателя в период 1980-х – 1990-х гг. Наибольший интерес представляют данные об изменении речного стока после 2000 г, так как в этот период таяние вечной мерзлоты проходило наиболее активно. Рис. 1.4.4 иллюстрирует тенденцию к уменьшению годового стока и увеличению зимнего. Падение годового стока связывают с уменьшением общего количества осадков, рост годового – с увеличивающимся объемом поступающих подземных вод. Таким образом, снижается отношение максимального расхода воды к минимальному. 18

Рис. 1.4.4. Динамика годового (синяя линия) и зимнего (красная линия) стока рек Подкаменная Тунгуска (А), Турухан (В), Советская речка (С), Ерачимо (D) [Burenina et al., 2015] По результатам [Sjöberg, Frampton, Lyon, 2013] для рек криолитозоны Швеции значительное увеличение стока происходит для 9 из 17 бассейнов. Средний темп роста слоя стока для этих бассейнов составил 0,7 мм/год, что соответствует ежегодному увеличению средних расходов воды в зимнюю межень на 1,1%. При этом на остальных реках зафиксировано снижение уровня грунтовых вод, что привело к снижению стока. Авторы отмечают нелинейную зависимость между объемами подземного питания и глубиной сезонного оттаивания [Sjöberg, Frampton, Lyon, 2013]. В работе [Makarieva et al., 2018] сообщается о изменении в период с 1948 года по 1997 гг. среднегодовой температуры воздуха в верховьях Колымы на 1,1˚С, а температур октября и марта на 3,3˚С и 2,3˚С соответственно. При этом годовая сумма осадков в регионе выросла на 21%. С этими изменениями автор связывает рост годового стока рек верхней части бассейна Колымы, достигающий для отдельных водотоков +67 мм (+24% годового стока), уточня значительную роль ландшафтных условий бассейна в динамике стока. 19

Иллюстрация зависимости между содержанием воды и льда в верхнем горизонте почвы (0-3 м) и зимним стоком рек приведена на рис. 1.4.5. Результаты получены для рек Тибетского нагорья [Gao et al., 2018]. Из-за деградации вечной мерзлоты увеличивается содержание в грунте воды в жидком состоянии и уменьшается в твердом состоянии. Сравнение графиков подтверждает зависимость стока в зимнюю межень от поступления подземных вод в русло. Причем наиболее активный рост запасов подземных вод происходил в последние три десятилетия. Авторы уточняют, что наиболее существенные изменения стока произошли для рек, в бассейнах которых вечная мерзлота оттаяла полностью. Рис. 1.4.5. Изменения среднего содержания жидкой воды в верхнем 0-3метровом горизонте почвы (а), льда в верхнем 0-3-метровом слое почвы (b), запаса подземных вод (с) (в эквивалентном слое воды, мм) [Gao et al., 2018] Результаты моделирования, приводящиеся в работе [Krogh, Pomeroy, 2018], показали, что для рек криолитозоны доля дождевого питания возросла на 22,7% в период с 1960 по 2016 гг. и, соответственно, уменьшилась доля снегового питания, что связано как с ростом суммы осадков, так и со снижением продолжительность 20

наличия снежного покрова, в среднем, на 8-17 дней. По оценками [Krogh, Pomeroy, 2018], запасы воды в снежном покрове сократились на 12%. Помимо увеличения объемов подземного питания, в качестве одной из причин увеличения зимнего стока [Streletskiy, 2015], [Walvoord, Kurylyk, 2016] рассматривают уменьшение толщины речного льда, из-за чего возрастает площадь сечения потока. Деградация криолитозоны приводит к изменению не только ионного и теплого стока [Lafrenière, Lamoureux, 2019]. При оттаивании мерзлоты минерализация воды, как правило, повышается. В настоящий момент из-за деградации вечной мерзлоты резко снижается площадь наледей на северо-востоке России [Макарьева, 2019]. Однако данный процесс активнее происходит в областях прерывистого и островного распространения мерзлоты. Авторы [Макарьева, 2019] не прогнозируют к концу XXI века полного исчезновения наледей в бассейне Индигирки, несмотря на прогнозируемое потепление на 2-3˚С. Повышение годового стока происходит на крупнейших реках бассейна Северного Ледовитого океана, многие из которых формируют свой сток южнее криолитозоны. Так, для шести рек, р. Енисей, р. Лена, р. Обь, р. Печора, р. Колыма, р. Северная Двина, формирующих две трети евразийского стока в Северный Ледовитый океан [Yang, Ye, Shilklomanov, 2004], фиксируется положительная динамика их общего объема стока за период с 1936 по 1999 гг. [Peterson et al., 2002]. Темпы среднегодового прироста стока шести перечисленных крупнейших рек составляют +2 км3/год, что соответствует увеличению их суммарного годового стока на 7% за 1936-1999 гг. [Peterson et al., 2002]. Таким образом, изменения гидрологического режима рек криолитозоны – последствия климатических изменений в регионе и деградации вечной мерзлоты. В таблице 1.4.1. собраны данные о динамике гидрологического режима на некоторых реках в результате деградации криолитозоны. Данная взаимосвязь является сложной, так как ее характер дополнительно будет определяться целым рядом гидрогеологических и ландшафтных факторов. 21

С одной стороны, на многих реках существуют тенденция увеличения среднегодового стока, главным образом, за счет роста объемов подземного питания. При этом наиболее активно возрастает меженный сток. Растут весенние температуры, и половодье смещается на более ранние даты. Помимо этого, из-за увеличения фильтрационной способности почвы происходит сглаживание пиков паводков и половодья и уменьшение отношения максимального расхода воды к минимальному. Однако, с другой стороны, может понижаться уровень грунтовых вод из-за деградации мерзлых грунтов, ранее выступавших водоупором, из-за чего среднегодовые расходы воды будут снижаться. Таблица 1.4.1. Гидрологические последствия климатических изменений в криолитозоне Бассейн реки Климатические Гидрологические Источник изменения в области последствия информации криолитозоны Притоки Деградация вечной Увеличение зимних расходов [Wang, Chen, Янцзы и мерзлоты (из-за воды; Yang, 2017] Хуанхэ увеличения мощности уменьшение соотношения сезонно-талого слоя Qmax/Qmin, где Qmax и Qmin возрастает влагоемкость максимальное и минимальное почвы, и происходит значение расхода за год смещение поступления соответственно подземных вод в сторону зимнего периода) Речные Деградация мерзлоты Увеличение зимних расходов [Burenina et бассейны (из-за чего увеличивается воды (более чем в 10 раз для al., 2015] центральной объем подземных вод, 7 из 9 рек); Сибири поступающих в реки) уменьшение соотношения Рост летних температур Qmax/Qmin, где Qmax и Qmin (приводит к активному максимальное и минимальное оттаиванию сезоннозначение расхода за год талого слоя и соответственно увеличению стока) Рост майских температур (увеличивает интенсивность испарения с поверхности снега и уменьшает сток) 22

17 рек Северной Швеции - Верховья Колымы - р. Купер и притоки (Аляска) Повышение температур Увеличение годового стока; Увеличение числа Увеличение минимальных осадков расходов в зимнюю межень; перераспределение времени поступления воды с водосбора в русло; сглаживание пика половодья и паводков Продолжительный процесс оттаивания может привести к понижению уровня грунтовых вод и, как следствие, к уменьшению стока Повышение температур, Уменьшение стока в связи с приводящее к понижением уровня оттаиванию сезонногрунтовых вод, вызванного талого слоя деградацией мерзлотного водоупора. Увеличение мощности сезонно-талого слоя, приводящее к росту количества поступающих в русло подземных вод и, как следствие, к уменьшению толщины речного льда. Также снижение мощности ледяного покрова вызывает повышение температур. [Sjöberg, Frampton, Lyon, 2013] [Walvoord, Kurylyk, 2016] Повышение среднегодовой температуры на 1,1˚С, температур октября и марта на 3,3˚С и 2,3˚С соответственно. Рост годовой суммы осадков на 21% в период с 1948 года по 1997 гг. Повышение температуры, приводящее к увеличению глубины оттаивания сезонно-талого слоя Увеличение стока рек региона [Lebedeva, на 24% (на 67 мм) за 50-летний Makarieva, период наблюдений Vinogradova, 2019] Резкое сокращение площади ледников, вызванное повышение температур Уменьшение роли ледникового [Valentin, питания, уменьшение речного 2017] стока Увеличение фильтрационной способности почвы, приводящее к сглаживанию летних паводков 23 [Oelke, Zhang, Serreze, 2004]

- - Тибетское нагорье Уменьшение продолжительности снежного покрова и запаса воды в нем. Рост температур, в особенности на Северо-Западе Канады. Рост доли дождевого питания [Krogh, относительно снегового; рост Pomeroy, сток рек бассейна Северного 2018] Ледовитого океана; уменьшение толщины речного льда; смещение на более ранние даты половодья Повышение температур, Увеличение запасов почвенных [Lafrenière, приводящее к оттаиванию вод, что создает новые пути для Lamoureux, сезонно-талого слоя движения подземных потоков- 2019] переносчиков растворенных и взвешенных веществ, а также тепла. Повышение температур, Увеличение стока рек в [Gao et al., приводящее к оттаиванию высокогорных районах в 2018] сезонно-талого слоя области развития криолитозоны, происходящее с большей интенсивностью, чем на равнинах. Величина коэффициента стока меняется незначительно, т.к. рост стока сопровождается ростом испарения 24

Глава 2. Район исследования. 2.1. Физико-географическое описание бассейна р. Колыма не хватает карты бассейна Колымы Колыма – крупнейшая река бассейна Восточно-Сибирского моря, протекающая по территории Магаданской области и Республики Якутия. Образуется при слиянии рек Аян-Юрях и Кулу, которые берут начало на Нерском плоскогорье. Длина Колымы от слияния Аян-Юрях и Кулу составляет 2129 км (или 2436 км от истока р. Кулу), площадь бассейна 647 тыс. км2 [Ресурсы..., 1969]. Около половины территории бассейна находится в пределах Магаданской области, примерно четверть занимают Республика Якутия и Чукотский автономный округ, к Хабаровскому краю относится менее 1% бассейна [СКИОВО, 2011]. Река впадает в Колымский залив Восточно-Сибирского моря. Ниже п. Черский, расположенного в 120 км от устья, проходит верхняя граница устьевой области р. Колыма [https://water-rf.ru/]. Формируется дельта выполнения. По классификации В.Н. Михайлова устьевую область Колымы можно отнести к дельтово-эстуарному типу. Площадь дельты составляет 3250 км2 (вместе с дельтами Печоры и Оби разделяет пятое место в России по площади после Лены, Яны, Индигирки и Енисея) [Алексеевский, Магрицкий, Михайлов, 2015]. Бассейн р. Колыма вытянут в направлении с юго-запада на северо-восток (рис. 2.2.1). Более 80% его площади относится к Яно-Чукотской горной стране: абсолютные отметки высот достигают 2,5 км. От истока до впадения р. Детрин Колыма течет на юго-восток, затем поворачивает в северо-восточном направлении. Нижние 1000 км река протекает по равнинной местности, на которую приходится 20% территории бассейна. Средний уклон Колымы составляет 0.25‰ от места слияния р. Кулу и р. Аян-Юрях до устья и 0.59‰ от истока р. Кулу до устья Колымы [Ресурсы..., 1969]. 25

Рис. 2.1.1 Бассейн р. Колыма [СКИОВО, 2011] Бассейн Колымы может быть разделен на следующие ландшафтные зоны в соответствии с монографией «Физико-географическое районирование СССР, 1968 г.» [Гвоздецкий, 1968]. Истоки Колымы (р. Кулу и р. Аян-Юрях) находятся в ЯноОймяконской горной области, занимающей около 4% бассейна. 12% территории относится к Момско-Черской горной области на левобережье, где протекают левые притоки Колымы р. Дебин, р. Таскан, р. Сеймчан, р. Ясачная, р. Ожогина. Центральную часть бассейна (26%) занимает Юкагирская горная область (р. Березовка, нижнее течение р. Сугой и р. Коркодон, среднее течение р. Омолон). Восточная часть бассейна относится к Колымской горной области (33%), где протекают правые притоки верхнего течения Колымы (р. Детрин, р. Тенка, р. Бахапча, р. Большая Купка) и верховья более северных правых притоков Колымы (р. Сугой, р. Коркодон, р. Омолон, р. Олой), р. Кедон, р. Молонгда. Северная правобережная часть бассейна Колымы (10% общей территории) находится в 26

пределах Анюйской горной области, ограниченной на юге долиной р. Большой Анюй, на востоке - Колымским хребтом и Анадырским плоскогорьем. Таким образом, Анюйская горная область включает себя бассейн р. Малый и Анюй и бассейны правых притоков р. Большой Анюй. Нижнее течение реки приходится на Колымскую низменность, где выделяют таежную и тундровую зоны. Протянувшаяся вдоль русла таежная зона ограничена на юге Момским хребтом и Юкагирским плоскогорьем на востоке. В пределах таежной зоны находится девятисоткилометровый участок реки (от впадения р. Поповка до г. Нижнеколымск). Тундровая зона (2% бассейна) занимает узкую полосу на побережье Восточно-Сибирского моря. Преобладающий характер почв в бассейне Колымы - горно-таежные подзолистые и кислые, неподзолистые, мерзлотно-таежные кислые и аллювиальные вдоль рек. Значительная часть Колымской низменности занята термокарстовыми озерами [Веремеева, 2017]. Преобладающий характер растительности - редколесья светлохвойных лесов и тундровая в низовьях [Ресурсы..., 1969]. Лесистость бассейна составляет около 4/5. Большая доля территории занята озерами (10%) и болотами (8%), однако только два озера имеют площадь более 100 тыс. км2 – находящиеся в дельте оз. Нерпичье (237 км2) и оз. Чукочье (120 км2), а также оз. Тытыль (40.7 км2). Бассейн находится в субарктическом и арктическом климатических поясах. Годовая сумма осадков в нижнем течении на территории Колымской низменности составляет около 250 мм. Количество осадков в верхнем течении более чем в два раза выше - превышает 500 мм. Таким образом, средняя для бассейна годовая сумма осадков колеблется около 400 мм [https://water-rf.ru/]. Средняя температура в зимние месяцы опускается ниже -30 °С, в наиболее жарком месяце, июле, составляет около 13 °С [СКИОВО, 2011]. По площади бассейна Колыма занимает шестой место среди рек, впадающих в Северный Ледовитый океан [https://water-rf.ru/]. Бассейн Колымы – крупнейший в России речной бассейн, полностью расположенный в зоне сплошного распространения многолетнемерзлых пород. Для некоторых рек бассейна Колымы характерно явление перемерзания, наблюдающееся, в том числе, на относительно крупной р. Кулу [Самохвалов, Ухов, 2018]. Выделяют надмерзотные, подмерзотные 27

и межмерзлотные воды [Ресурсы..., 1969]. По данным [Глотов, Глотова, 2010], 4/5 зимнего стока приходится на октябрь и ноябрь, когда сток формируется благодаря дренированию сезонно-талого слоя и водоносного горизонта хорошо проницаемых аллювиальных пород. В течение следующих месяцев происходит постепенное истощение расходов воды. В этот период сток обеспечивается, главным образом, за счет прирусловых таликов [Лебедева, 2018]. Талики формируются благодаря процессу конвективного теплообмена при инфильтрации речных вод в аллювиальные отложения и разгрузке грунтовых вод в реку [Михайлов, 2013]. Суммарная площадь сквозных таликов не превышает 1-2% площади бассейна Колымы [Лебедева, 2018]. На некоторых реках, сток которых, во многом, формируется аллювиальными и подмерзлотными водами, в зимние месяцы может проходить до 20% общего стока [СКИОВО, 2011]. 2.2. Гидрографическая характеристика бассейна р. Колыма. В бассейне Колымы на сегодняшний день функционирует 35 гидрологических постов. Измерения расходов воды проводятся на 14 из них (перечень приведен в табл. 2.2.1). На р. Колыма расходы измеряются в трех створах: гидроствор Колымское I, г. Среднеколымск, пос. Усть-Среднекан, находящихся на расстоянии 283 км, 641 км и 1623 км от устья соответственно. Проведение первых наблюдений началось в 1927 г. в створе г. Среднеколымск, однако активное развитие сети гидрологических постов произошло в 1950-е – 1960-е гг. [СКИОВО, 2011]. 28

Табл. 2.2.1. Действующие пункты гидрологических наблюдений за расходами воды в бассейне р. Колыма [АИС ГМВО]. № 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 Наименование пункта наблюдений р. Колыма – пос. Усть– Среднекан р. Колыма – г. Среднеколымск р. Колыма – Колымское I р. Детрин – устье р.Омчука р.Бохапча – в 5.4 км от устья р. Ясачная – с. Нелемное р.Омчикчан - р.п.Омсукчан р. Омолон – гм. ст Лабазная р. Большой Анюй – гм. ст. Константиновская р. Погынден – устье р.Инкуливеем р. Омчак – р.п. Омчак р. Омчак – р.п. Усть-Омчуг руч. Талок – устье руч. Контаковый – Нижний Руч. Ягодный – 1.6 км от устья Расстояние (км) от истока устья Площадь водосбора , км2 Дата открытия поста 506 1623 99400 03.08.1932 1488 1846 126 207 410 111 130 641 283 96 5.4 80 15 984 361000 413000 3490 13600 32000 1720 3710 27.04.1927 01.06.1965 07.06.1955 27.12.1933 01.01.1972 14.07.1941 20.08.1956 626 67 49600 01.01.1978 219 62 12000 01.05.1960 33 1.5 2 1.7 1.6 151 583 65.2 21.3 102 01.05.1971 07.05.1945 01.01.1965 01.05.1948 19.05.1960 17.5 Бассейн р. Колыма граничит с бассейном р. Алазея на северо-западе, р. Индигирка – на западе, р. Анадырь – на северо-востоке. В бассейне Колымы протекают более 300 тысяч водотоков, из которых 2% имеют длину более 10 км. Густота речной сети составляет 0.9 км/км2. Коэффициент извилистости р. Колыма 2,14. К большим рекам, помимо Колымы, относятся р. Омолон, р. Анюй, р. Большой Анюй, имеющие площади водосбора F = 113000 км2, 107000 км2, 57300 км2 соответственно. Другие крупные реки в бассейне: приток Анюя р. Малый Анюй (F = 49800 км2) и притоки Колымы р. Коркодон (F = 49800 км2), р. Ясачная (F = 35900 км2), р. Березовка (F = 28400 км2), р. Сугой (F = 26100км2) [Ресурсы..., 1969]. По оценкам [https://water-rf.ru/] среднемноголетний годовой сток Колымы составляет W0=121 км3, что соответствует среднегодовому расходу воды Q0=3830 м3/с, модулю стока q0=5,9 л/сек∙км2, слою стока y0=187 мм. По классификации рек по водному режиму Б.Д. Зайкова р. Колыма относится к Восточно-Сибирскому типу. В створе р. Колыма – п.Колымское половодье обычно 29

наблюдается в конце мая – июне, летняя межень, прерывающаяся дождевыми паводками, длится до октября. По классификации М.И. Львовича Колыма имеет смешанное питание. Так, по данным [https://water-rf.ru/] доля снегового составляет 47%, дождевого – 42%, подземного – 11%. Таким образом, по классификации рек П.С. Кузина Колыма относится к типу IIб1 (реки с весенне-летним половодьем и паводками в теплое время года). Встречающие оценки объемов подземного питания р. Колыма могут значительно отличаться, что связано, в первую очередь, с учетом подземного питания при оттаивании многолетнемерзлых грунтов. Некоторые подходы основаны на представлении, что в летний период подземный сток равен зимнему и дополнительно увеличивается за счет наледной составляющей [Толстихин, 1974]. В работе [Глотова, Глотов, 2015], авторы которой учитывают повышение подземного стока за счет надмерзлотных таликов и оттаивания сезонно-талого слоя, в качестве доли подземного питания р. Колыма приводится 26%. Авторы модели формирования стока для бассейна верхней Колымы [Kuchment, Gelfan, Demidov, 2000] также отмечают, что таяние мерзлого грунта значительно увеличивает объемы подземного питания рек в теплый период. 2.3. Сведения о современной динамике гидрологического режима р. Колыма Сток р. Колыма зарегулирован Колымским каскадом ГЭС, включающим в себя две ГЭС сезонного регулирования: верхняя ступень – Колымская ГЭС (1894 км от устья) и нижняя ступень - Усть-Среднеканская ГЭС (1678 км от устья). Наполнение Колымского водохранилища началось в 1980 г. и к концу 1980-х доведено до проектных объемов [вода России]. Строительство Усть-Среднеканской ГЭС продолжается, и окончание запланировано на 2024 г. [http://www.usges.rushydro.ru/] На данный момент в эксплуатацию введено три гидроагрегата из четырех, уровень НПУ составляет 274 м над уровнем моря при проектных 290 м. Регулирование стока приводит к перераспределению внутригодового стока, в первую очередь, к увеличению зимнего меженного стока [Magritskii, 2008], [Yang et al., 2003]. По данным на конец 1960-х годов [Ресурсы..., 1969] сток р. Колымы в зимнюю межень (октябрь–апрель) составлял, в среднем, 4– 6 % от годового, однако после запуска Колымской ГЭС доля зимнего стока 30

значительно возросла. В работе [Ушаков, 2013] проводится сравнение характеристик стока р. Колыма до и после зарегулирования (табл. 2.3.1). Автор отмечает, что в результате функционирования Колымской ГЭС водность Колымы значительнее всего возросла в мае. Табл. 2.3.1. Сравнение средних значений характеристик стока р. Колыма до и после зарегулирования стока Колымским водохранилищем [Ушаков, 2013] Среднее Изменение среднего До 1980 г. 1988-2010 Начало появления льда пос. Оротук 06.X 07.X +1 пос. Усть-Среднекан 04.X 10.X +6 г. Среднеколымск 05.X 08.X +3 Начало ледостава пос. Оротук 21.X 25.X +4 пос. Усть-Среднекан 13.X 25.X +12 г. Среднеколымск 13.X 15.X +2 Начало весеннего ледохода пос. Оротук 19.V 18.V -1 пос. Усть-Среднекан 22.V 17.V -5 г. Среднеколымск 28.V 25.V -3 3 Максимальный расход весеннего половодья, м /с пос. Усть-Среднекан 6290 4170 -2120 г. Среднеколымск 16900 14900 -2000 Слой стока за половодье, мм пос. Усть-Среднекан 102 72 -30 г. Среднеколымск 106 101 -5 Продолжительность половодья, сут пос. Усть-Среднекан 39 46 +7 г. Среднеколымск 51 53 +2 3 Максимальный расход наибольшего в году дождевого паводка, м /с пос. Усть-Среднекан 5180 4370 -810 г. Среднеколымск 7740 7220 -520 Слой стока за паводок, мм пос. Усть-Среднекан 34 33 -1 г. Среднеколымск 27 31 +4 Продолжительность паводка, сут пос. Усть-Среднекан 15 15 0 г. Среднеколымск 22 25 +3 Нависший уровень воды, см пос. Усть-Среднекан 819 576 -243 г. Среднеколымск 1156 1150 -6 Годовой сток взвешенных наносов, тыс тонн пос. Усть-Среднекан 2780 949 -1830 г. Среднеколымск 7310 3260 -4050 Пункт 31

После зарегулирования р. Колыма снижение стока произошло в половодье, тогда как для р. Обь и р. Енисей после запуска ГЭС расходы воды уменьшились для всего периода открытого русла [Magritskii, 2008]. В работе [Магрицкий, 2001] указывается, что в створе г. Среднеколымск в мае и апреле снижение стока в 19801990 гг. относительно 1939-1979 гг. составило 14% и 5.9%. В исследовании многолетней изменчивости стока крупнейших рек российской Арктики [Magritsky et al., 2018] сообщается, что зарегулирование стока Колымским водохранилищем привело к снижению стока половодья на 30-50% на нижерасположенных участках реки. Отмечается существенный рост зимних расходов воды р. Колыма: так, в створе г. Среднеколымск зимний сток увеличился на 174% в 1975-2013 гг. относительно 1935-1975 гг. [Magritsky et al., 2018]. Причем среднемесячные расходы в створе Среднеколымск за 1980-1990 гг. возросли относительно нормы за 1939-1979 гг. менее существенно – на 19%, 36%, 53%, 81%, 85,5% и 71% для месяцев с ноября по апрель [Магрицкий, 2001]. Помимо регулирования стока, влияние на динамику гидрологического режима р. Колыма оказывают климатические изменения [Магрицкий, Повалишникова, Фролова, 2019], [Алексеевский, Магрицкий, Михайлов, 2015], [Соколов, Ушаков, 2012], [Ушаков, 2013]. В табл. 2.3.2 представлено сравнение слоя стока в створе Среднеколымск для периодов 1936-1975 гг. и 1976-2013 гг. [Magritsky et al., 2018] – годовой слой стока увеличился на 8.7 мм, и рост стока сопровождался его внутригодовым перераспределением. Табл. 2.3.2. Внутригодовое распределение слоя стока в створе р. Колыма – Среднеколымск для периодов 1936-1975 гг. и 1976-2013 гг. [Magritsky et al., 2018]. Увеличение стока рек в верхней части бассейна р. Колыма приводит к увеличению притока воды в Колымское водохранилище [Lebedeva, Makarieva, 32

Vinogradova, 2019], [Majhi, Yang, 2008]. Анализ изменений стока на незарегулированных участках р. Колыма и ее притоках [Ушаков, Лебедева, 2016] показал, что годовой приток воды к водохранилищу возрос на 14% за 1980-2010 гг., в частности, приток воды в мае, августе и сентябре увеличился более, чем на 30% [Ушаков, Лебедева, 2016]. В работе [Ушаков, 2013] отмечается увеличение максимальных расходов воды как в половодье, так и при прохождении дождевых паводков, а также сокращение продолжительности зимней межени. Глава 3. Использовавшемся материалы и методика обработки данных 3.1. Исходные данные гидрологических наблюдений и их обработка. В качестве исходных гидрологических данных использована информация о расходах воды из соответствующих выпусков гидрологических ежегодников и с сайта АИС ГМВО [https://gmvo.skniivh.ru]. В разделе 5.1 для оценки изменений гидрологического режима для ряда отдельных постов на реках российской криолитозоны использованы расходы воды за 1978-2018 гг. для следующих створов: Лена - Кюсюр, р. Индигирка - Индигирский, р. Енисей - Игарка, р. Мал.Куонамка Джалинда, р. Яна - Верхоянск, р. Бытантай - Асар, р. Артык-Юрях - устье, р. Адыча - Юрдюк-Кумах, р. Оленек - ниже р.Пур, р. Алазея - Аргахтах, р. Оленек - Сухана, р. Яна - Юбилейная, р. Эльги - Артык-Юрях, р. Анабар - Саскылах, р. Обь - Салехард, р. Пёша - Волоковая, р. Оленек - Оленек, р. Нера - Ала-Чубук. Список гидрологических постов в бассейне р. Колыма, данные которых использованы в работе, приведен в табл. 3.1.1. Указана продолжительность временных рядов, для которых имеются данные о ежесуточных расходах. На рис. 3.1.1 показано расположение данных постов в бассейне. Наиболее полные ряды данных, включающие как наблюдения до 2000 г., так и после 2000 г., имеются для створов р. Колыма (Колымское (28 км от устья) и Среднеколымск (641 км от устья)), р. Ясачная – Нелемное, р. Большой Анюй – Константиновская, р. Омчикчан – Омсукчан. Табл. 3.1.1. Продолжительность временных рядов ежесуточных расходов воды на исследуемых створах 33

Створ Годы 1978-2018 гг. р. Колыма – гидроствор Колымское I р. Колыма - Среднеколымск 1977-2018 (без 1999 г., 2001 г.) р. Колыма – Усть-Среднекан 2002-2006; 2009-2017 р. Бол. Анюй - Константиновская 1978-2018 (без 1975;1976;1995;1997;1999;2004;2007) р. Мал. Анюй - Илермей 1974; 1983-1999 р. Омчикчан - Омсукчан 1974; 1977-2018 (без 1983;1985;1987;1990;1999;2004) р. Ясачная - Нелемное 1978-2018 (без 1982;1984;1989;1998;2001) р. Среднекан - Усть-Среднекан 1974; 1977-1983; 1985; 1986 р. Березовка - Березовка 1977-1979; 1984-1986; 1989; 1990; 1992-1994; 1996-1998 р. Кулу - Кулу 1974; 1982-1994 р. Таскан - Таскан-2 1974; 1977-1981; 1983 Рис. 3.1.1. Расположение гидрологических постов, данные наблюдений которых использованы в работе. Цифрами обозначены: 0 – р. Колыма – 34

Среднеколымск; 1 – р. Среднекан – Усть-Среднекан; 2 – р. Колыма – УстьСреднекан; 3 – р. Большой Анюй – Константиновская; 4 - р. Омчикчан – Омсукчан; 5 - р. Кулу – Кулу; 6 - р. Ясачная – Нелемное; 7 - р. Березовка – Березовка; 8 – р. Мал. Анюй – Илермей; 9 - р. Колыма – гидроствор Колымское I; 10 - р. Таскан Таскан-2. Для оценки изменений сравнивались два периода – 1977-1999 гг. и 2000-2018 гг. Рассчитывались средние значения для каждого из периодов, их абсолютное и относительное изменение, выполнялся расчет критерия Стьюдента. р-значения менее 0.05 позволяет делать вывод о нарушении двух половин временного ряда по математическому ожиданию при 5%-ном уровне риска. Статистическая обработка временных рядов осуществлялась, главным образом, с использованием языка программирования R и его библиотек – dplyr, tidyr, lubridate, reshape2, hydroGOF и др. Для визуализации современной динамики стока использована библиотека ggplot2. В работе выполнено расчленения гидрографа стока по генетическим составляющим (по Б.И. Куделину) с помощью автоматического алгоритма GrWat [Киреева et al., 2019], работа с которым велась по следующей схеме. Были сформированы входные файлы in.txt и inmeteo.txt, содержащие значения ежесуточных расходов воды и значений метеорологических параметров. Затем следовал этап калибровки параметров GrWat, когда подбирались значения, позволяющие произвести наиболее точное расчленение гидрографа. Далее запускался код GrWat, написанный на языке fortran и содержащий значения калибруемых параметров. Выходными файлами работы кода fortran являлись AllGrwat.txt и Total.txt, которые содержат результаты расчленения гидрографов – ежесуточные расходы воды, сформированные каждой из компонент стока. Для визуализации полученных результатов и оценки их адекватности использован пакет grwat, разработанный создателями алгоритма для языка R. С целью подбора подходящих параметров многократно повторялась калибровка параметров. В итоге удалось добиться адекватного расчленения гидрографов, однако и в этом варианте для отдельных отрезков времени результаты расчленения были заведомо неточными. В таком случае значения в выходном файле исправлялись для данных 35

периодов вручную в соответствии с представлениями о процессе питания реки от различных источников. Дальнейшая визуализация проводилась с использованием библиотеки ggplot2. 3.2. Методика обработки данных для построения карт динамики метеорологических характеристик и глубины сезонно-талого слоя. Для построения карт изменения метеорологических характеристик и глубины сезонно-талого слоя требовалась подробная метеорологическая информация и данные ежегодных измерений глубины оттаивания грунта. Оценка темпов изменений проводилась путем сравнения средних значений для двух периодов – 1979-1999 гг. и 2000 – 2016 гг. В связи с тем, что сеть подобных контактных измерений в арктической зоне России развита неравномерно, в качестве источника метеорологических данных использованы глобальные базы данных. Проект WATCH (Water and Global Change), созданный в 2007 году, предоставляет большой объем гидрометеорологических данных. Требуемые метеоданные получены из базы данных “WFDEI” (WATCH Forcing Data methodology applied to ERA5 data), содержащей результаты реанализа ERA5. Данные предоставляются в формате NetCDF в виде трехмерного массива с значениями метеорологических характеристик в узлах сетки с пространственным разрешением 0,25˚ на всю земную поверхность для 1979-2016 гг. Скачать необходимые файлы можно на странице: https://www.ecmwf.int/en/forecasts/datasets/reanalysis-datasets/era5. В данный момент ведется разработка системы реанализа ERA5, которая будет предоставлять данные с 1950 г. Было выделены следующие метеорологические характеристики, оказывающие наибольшее влияние на глубину сезонного оттаивания и величину речного стока – средняя температура воздуха за теплый (май - октябрь) и холодный (ноябрь - апрель) периоды года, количество твердых и жидких осадков за теплый и холодный периоды. Суточные значения этих параметров рассчитаны как среднее по наблюдениям, проводимых регулярно с трехчасовым интервалом. Использована версия базы данных от 14 августа 2018 г. В исходных данных приведена температура воздуха на высоте 2 м (в градусах по шкале Кельвина) и интенсивность выпадения осадков в мм/с. Суммарные значения количества твердых осадков приведены в кг/м2, 36

это позволяет переходить к величине водозапаса в снежном покрове. Данные о плотности снежного покрова также доступны в свободном доступе. Переход от ежесуточных значений параметров к средним значениям осуществлялся с использованием языка программирования Python. Для расчетов потребовалось использование следующих библиотек и модулей Python: NetCDF-4 – для чтения информации из NetCDF-файлов, XArray – для работы с многомерными массивами, NumPy - для проведения вычислительных операций с многомерными массивами и др. По ежесуточным величинам метеорологических параметров, содержащихся в NetCDF-файлах, рассчитаны средние годовые значения (для температуры воздух), суммарные годовые (для жидких осадков) и максимальные годовые (для высоты снежного покрова). По ежегодным значениям рассчитаны средние для двух рассматриваемых периодов - до и после 2000 г. Таким образом, для каждой характеристики получены по два массива данных (1979 - 1999 гг. и 2000 – 2016 гг.), информация в которых содержится в узлах сетки, что позволяет рассчитать произошедшие изменения как в абсолютных, так и в относительных единицах. На следующем этапе работы для создания карт, иллюстрирующих распределение метеорологических параметров в пределах арктической зоны России и их современную динамику, в программе ArcMap был загружен модуль arcpy. Функция arcpy.NumPyArrayToRaster позволяет создать и сохранить растровый файл с расширением .tif. В качестве проекции вида выбрана равновеликая проекция Ламберта для Северного полюса, хорошо подходящая для арктической территории России. Для визуализации использовался shape-файл с границей российской Арктической зоны и набор инструментов (resample, extract by mask и др.) Основным источником данных о глубине сезонно-талого слоя является программа CALM (Circumpolar Active Layer Monitoring), в рамках которой начиная с 1990 г. проводятся года комплексные наблюдения за сезонно-талым слоем в условиях меняющегося климата [CALM Program Description]. Измерения ведутся на площадках размером 1×1 км или 100×100 м. При этом измеряются глубина сезонноталого слоя, температура грунта и температура воздуха, влажность почвы. В пределах площадки находятся 121 узел сетки измерений (через 100 метров для площадок 1×1 км или через 10 м для площадок 100×100 м). В настоящий момент в 37

сеть CALM входит более 240 площадок как в северном (Аляска, Канада, север европейской части России, Сибирь, Чукотка, Камчатка, Дания, Норвегия, Польша, Швеция, Швейцария, Монголия, Китай, Казахстан), так и в южном полушарии (Антарктида, Южная Америка). Программой руководит географический факультет университета Джорджа Вашингтона. Участники программы измеряют параметры сезонно-талого слоя, за которыми ведется мониторинг. Данные CALM публикуются в свободном доступе. Отмечается тенденции увеличения мощности сезонно-талого слоя [CALM Program Description]. Для более точной интерполяции в работе использовались результаты измерений на площадках, расположенных на территории Евразии. Произведен расчет средней глубины сезонно-талого слоя для 1990-1999 гг. и 2000-2018 гг., а также расчет изменения глубины для 2000-2018 гг. относительного 1990-1999 гг. Для составления карт в ArcMap с помощью Add XY data загружены точки, далее они экспортированы в точеный слой, в качестве проекции слоя использована WGS84. С использованием инструмента интерполяции spline, хорошо подходящего для такого параметра, как глубина оттаивания, получены значения мощности сезонно-талого слоя для всей арктической зоны России. При оформлении карты использован shapeфайл с границей российской Арктической зоны, в качестве проекции вида также выбрана равновеликая проекция Ламберта для Северного полюса. 3.3. Применение физико-математической модели формирования стока ECOMAG Для изучения динамики стока воды р. Колыма использована физикоматематическая модель гидрологического цикла и формирования стока ЕСОМАG. ЕСОМАG - пространственно-распределенная модель гидрологического цикла и формирования стока. Модель состоит из гидрологического блока, описывающего следующие процессы на водосборе инфильтрацию, испарение, термический и водный режим почв, формирование снежного покрова и снеготаяние, формирование поверхностного, внутрипочвенного, грунтового и речного стока, а также геохимического блока, подробно описывающего процессы миграцию загрязняющих веществ. В основе пространственной структуры ECOMAG лежат отдельные ландшафтных единицы (“элементы”, “элементарные 38 водосборы”), образующие

нерегулярную сетку. Схематизация водосборной площади и речной сети в бассейне (рис. 3.3.1), позволяет передать пространственные неоднородности рельефа, почв, типов землепользования и учесть пространственные особенности гидрометеорологических полей. [Мотовилов, Гельфан, 2018]. Рис. 3.3.1. Схематизация речного бассейна и структура гидрологической модели для элементарной площадки [Мотовилов, 2004] Моделирование гидрологических процессов на каждом элементарном водосборе выполняется для четырех уровней - для поверхностного слоя почвы (горизонт A), подстилающего его более глубокого слоя (горизонт B), емкости грунтовых вод и емкости в зоне формирования поверхностного стока. В холодный период добавляется емкость снежного покрова (рис. 3.3.2) [Motovilov, Belokurov, 1997]. Рис. 3.3.2. Схематизация речного бассейна и расчетные горизонты элементарных водосборов [Мотовилов, 2004] 39

Расчет по модели производился для двух створов: р. Колыма -. Колымское (283 км от устья) и г. Среднеколымск (641 км от устья). В качестве входной информации о расходах воды на исследуемых створах использованы данные из гидрологических ежегодников и с сайта АИС ГМВО [https://gmvo.skniivh.ru] за период 1974-2018 гг. Источником ежесуточных данных о температуре воздуха, количестве осадков и дефиците влажности послужили архивы наблюдений 122 метеостанций в исследуемом регионе (рис. 3.3.3). Высокая корреляция между измеренным испарением и дефицитом влажности, используемым в ECOMAG для определения интенсивности испарения, демонстрируется для бассейна верхней Колымы в работе [Kuchment, Gelfan, Demidov, 2000] (рис. 3.3.4). 40

Рис. 3.3.3. Расположение метеостанций, архивы наблюдений на которых использованы в качестве входной информации для ИМК ECOMAG Рис. 3.3.4. Зависимость между измеренным испарением и дефицитом влажности воздуха на Колымской воднобалансовой станции [Kuchment, Gelfan, Demidov, 2000] Помимо этого, собрана ГИС-информация, включающая цифровую модель рельефа и характеристики подстилающей поверхности для элементарных водосборов. Источник цифрой модели рельефа с разрешением 1 км и 90 м - проект The Global Land Base Elevation (GLOBE) американского агентства Defense Mapping Agency (DMA). Данные о характере растительности определены по почвенной карте России 1:250000, разработанной коллективом авторов под руководством М.А. Глазовской и представленной в электронном виде Почвенным институтом РАН. Источник информации о подстилающей поверхности - ландшафтная карта стран бывшего СССР 1:2500000, разработанная коллективом авторов под руководством В.А. Николаева и представленная в электронном виде Почвенным институтом РАН. Для автоматизации процесса подготовки модельной схематизации речного бассейна используется программный комплекс Ecomag Extension на основе геоинформационной системы ArcView. Исходными данными для моделирования сети водотоков и элементарных речных бассейнов являются цифровая модель 41

рельефа и речная сеть, как электронный слой векторной ГИС. На выходе Ecomag Extension формирует три файла: первый файл описывает структуру речной сети, второй содержит информацию о структуре и области аккумуляции стока (об элементарных водосборах), третий файл описывает характеристики подстилающей поверхности на расчетных ячейках области аккумуляции стока [Мотовилов, Гельфан, 2018]. При расчете модель ECOMAG использует физически обоснованные параметры. Некоторые из них могут быть с высокой точностью определены по базам данных о характеристиках почв, растительных покровов и бассейнов рек. Однако поиск оптимальных значений некоторых параметров производился вручную путем 2 расчета критерия Нэша-Сатклифа 𝑅𝑁𝑆 =1− ∑(𝑞0𝑖 −𝑞𝑠𝑖 )2 ∑(𝑞0𝑖 −𝑞̅)2 [Nash, Sutcliffe, 1970], часто используемого на практике для оценки точности работы модели, средней относительной ошибки 𝐵𝐼𝐴𝑆 = ̅̅̅̅ ̅̅̅𝑠̅ 𝑄 𝑓 −𝑄 ̅̅̅̅ 𝑄𝑓 ∙ 100%, а также с помощью визуального сравнения фактических и смоделированных гидрографов. После завершения этапа калибровки стало возможным применение модели ECOMAG для анализа чувствительности величины расхода воды к различным сценариям климатических изменений. 42

Глава 4. Изменение климатических условий в российской криолитозоне 4.1. Изменение метеорологических параметров и глубины сезонноталого слоя в российской Арктической зоне. При анализе динамики метеорологических показателей в арктической зоне России рассматривались два периода – 1979-1999 гг. и 2000-2016 гг. Составлены карты, иллюстрирующие изменение метеорологических показателей за последние десятилетия (рис. 3.1-3.9). Температура воздуха за теплый период года (май-октябрь), определяющая интенсивность оттаивания грунта, возросла в 2000-2016 гг. по сравнению с 19791999 гг. Для европейской части России и Западной Сибири рост составил в среднем около +0,5˚С, для Восточной Сибири и Дальнего Востока – +1˚С. Наиболее сильно температура возросла в северо-восточной части бассейна Енисея, в бассейнах Колымы и Индигирки (до +2˚С). Рис. 4.1.1. Изменение средней температуры теплого периода (май – октябрь) для 2000-2016 гг. относительно 1979-1999 гг. в пределах арктической зоны России 43

Рис. 4.1.2. Средняя температура теплого периода (май – октябрь) для 19901999 гг. для арктической зоны России Рис. 4.1.3. Средняя температура теплого периода (май – октябрь) для 20002016 гг. для арктической зоны России Температура воздуха в холодный период года (ноябрь - апрель) (рис. 4.1.4 – 4.1.6) влияет на степень промерзания грунта. В целом, для территории России увеличение средних температур холодного периода года происходит быстрее, чем теплого. В среднем, значения температур холодного сезона увеличиваются на +1˚С. Наиболее активный рост средних температур холодного периода произошел на Таймыре (до +3˚С), в европейской части России (+1,5˚С), на северо-востоке Сибири. 44

В центральной части бассейна Енисея фиксируется снижение температур холодного периода (около -0,5˚С). Рост температуры воздуха в холодный период года происходит активнее, чем в теплый. 4.1.4. Изменение средней температуры воздуха холодного периода (ноябрь апрель) для 2000-2016 гг. относительно 1979-1999 гг. в пределах арктической зоны России Рис. 4.1.5. Средняя температура холодного периода (ноябрь - апрель) для 19901999 гг. для арктической зоны России 45

Рис. 4.1.6. Средняя температура холодного периода (ноябрь - апрель) для 20002016 гг. для арктической зоны России Снежный покров также является фактором, влияющим на глубину сезонноталого слоя, за счет снижения интенсивности промерзания грунта. Значения средней высоты снежного покрова рассматривалось также для двух периодов – 1979-1999 гг. и 2000-2016 гг. (4.1.7 – 4.1.9). В течение этого времени происходило снижение максимальной высоты снежного покрова для подавляющего большинства районов России. Наиболее активно высота уменьшалась в Восточной Сибири (в среднем, на 10 см), для некоторых областей это значение достигало -30 см. 4.1.7. Изменение средних значений максимальной высоты снежного покрова для 2000-2016 гг. относительно 1979-1999 гг. в пределах арктической зоны России 46

Рис. 4.1.8. Средние значения максимальной высоты снежного покрова для 1979-1999 гг. для арктической зоны России Рис. 4.1.9. Средние значения максимальной высоты снежного покрова для 2000-2016 гг. для арктической зоны России Изменение объемов речного стока происходит, в том числе, вследствие изменения количества осадков. Карты, иллюстрирующие распределение годовой суммы осадков и ее динамику для арктической зоны России, представлены на 4.1.10 – 4.1.12. Максимальное количество осадков (около 500 мм) характерно для югозападной части арктической зоны. На побережье Карского моря, моря Лаптевых, Восточно-Сибирского моря годовая сумма осадков наименьшая, в отдельных районах – около 100 мм. В последние десятилетия фиксируется тенденция к 47

увеличению годовой суммы осадков. Прирост количества осадков оценивался в процентах. В европейской части российской арктической зоны осадки возросли, в среднем, на 20%. В отдельных районах Восточной Сибири рост достигает 50%. Годовая сумма осадков уменьшилась примерно на 10% на севере Восточной Сибири. Рис. 4.1.10. Изменение средних значений годовой суммы жидких осадков (в %) для 2000-2016 гг. относительно 1979-1999 гг. в пределах арктической зоны России Рис. 4.1.11. Средние значения годовой суммы жидких осадков для 1979-1999 гг. для арктической зоны России 48

Рис. 4.1.12. Средние значения годовой суммы жидких осадков для 2000-2016 гг. для арктической зоны России. В теплый период года, в целом для арктической зоны России, количество осадков увеличилось на 20 – 40% (4.1.13 – 4.1.15). В 1,5 раза осадки за теплый период возросли в Восточной Сибири, в отдельных районах Западной. Большая часть годовых жидких осадков (более 75%) выпадает с мая по октябрь. Рис. 4.1.13. Изменение средних значений суммы жидких осадков за теплый период года (май – октябрь) (в %) для 2000-2016 гг. относительно 1979-1999 гг. в пределах арктической зоны России 49

Рис. 4.1.14. Средние значения суммы жидких осадков за теплый период года (май – октябрь) для 1979-1999 гг. для арктической зоны России Рис. 4.1.15. Средние значения суммы жидких осадков за теплый период года (май – октябрь) для 2000 - 2016 гг. для арктической зоны России В холодный период года для большей части арктической зоны России увеличилась сумма жидких осадков (4.1.16 – 4.1.18). Подобный рост может быть связан с увеличением температуры в холодный период года, что приводит к оттепелям. В европейской части и Западной Сибири рост достигает 50%, однако для значительной части Восточной Сибири отмечается снижение числа жидких осадков в холодный период. 50

Рис. 4.1.16. Изменение средних значений суммы жидких осадков за холодный период года (ноябрь – апрель) (в %) для 2000-2016 гг. относительно 1979-1999 гг. в пределах арктической зоны России Рис. 4.1.17. Средние значения суммы жидких осадков за холодный период года (ноябрь – апрель) для 1979-1999 гг. для арктической зоны России 51

Рис. 4.1.18. Средние значения суммы жидких осадков за холодный период года (ноябрь – апрель) для 2000 - 2016 гг. для арктической зоны России Оценка скорости изменения глубины сезонно-талого слоя проводилась путем сравенения средней глубины для каждого из двух периодов - с 1990 по 1999 гг. и с 2000 по 2016 гг. Ниже приведены карты, иллюстрирующие динамику глубины сезонно-талого слоя (рис.3.19-рис.3.21) для арктической зоны России, полученные инетрполяцией значений из точек, где ежегодно проводились измерения глубин. Средняя за 2000-2016 гг. мощность сезонно-талого слоя в пределах арктической зоны России составляет, в зависисмости от региона, от первых дестяков сантиметров до 2 м. В целом, для полярных областей России за последние 30 лет характерна тенденция к увеличению глубины сезонно-талого слоя. Средняя скорость достигает +1.5 см/год. Наиболее активный рост происходит на севере европейской части и на Таймыре. В целом, темпы роста снижаются при движении на северо-восток. Это, вероятно, связано с тем, что в зоне, занятой прерывистой вечной мерзлотой, увеличение глубины сезонно-талого слоя происходит быстрее, чем в областях распространения сплошной мерзлоты. Так, на Кольском полуострове рост средних значений глубин превысил 3 см/год. Наиболее незначительное изменение глубины сезонно-талого слоя происходило на побережье Восточно-Сибирского моря в ЯноИндигирской низменности. 52

Рис. 4.1.19. Изменение средней глубины сезонно-талого слоя для 2000-2016 гг. относительно 1990-1999 гг. в пределах арктической зоны России Рис. 4.1.20. Средняя глубина сезонно-талого слоя для 1990-1999 гг. для арктической зоны России 53

Рис. 4.1.21. Средняя глубина сезонно-талого слоя для 2000-2016 гг. для арктической зоны России Сравнительный анализ глубины сезонно-талого слоя и температуры воздуха показывает наличие зависимости между этими величинами (рис. 4.1.22). Для построения графика использовались данные измерений на площадках CALM и интерполированные в данные точки значения температуры воздуха. Зафиксированная тенденция к увеличению максимальной глубины сезонного оттаивания в значительной степени может быть объяснена происходящим ростом температур и уменьшением высоты снежного покрова. График взаимосвязи между изменением температур и изменение глубины сезонно-талого слоя составлен для площадок CALM, на которых регулярно производились измерения и в течение 19901999 гг., и в 2000-2016 гг. Предполагается, что и увеличение летних температур, и рост зимних, имеют однонаправленное влияние на мощность сезонно-талого слоя, приводя к ее увеличению. В связи с этим на графике горизонтальная ось – это изменение среднегодовой температуры. Однако сильной зависимости между тем значением, на которое увеличилась температура, и величиной роста глубины сезонно-талого слоя, не выявлено, но, в целом, такой тренд присутствует. В Восточной Сибири наиболее активно происходило уменьшение высоты снежного покрова. Глубина сезонно-талого слоя в этом районе возросла слабее по сравнению 54

с соседними районами. Вероятно, уменьшение высоты снежного покрова способствовало более сильному промерзанию грунта в течение зимы, вследствие чего весной после перехода температур через 0˚C и схода снежного покрова значительная часть тепла, поступающего в почву, затрачивалась на оттаивание горизонтов почвы, промерзших в этот сезон. Рис. 4.1.22 Связь глубины сезонно-талого слоя и ее изменения со средней температурой воздуха теплого и холодного периода Можно ожидать, что происходящие климатические изменения будут отражаться на гидрологическом режиме рек криолитозоны следующим образом. Рост температур в летний период, обуславливающий увеличение глубины сезонноталого слоя, будет приводить к увеличению стока в летнюю межень. Из-за увеличения зимних температур, препятствующих промерзанию, должен возрасти 55

зимний меженный сток. Увеличение жидких осадков, в том числе зимой при оттепелях, способствует росту среднего годового расхода воды рек криолитозоны. Снижение высоты снежного покрова может приводить к снижению максимального расхода половодья. Возможно смещение даты половодья на более ранние даты из-за роста весенних температур и уменьшение высоты снега. В табл. 4.1.1 собраны полученные для регионов России результаты о динамике метеорологических параметров и глубине сезонно-талого слоя. Наиболее активный рост температуры и количества осадков происходил в Восточной Сибири, глубина сезонного оттаивания сильно возросла на Дальнем Востоке. Табл. 4.1.1 Изменение метеорологических параметров и глубины сезонно-талого слоя для регионов России в период 2000 – 2016 гг. относительно периода 1979 – 1999 гг. Север ЕТР Изменение глубины сезонно+30% талого слоя +40% Изменение средней температуры - для теплого периода (V-X) +0.5 ºC - для холодного периода (XI+1.5 ºC IV) Изменение максимальной -25% высоты снежного покрова Изменение суммы жидких осадков - за весь год + 20% - за теплый период (V-X) - за холодный период (XI-IV) +20% +40% +50% Север Западной Сибири Север Восточной Сибири Север Дальнего Востока +20% +50% +10% - +30% +10% +20% +0.5ºC - +1ºC - +1.5ºC +1ºC -0.5ºC - +2ºC +0.5 ºC +1ºC +1.5ºC +1.5 ºC -15% - -20% -5% -25% +20% +40% +20% +40% > +50% +0% - +40% +15% +0% - +50% +20% -40% - +50% -10% +10% 4.2. Динамика метеорологических параметров в бассейне р. Колыма Для рассмотрения климатических изменений на территории бассейна р. Колыма в данной части работы использованы архивы наблюдений на метеостанциях, применявшиеся в качестве входных данных для моделирования 56

стока в створе р. Колыма - с. Колымское. Изучалась динамика средних для бассейна значений температуры воздуха и количества осадков за период 1970 – 2013 гг. Рис. 4.2.1 иллюстрирует существующую тенденцию увеличения среднегодовых температур. Средняя температура в 2000-2013 гг. (-8,9 °С) выросла на 0,9 °С относительно 1970-1999 гг. (-9,8 °С). Рис. 4.2.1. Среднегодовая температура воздуха для водосбора р. Колыма – с. Колымское за 1970 – 2013 гг. по архивам наблюдений на метеостанциях Наиболее активный рост наблюдается в весенние и осенние месяцы (рис. 4.2.2). При сравнении двух периодов, 1970-1999 гг. и 2000-2013 гг., отмечается увеличение весенних температур на 1,7°С (от -10,4°С до -8,7°С), осенних – на 1,3°С (от -9,5°С до -8,2°С), летних – на 0,8 °С (от 11,4°С до 12,2°С). Зимняя температура за выделенные периоды изменилась незначительно – от -30,8°С до -30,7°С. 57

Рис. 4.2.2. Средняя температура воздуха за сезоны для водосбора р. Колыма – с. Колымское за 1970 – 2013 гг. по архивам наблюдений на метеостанциях Колебания среднемесячных температур показаны на рис 4.2.3. В частности, средняя температура воздуха в марте возросла на 2,3°С (от -22,4°С до -20,1°С). Рис. 4.2.3. Среднемесячная температура воздуха для водосбора р. Колыма – с. Колымское за 1970 – 2013 гг. по архивам наблюдений на метеостанциях На графике среднего распределения ежесуточных температур воздуха для четырех десятилетий (рис. 4.2.4) выделяется тенденция постепенного увеличения данной характеристики, в особенности, в марте, июле и ноябре. 58

Рис. 4.2.4. Средние температуры воздуха для водосбора р. Колыма – с. Колымское за периоды 1970 – 1979 гг., 1980 – 1989 гг., 1990 – 1999 гг., 2000 – 2013 гг. по архивам наблюдений на метеостанциях Средняя годовая сумма осадков за 1970 – 2013 гг. составляет 346 мм. При этом присутствует тенденция роста количества осадков: от 337 мм для 1970-1999 гг. до 367 мм для 2000 – 2013 гг. - на 30 мм (+9%) (рис. 4.2.5). Рис. 4.2.5. Средняя годовая сумма осадков для водосбора р. Колыма – с. Колымское за 1970 – 2013 гг. по архивам наблюдений на метеостанциях Количество осадков активно увеличивается весной - на 21% (+9 мм - от 43 мм до 38 мм), летом - на 11% (+17 мм - от 149 мм до 166 мм), а также в осенние месяцы 59

– на 10% (+10 мм - от 101 мм до 111 мм). При этом сумма зимних осадков сократилась на 5 мм (от 43 мм до 38 мм) (рис. 4.2.6). Рис. 4.2.6. Средняя сумма осадков за сезоны для водосбора р. Колыма – с. Колымское за 1970 – 2013 гг. по архивам наблюдений на метеостанциях При рассмотрении средних сумм за каждый месяц можно отметить значительный рост осадков в марте, августе и сентябре (рис. 4.2.7). Сумма осадков снижается в январе и феврале и относительно постоянна в остальные месяцы. Рис. 4.2.7. Среднемесячная сумма осадков для водосбора р. Колыма – с. Колымское за 1970 – 2013 гг. по архивам наблюдений на метеостанциях 60

Стоит отметить, что рост суммы осадков проявляется, главным образом, после 2000 г. Так, график ежемесячных осадков на рис. 4.2.8 показывает, что сумма летних осадков снижалась в течение 1970-1999 гг., однако в 2000-2013 гг. произошло резкое увеличение. Зимние осадки, средние для четырех рассматриваемых периодов, уменьшаются начиная с 1970 г. Помимо этого, изменяется месяц выпадения максимального числа осадков – август в 1970-е гг., июль – в 1980-е, и вновь август после 2000 г. Рис. 4.2.8. Средние суммы осадков за месяц для водосбора р. Колыма – с. Колымское за периоды 1970 – 1979 гг., 1980 – 1989 гг., 1990 – 1999 гг., 2000 – 2013 гг. по архивам наблюдений на метеостанциях При сравнении средних глубин сезонного оттаивания для периода 1990-1999 гг. и 2000-2018 г. следует отметить увеличение глубин для всей территории бассейна р. Колыма (рис. 4.2.9). Прослеживается тенденция более активного роста глубины оттаивания при движении в верховья Колымы. Однако в связи с тем, что карта-схема получена путем интерполяции, наиболее точные величины изменения глубины сезонно-талого слоя она демонстрирует для северной части бассейна, где сконцентрированы измерительные площадки CALM. Максимальное увеличение глубин наблюдается в нижней части бассейна вблизи к руслу Колымы, где глубины сезонного оттаивания возросли более, чем на 50% в 2000-2018 гг. относительно 1990-1999 гг. Это соответствует скорости роста, превышающей +2 см/год. 61

Рис. 4.2.9. Изменение средней глубины сезонно-талого слоя для 2000-2016 гг. относительно 1990-1999 гг. в границах бассейна р. Колыма Таким образом, для бассейна Колымы характерен рост температур, в особенности, в весенние месяцы – среднегодовая температура возросла на 0,9 °С относительно 1970-1999 гг., температура в марте – на 2,3 °С. Годовая сумма осадков увеличилась на 9% до 367 мм, наиболее активный рост происходит весной (+21%). 62

Глава 5. Результаты анализа динамики гидрологического режима рек арктической зоны России, в том числе, р. Колыма. 5.1. Изменения некоторых характеристик гидрологического режима рек Арктической зоны России. С целью выявления общих тенденций изменения характеристик стока для рек российской криолитозоны собраны данные расходов воды с 1978 г. по 2018 г. для ряда отдельных створов в пределах сплошной вечной мерзлоты, расположение которых показано на рис. 5.1.1. Рис. 5.1.2 иллюстрирует рост среднегодовых расходов воды. Расчет критерия Стьюдента подтверждает статистическую значимость увеличения среднегодовых расходов воды для 7 из 12 приведенных рек. Рис. 5.1.1. Расположение отдельных постов на реках Арктической зоны России, для которых оценивалась динамика годового стока 63

Рис. 5.1.2. Среднегодовые расходы воды для отдельных постов на реках Арктической зоны России за 1979-2018 гг. с указанием коэффициента ранговой корреляции Спирмена R Рассчитано изменение средних значений некоторых гидрологических характеристик в 2000-2016 гг. относительно 1979-1999 гг. и рассмотрена зависимость между изменениями расхода воды и глубиной сезонно-талого слоя (рис. 5.1.3). Выделены две группы: реки азиатской части России, водосборы которых находятся в зоне распространения преимущественно сплошной вечной мерзлоты, и реки Кольского полуострова, где вечная мерзлота островная. Деградация мерзлоты, выражающаяся в увеличении мощности сезонно-талого слоя, интенсивнее происходила у южной границы криолитозоны, в зоне островного распространения (рис. 4.2.9). Несмотря на это, расходы воды на реках со сплошной мерзлотой меняются более значительно, что, вероятно, свидетельствует о большем вкладе процесса деградации криолитозоны в величину стока для рек. Выделяется тенденция к увеличению среднегодовых и сезонных расходов воды. Причем значительнее всего 64

возрастает сток в зимнюю межень, что связано с увеличением объемов подземного питания при увеличении глубины сезонно-талого слоя. Рис. 5.1.3. Зависимость между динамикой некоторых характеристик гидрологического режима рек и глубиной сезонного оттаивания Формирование стока является многофакторным процессом. Ожидается, что на динамику значений расходов воды, помимо изменения глубины сезонно-талого слоя, будет влиять изменение метеорологических параметров. Расчет множественного коэффициента корреляции (табл. 5.1.1) позволил установить наиболее высокую связность между средним расходом воды в летнюю межень (R = 0,81) и в целом за год (R = 0,67) с глубиной сезонно-талого слоя и суммой осадков в соответствующий период, что связано с определяющим влиянием глубины оттаивания на объем поступивших в русло реки подземных вод, формирующим меженный сток. Полученные коэффициенты корреляции для рек Кольского полуострова значительно ниже, чем для рек Азиатской части России, что свидетельствует о меньшем вкладе динамки сезонного оттаивания в формирование стока рек в областях островной вечной мерзлоты. 65

Табл. 5.1.1. Множественный коэффициент корреляции между характеристиками гидрологического режима и параметрами вечной мерзлоты и климата Предиктант: Предиктор: Изменение расхода воды (Q) Изменение глубины сезонно-талого слоя (СТС) и… Множественный коэффициент корреляции Реки в зоне Реки в зоне сплошного островного распространения распространения вечной мерзлоты вечной мерзлоты Годовая сумма жидких осадков Сумма жидких осадков за май - октябрь Сумма жидких осадков за май - октябрь Годовая сумма жидких осадков Температура Q зимняя холодного периода межень года Q Максимальная высота максимальный снежного покрова Температура Q март-май холодного периода года Q среднегодовой Q август – октябрь Q июль – октябрь Q открытое русло 0,65 0,37 0,70 0,27 0,73 0,17 0,65 0,30 0,54 0,40 0,24 0,39 0,39 0,36 5.2. Изменения гидрологического режима рек бассейна р. Колыма. В данной главе исследуется динамика стока воды для 11 постов в бассейне Колымы для периода 1974 - 2018 гг. Наиболее полные ряды ежесуточных расходов воды имеются для створов р. Колыма (Колымское; Среднеколымск), р. Большой Анюй (Константиновская), р. Ясачная (Нелемное), р. Омчикчан (Омсукчан). Для изучения динамики стока рек рассматривались два периода: 1974-1999 гг. и 20002018 гг. Для подтверждения статистической значимости происходящих изменений рассчитывался коэффициент ранговой корреляции Спирмена R и критерий Стьюдента. Для более полного анализа внутригодового распределения стока для створа р. Колыма - Колымское выполнено расчленение гидрографов стока за 19812018 гг. по генетическим составляющим с использованием автоматического алгоритма GrWAT. 66

5.2.1. Анализ динамики гидрологического режима р. Колыма на основе фактических данных о расходах воды для створов Колымское I, г. Среднеколымск, пос. Усть-Среднекан Временные ряды данных суточных расходах воды р. Колымы собраны для 3 постов: гидроствор Колымское I (1978-2018 гг.), г. Среднеколымск (1977-2018 без 1999 и 2001 гг.), пос. Усть-Среднекан (2002-2018 гг.; без 2007 г.). График колебания среднегодовых расходов воды (рис. 5.2.1.1) демонстрирует тенденцию увеличения годового стока Колымы. Средние расходы за 2000-2018 гг. относительно 1978-1999 гг. возросли на 7% (от 3240 м3/с до 3480 м3/с) для Колымского и на 24% (от 2230 м3/с до 2760 м3/с) для Среднеколымска. Наличие значимого тренда подтверждается для Среднеколымска: p-значение теста Стьюдента (вероятность ошибки первого рода) составляет 0.01 для Среднеколымска, тогда как для Колымского оно равно 0.36. Для створа р. Колыма - Усть-Среднекан, вероятно, также присутствует тренд увеличения среднегодовых расходов воды за 2002 – 2018 гг., однако период наблюдений является непродолжительный и составляет 15 лет. Если рассматривать слой стока за год для Колымского (площадь водосбора 413 тыс. км2) значения возросли от 248 мм до 265 мм, что соответствует темпу роста 8 мм/10 лет. При этом для Среднеколымска (площадь водосбора 361 тыс. км2) слой стока увеличился сильнее - от 194 мм до 241 мм, т.е. темпы достигали 22 мм/10 лет. Таким образом, средний слой стока за 1977-2018 гг. составил 214 мм для г. Среднеколымск. В работе [Magritsky et al., 2018] приводится среднее значение слоя стока за 1975-2013 гг. равное 205 мм, что связано с повышенной водностью в 20142018 гг., когда измеренные среднегодовые расходы воды составили 3050 м3/с. Стоит отметить, что авторы [Magritsky et al., 2018] указывают значение темпов роста годового слоя стока, составляющее +8 мм/10 лет для периода 1975-2013 гг. При этом, как отмечалось выше, при сравнении периодов 1977-1999 гг. и 2000-2018 гг. значение +8 мм/10 лет получено для Колымского, тогда как для Среднеколымска оно превысило +20 мм/10 лет. Подобное различие в оценках скорости в некоторой степени может объясняться повышенным стоком в 2014-2018 гг. 67

Рис. 5.2.1.1. Среднегодовые расходы воды для исследуемых створов р. Колыма за 1974-2018 гг. с указанием коэффициента ранговой корреляции Спирмена R Функционирование Колымской ГЭС, наполнение водохранилища которой началось в 1981 году, приводит к внутригодовому перераспределению стока. Ниже рассмотрено изменение формы гидрографа стока за отдельные года (рис. 5.2.1.2), а также в среднем за периоды (Рис. 5.2.1.3, 5.2.1.4). Заметна тенденция смещения начала подъема половодья на более ранние даты и рост меженных расходов. При сравнении типовых гидрографов за 1977-1999 гг. и 2000-2017 гг. выделяется увеличение расходов воды в течение всей зимней межени, смещение волны половодья, смещение основной волны паводков с августа на сентябрь. При этом средний максимальный расход воды для Среднеколымска возрос от 15000 до 17000 м3/с, для Колымского – снизился от 23800 до 23200 м3/с. Существенно возросло среднее значение минимального среднесуточного расхода воды за год – от 167 до 335 м3/с для Среднеколымска (p-значение = 0.00003), для Колымского - от 139 до 226 м3/с (p-значение = 0.02). 68

Рис. 5.2.1.2. Гидрографы стока р. Колыма в створе Колымское и Среднеколымск для 1977-2018 гг. Рис. 5.2.1.3. Типовые гидрографы стока за 1980-1989 гг., 1990-1999 гг., 2000-2009 гг. и 2010-2019 гг. для р. Колыма в створе Колымское и Среднеколымск 69

Рис. 5.2.1.6. Изменение типовых гидрографов стока за 1977-1999 гг. и 2000-2017 гг. р. Колыма в створе Колымское и Среднеколымск Увеличение стока в зимнюю межень происходит активнее, чем в летнюю, что вероятно, объясняется не только режимов функционирования Колымской ГЭС, но и климатическими изменениями. Рис. 5.2.1.4 и 5.2.1.5, иллюстрирующие динамику минимальных месячных расходов воды в зимнюю и летнюю межень, показывают резкий рост зимних минимальных месячных расходов воды в 1980-е гг., когда происходило наполнение Колымского водохранилища. При этом летние минимальные месячные расходы воды за соответствующий период изменились несущественно, и основное увеличение минимальных расходов воды за месяцы летне-осенней межени наблюдалось в 1990-2010 гг., что, возможно, свидетельствует о климатических причинах, лежащих в основе этих изменений. При сравнении средних минимальных месячных расходов воды за 1977-1984 и 1985-1999 гг. для зимней межени рост составил 151% и 191% для Колымского и Среднеколымска соответственно, тогда как для летне-осенней межени расходы изменились на +36% и -7% для Колымского и Среднеколымска. При этом, если сравнивать 1990-1999 гг. и 2000-2010 гг., то более существенные изменения произошли для летне-осенней межени. Рост минимальных месячных расходов составил 32% и 52% для Колымского и Среднеколымска соответственно. Для зимней межени в эти периоды (2000-2010 гг. относительно 1990-1999 гг.) увеличение минимальных месячных расходов оказалось равным 6% для Колымского и 12% Среднеколымска. Значения минимальных расходов приведены в табл. 5.2.1.1. Стоит отметить, что минимальные 70

месячные расходы воды в зимнюю межень в створе Колымское меньше, чем в створе Среднеколымск. Рис. 5.2.1.4. Минимальные месячные расходы воды в зимнюю межень для исследуемых створов р. Колыма за 1977-2018 гг. с указанием коэффициента ранговой корреляции Спирмена R Рис. 5.2.1.5. Минимальные месячные расходы воды в летне-осеннюю межень для исследуемых створов р. Колыма за 1977-2018 гг. с указанием коэффициента ранговой корреляции Спирмена R 71

Табл. 5.2.1.1. Минимальные месячные расходы воды (в м3/с) в зимнюю и летнеосеннюю межень для р. Колыма за 1977 – 2018 гг. Зимняя межень Год 1977 1978 1979 1980 1981 1982 1983 1984 1985 1986 1987 1988 1989 1990 1991 1992 1993 1994 1995 1996 1997 1998 1999 2000 2001 2002 2003 2004 2005 2006 2007 2008 2009 2010 2011 2012 2013 2014 2015 2016 2017 2018 Летняя межень УстьУстьКолымское Среднеколымск Среднекан Колымское Среднеколымск Среднекан 45.8 1388 51.7 74.8 1039 744 30.6 60.4 1781 2845 43.4 79.2 1725 1233 76.5 80.7 1403 1513 81.9 78.2 1327 864 91.0 61.1 926 665 94.7 72.5 1808 1164 139 145 1828 1116 153 66.7 3175 2573 142 89.5 1564 1090 100 107 1480 622 198 318 1720 1018 295 298 2244 1359 288 266 1123 702 405 247 1088 644 289 254 1366 839 174 300 2243 1308 250 372 1218 801 225 438 4255 2392 252 400 1822 1239 356 482 1873 1179 266 2117 107 460 1877 1121 225 1721 247 345 361 1895 1195 361 229 378 143 1546 1098 252 212 354 177 4340 2642 443 360 392 161 1845 1086 332 399 303 149 2525 1132 379 502 312 3162 3482 453 314 3449 2332 190 542 204 3293 1172 303 342 400 234 2406 2435 322 164 270 241 2543 1613 427 190 367 225 1678 1288 314 150 317 183 2359 1804 344 153 395 257 1660 1941 373 167 378 276 1315 1612 291 155 375 148 2320 1495 175 149 295 108 3954 1976 191 344 513 2134 2164 72

На рис. 5.2.1.6 показано изменение коэффициента естественной зарегулированности стока, рассчитываемого как отношение стока за промежутки времен, когда средний расход воды не превышает среднегодового к годовому стоку. Наблюдаемый рост коэффициента связан, в первую очередь, с увеличением меженного стока в соответствующий период. Рис. 5.2.1.6. Коэффициент естественной зарегулированности стока для исследуемых створов р. Колыма за 1977-2018 гг. с указанием коэффициента ранговой корреляции Спирмена R Ниже показано изменение средних расходов воды для отдельных месяцев и сезонов (рис. 5.2.1.7 – 5.2.1.11). Снижение стока в летний сезон объясняется более ранним наступлением половодья. Так, дата прохождения максимального расхода воды для Колымского сместилась от 9 июня (1977-1999 гг.) до 1 июня (2000-2018 гг.). С этим же связан рост стока в весеннюю межень. Повышение стока осенью, в первую очередь, связано участившимися в сентябре паводками. Активно растет сток в зимние месяцы – в период устойчивой зимней межени. 73

Рис. 5.2.1.7. Средние расходы воды за календарные сезоны для створа р. Колыма – Колымское с указанием коэффициента ранговой корреляции Спирмена R Рис. 5.2.1.8. Средние расходы воды за календарные сезоны для створа р. Колыма – Среднеколымск с указанием коэффициента ранговой корреляции Спирмена R При рассмотрении средних расходов воды по месяцам для каждого створа стоит отметить увеличение расходов воды во все месяцы, кроме летних. Особенно сильно растут расходы с декабря по апрель - в месяцы зимней межени. Минимальный сток воды наблюдается в апреле. Наибольшая амплитуда зафиксированных значений расходов характерна для мая (примерно от 100 м3/с до 8000 м3/с для Колымского), т.к. средний расход воды в этот месяц напрямую зависит от даты начала половодья. Среднее распределение стока по месяцам приведено в табл. 5.2.1.2. Для створа Колымское, в наименьшей степени подверженного регулированию стока, статистическую значимость увеличения среднемесячных 74

расходов воды удалось установить для октября – февраля (p-значение <0.05) и апреля-мая (p-значение <0.07). Рис. 5.2.1.9. Среднемесячные расходы воды для створа р. Колыма – Колымское за 1978-2018 гг. Рис. 5.2.1.10. Среднемесячные расходы воды для створа р. Колыма – Среднеколымск за 1977-2018 гг. 75

Рис. 5.2.1.11. Среднемесячные расходы воды для створа р. Колыма – УстьСреднекан за 2002-2018 гг. Табл. 5.2.1.2. Среднее для 1977-2018 гг. распределение стока по месяцам (в % от годового). Месяц Створ I II III IV V VI VII р. Колыма – гидроствор 1 1 1 Колымское I р. Колыма Среднеколымс 1 1 1 к р. Колыма – Усть2 2 2 Среднекан 1 VII VIIXIIIX X XI XII V-VI IX-X I VIII IV 6 37 18 14 14 5 2 1 43 33 19 5 1 11 32 16 15 13 5 2 2 43 31 19 8 7 17 17 16 19 8 3 3 35 35 11 19 3 5.2.2. Анализ динамики гидрологического режима р. Колыма для створа Колымское I с использованием алгоритма автоматического расчленения гидрографа стока по генетическим составляющим GrWat С использованием алгоритма автоматического расчленения гидрографа стока по генетическим составляющим GrWat для створа р. Колыма – Колымское проведен дополнительный анализ рядов ежесуточных расходов воды. Использование данного алгоритма позволит оценить вклад каждой формирования стока и оценить их динамику. 76 генетической составляющей

Расчленение гидрографов выполнено для водохозяйственных лет за период 1981-2013 гг., для которого имелись данные совместных наблюдений за метеорологическими параметрами и расходами воды. 1981 г. выбран в качестве начального, так как это год начала наполнения Колымского водохранилища, когда, предположительно, могли измениться калибруемые в GrWat параметры. Полный перечень гидрографов с выделенными на них сформировавшими сток воды составляющими, приведен в Приложении. Далее на основе выходного файла GrWat, содержащего ежесуточные значения расходов воды, сформированных за счет грунтовой, дождевой и снеговой составляющих, выделены фазы водного режима. Для оценки произошедших изменений сравнивались средние значения параметров для 1981-1999 гг. и 2000-2013 гг., результаты приведены в табл. 5.2.2.1. На рис. 5.2.2.1 показано, как изменялся средний расход воды в каждую из фаз водного режима и в целом за год. Значительно возрастает сток воды в зимнюю межень – на 46% от 330 м3/с до 482 м3/с (p-значение = 0.003). Средний сток за год для створа р. Колыма – Колымское увеличился на 5% в 2000-2013 гг., относительно 1981-1999 гг., однако критерий Стьюдента не подтверждает статистическую значимость этих изменений. Средний сток в летнюю межень возрос на 3% (от 3161 м3/с до 3326 м3/с), за половодье – практически не изменился. Рис. 5.2.2.1. Средний расход воды в каждую из фаз водного режима для створа р. Колыма – Колымское за 1980-2013 гг. 77

Присутствует тенденция сокращения длительности половодья (-3 дня) и зимней межени (-3 дня), а также увеличения летне-осенней межени (+6 дней). Волна половодья проходит в среднем за 47 дней, зимняя и летне-осенняя межени длятся 209 дней и 109 дней соответственно (Рис. 5.2.2.2.). Рис. 5.2.2.2. Продолжительность фаз водного режима для створа р. Колыма – Колымское за 1980-2013 гг. В результате изменения средних расходов воды в каждую из фаз и их продолжительности меняются объемы стока (рис. 5.2.2.3). Годовой сток воды, как и среднегодовые расходы воды, увеличился на 5% - от 100 км3 до 105 км3. Рост средних расходов воды в зимнюю межень и половодье приводят к росту объемов стока в эти фазы, однако в связи с уменьшением продолжительности фаз объемы стока растут менее резко. При росте средних расходов и продолжительности летнеосенней межени происходит увеличение объемов стока этот период. 78

Рис. 5.2.2.3. Объем стока в каждую из фаз водного режима в долях от годового для створа р. Колыма – Колымское за 1980-2013 гг. На рис. 5.2.2.4 рассмотрен объем стока в каждую из фаз водного режима в долях от годового. Незначительное увеличение объемов стока воды в половодье (Р3) связано с ростом годового стока. При этом в процентном соотношении доля половодья снижается –от 50% (в 1981-1999 гг.) до 45% (в 2000-2013 гг.). Доля стока в летне-осеннюю межень возросла незначительно – от 44% до 46%, а в зимнюю увеличилась на треть – от 6% до 8% (p-значение = 0.07). Рис. 5.2.2.4. Объем стока в каждую из фаз водного режима в долях от годового для створа р. Колыма – Колымское за 1980-2013 гг. Рис. 5.2.2.5 и 5.2.3.6 иллюстрируют изменение стока от различных источников питания. Если объем стока в половодье сократился на 2 км3 (от 50 км3 до 48 км3), то сток за счет талых снеговых вод уменьшился сильнее – на 4 км3 (от 43 км3 до 39 км3), что, видимо, связано с участившимися случаями наложения паводковых волн на волны половодья. Доля снегового стока сократилась от 43% до 36%. 79

На 13% (+3 км3) возрос объем стока во время дождевых паводков. При этом сток в летне-осеннюю межень увеличился на 4 км3, из которых, вероятно, рост на 1 км3 связан с возросшим подземным питанием. Наиболее значимые изменения (pзначение = 0.01) происходят для объема стока, сформированного подземными водами, и стока в зимнюю межень. Объем подземного стока увеличился на 5.4 км3 (+17%) - от 32.0 км3 до 37.4 км3, из них в зимнюю межень сток возрос на 2.6 км3 (+43%) - от 6.08 км3 до 8.68 км3 Рис. 5.2.2.5. Объем стока, сформированного различными источниками питания, в долях от годового для створа р. Колыма – Колымское за 1980-2013 гг. Рис. 5.2.2.6. Объем стока, сформированного различными источниками питания, в долях от годового для створа р. Колыма – Колымское за 1980-2013 гг. Рис. 5.2.2.7 показывает изменения в сроках половодья и в дате прохождения максимального расхода воды. Максимальный расход, как правило, наблюдается в 80

половодье. Максимальный расход зафиксирован во время дождевого паводка в 1984 г. Дата начала половодья сместилась на 3 суток (с 21 мая на 18 мая), дата окончания - на 8 суток (с 10 июля на 2 июля). Значительно изменилась дата прохождения максимального расхода воды (p-значение = 0.08) – на 8 суток (с 9 июня на 1 июня). Рис. 5.2.2.7 Даты начала половодья, прохождения максимального расхода воды и окончания половодья для створа р. Колыма – Колымское за 1980-2013 гг. Минимальный месячный расход воды, обычно наблюдающийся в апреле, увеличился на 37% - от 206 м3/с до 282 м3/с. Средний максимальный расход воды доя 2000-2013 гг. несколько снизился - от 23800 м3/с до 23000 м3/с (-3%). В связи с этим существенно уменьшается отношение максимального суточного расхода к минимальному суточному – от 145 до 95 (-35%). Рис. 5.2.2.8. Минимальный месячный, максимальный расходы воды, отношение максимального расхода к минимальному суточному расходу для створа р. Колыма – Колымское за 1980-2013 гг. 81

Табл. 5.2.2.1. Средние для периодов 1981-1999 гг. и 2000-2013 гг. значения некоторых характеристик гидрологического режима Среднее Среднее p-значение для для ИзмеХарактеристика теста 19812000- нение Стьюдента 1999 гг. 2013 гг. Дата начала половодья 21 май 18 май -2% 0.67 Дата прохождения максимального расхода 9 июня 1 июня -5% 0.08 воды Дата окончания половодья 10 июля 2 июля -4% 0.14 Среднегодовой расход воды, м3/с 3160 3330 5% 0.26 Средний расход воды в зимнюю межень, 330 482 46% 0.003 м3/с Средний расход воды в летне-осеннюю 4910 5070 3% 0.58 межень, м3/с Средний расход воды в половодье, м3/с 11500 11500 0% 0.25 3 Максимальный расход воды, м /с 23800 23000 -3% 0.24 3 Объем годового стока, км 100 105 5% 0.30 Объем стока, сформированного 32.0 37.4 17% 0.01 подземными водами, км3 Объем стока, сформированного дождевыми 24.8 28.2 13% 0.45 водами, км3 Объем стока, сформированного талыми 43.1 38.9 -10% 0.92 водами, км3 Объем стока в летне-осеннюю межень, км3 43.9 47.6 8% 0.51 3 Объем стока в зимнюю межень, км 6.08 8.68 43% 0.01 3 Объем стока в половодье, км 50 48 -4% 0.69 Доля стока в летне-осеннюю межень от 0.44 0.46 5% 0.93 годового Доля стока в зимнюю межень от годового 0.06 0.08 30% 0.07 Доля стока в половодье от годового 0.50 0.45 -8% 0.64 Доля стока, сформированного подземными 0.34 0.37 9% 0.64 водами, от годового Доля стока, сформированного дождевыми 0.24 0.27 14% 0.47 водами, от годового Доля стока, сформированного талыми 0.50 0.45 -8% 0.64 водами, от годового Продолжительность половодья, дни 50 47 -4% 0.41 Продолжительность зимней межени, дни 212 209 -2% 0.56 Продолжительность летне-осенней 103 109 6% 0.63 межени, дни Минимальный месячный расход воды, м3/с 206 282 37% 0.05 Отношение максимального расхода воды к 145 95 -35% 0.45 минимальному 82

Таким образом, для в створе р. Колыма – Колымское наблюдается повышение среднегодовых расходов воды. Значительнее всего повышается сток в зимнюю межень, помимо этого, происходит рост стока в летне-осеннюю межень и снижение в половодья. Снижается продолжительность половодья и зимней межени, продолжительность летне-осенней возрастает. При увеличении среднего стока воды за год, внутригодовое распределение генетических компонент стока в долях от годового изменяется менее активно. Анализ с помощью алгоритма GrWat показал значительный рост стока подземных вод, а также снижение доли стока талых вод и увеличения доли дождевых. 5.2.3. Изменения гидрологического режима рек - притоков р. Колыма В данном разделе рассматривается динамика гидрологического режима рек бассейна р. Колыма (р. Бол. Анюй, р. Мал. Анюй, р. Омчикчан, р. Ясачная, р. Среднекан, р. Березовка, р. Кулу, р. Таскан). Наиболее полные ряды ежесуточных расходов воды за 1977-2018 гг. (с отдельными пропусками) имеются для створов р. Большой Анюй – Константиновская, р. Ясачная – Нелемное, р. Омчикчан – Омсукчан. На рис. 5.2.3.1 показана динамика среднегодовых расходов воды. При сравнении периодов 1974-1999 гг. и 2000-2018 гг. выделяется тенденция увеличения среднегодового стока, заметно проявляющаяся для р. Ясачная, р. Омчикчан и в меньшей степени для р. Большой Анюй. Рис. 5.2.3.1. Среднегодовые расходы воды для исследуемых створов в бассейне р. Колыма за 1974-2018 гг. с указанием коэффициента ранговой корреляции Спирмена R 83

Гидрографы стока исследуемых рек (рис. 5.2.3.2), полученные как средние за периоды, для которых имелись данные наблюдений, имеют характерную форму: подъем половодья приходится на начало июня, основная волна проходит к началу июля, летне-осенняя межень, сопровождающаяся большим числом дождевых паводков, продолжается до октября. Рис. 5.2.3.2. Типовые гидрографы стока для периода 1974 – 2018 гг. для исследуемых створов в бассейне р. Колыма На рис. 5.2.3.3-5.2.3.6 показано изменение типовых гидрографов для периодов до и после 2000 г. Для сравнения на рис. 5.2.3.3 добавлены гидрографы для р. Колыма. Выделяются общие для всех створов тенденции – увеличение зимнего меженного стока, смещение окончания летне-осенней межени на более поздние даты, более раннее прохождение волны половодья. При визуальном сравнении гидрографов для р. Ясачная заметно увеличение стока в летне-осеннюю межень, менее существенное для р. Большой Анюй. Для р. Омчикчан рост стока во вторую половину летне-осенней межени (середина августа – середина сентября) не компенсирует снижение стока для первой половины (начало июля - середина августа). 84

Рис. 5.2.3.3. Изменение типовых гидрографов стока за 1974-1999 гг. (“до 2000”) и 2000-2017 гг. (“после 2000”) для р. Большой Анюй – Константиновская, р. Ясачная – Нелемное, р. Омчикчан – Омсукчан и р. Колыма в створах Колымское и Среднеколымск Рис. 5.2.3.4. Изменение типовых гидрографов стока за 1977-1999 гг. и 2000-2017 гг. для р. Омчикчан – Омсукчан 85

Рис. 5.2.3.5. Изменение типовых гидрографов стока за 1974-1999 гг. и 2000-2017 гг. для р. Ясачная – Нелемное Рис. 5.2.3.6. Изменение типовых гидрографов стока за 1974-1999 гг. и 2000-2017 гг. для р. Большой Анюй – Константиновская На рис. 5.2.3.7 рассмотрено изменение стока за ноябрь – апреля, когда на всех рассматриваемых створах наблюдается устойчивая зимняя межень, и на рис. 5.2.3.8 – минимальный месячный расход в зимнюю межень. При рассмотрении периода с середины 1970-х до середины 1990-х сток в зимнюю межень наиболее сильно увеличился для р. Малый Анюй (от 0.58 м3/с для 1983-1999 гг. до 1.42 м3/с для 19911997 гг.) и для р. Среднекан (от 0.06 м3/с для 1974-1981 гг. до 0.19 м3/с для 1982-1987 гг.), что может быть связано с чередованием фаз повышенной и пониженной водности. На р. Большой Анюй, р. Ясачная, р. Березовка происходило снижение водности в 1970-е – 1990-е гг. При этом подобный тренд сохранился для р. Большой Анюй: за рассматриваемые периоды “до 2000 г.” и “после 2000 г.” средний сток за ноябрь-апрель уменьшился от 5.49 м3/с до 2.48 м3/с. При сравнении стока за эти периоды для р. Омчикчан и р. Ясачная стоит отметить резкое увеличение зимних 86

расходов после 2004 года. Так, для 2004-2018 гг. сток на Ясачной и Омчикчане составлял 24.6 м3/с и 0.434 м3/с соответственно, тогда как в 1978-2003 гг. – 13.7 м3/с и 0.149 м3/с, что соответствует увеличению на 80% для р. Ясачная и на 191% для р. Омчикчан. Рис. 5.2.3.7. Расходы воды за ноябрь-апрель, когда наблюдается фаза зимней межени для исследуемых створов в бассейне р. Колыма за 1974-2018 гг. с указанием коэффициента ранговой корреляции Спирмена R Рис. 5.2.3.8. Минимальные месячные расходы воды в зимнюю межень для исследуемых створов в бассейне р. Колыма за 1974-2018 гг. с указанием коэффициента ранговой корреляции Спирмена R 87

Минимальный сток в летне-осеннюю межень (рис. 5.2.3.9) за последние несколько десятилетий увеличивается для р. Ясачная на 38% (от 133 м3/с до 183 м3/с), для р. Омчикчан на 32% (от 7.34 м3/с до 9.68 м3/с), для р. Большой Анюй – на 49% (от 94.0 м3/с до 140 м3/с). Рис. 5.2.3.9. Минимальные месячные расходы воды в летне-осеннюю межень для исследуемых створов в бассейне р. Колыма за 1974-2018 гг. с указанием коэффициента ранговой корреляции Спирмена R Коэффициент естественной зарегулированности стока (рис. 5.2.3.10) значительно возрос для р. Омчикчан, что связано увеличением в несколько раз зимних расходов воды. Возрастающий тренд существует и для р. Ясачная. 88

Рис. 5.2.3.10. Коэффициент естественной зарегулированности стока для исследуемых створов в бассейне р. Колыма за 1974-2018 гг. с указанием коэффициента ранговой корреляции Спирмена R В результате описанных изменений среднемесячный сток для р. Ясачная, р. Большой Анюй и р. Омчикчан меняется следующим образом (рис. 5.2.3.11 – 5.2.3.13). Сток возрастает в месяцы зимней межени (ноябрь - апрель). Сток в мае растет за счет более раннего прохождения половодья. По этой же причине снижается сток в июне и июле для р. Омчикчан и р. Большой Анюй. Сток в август – октябрь увеличивается вследствие участившихся паводков. В табл. 5.2.3.1 приводится среднее распределение стока по месяцам для исследуемых створов. Рис. 5.2.3.11. Среднемесячные расходы воды для створа р. Ясачная – Нелемное за 1974-1999 гг. и 2000-2017 гг. 89

Рис. 5.2.3.12. Среднемесячные расходы воды для створа р. Большой Анюй – Константиновская за 1974-1999 гг. и 2000-2017 гг. Рис. 5.2.3.13. Среднемесячные расходы воды для створа р. Омчикчан – Омсукчан за 1977-1999 гг. и 2000-2017 гг. 90

Табл. 5.2.3.2. Среднее для 1977-2018 гг. распределение стока по месяцам (в % от годового) Месяц Створ I Бол. Анюй 0.2 Константи новская Омчикчан 0.3 - Омсукчан Ясачная 1 Нелемное Среднекан - Усть- 0.1 Среднекан Березовка 0.01 Березовка Кулу 0.3 Кулу Таскан 0.3 Таскан II III IV V VI VII VII I VIIXIIX XI XII V-VI IX-X I X VIII IV 0.2 0.1 0.1 12 39 16 15 13 4 1 0.3 51 31 17 2 0.1 0.1 0.2 14 28 15 15 9 4 2 1 42 29 13 3 1 1 45 34 16 5 1 0.3 51 27 12 1 0.01 0.01 0.01 34 23 10 9 8 1 0.1 0.0 57 20 8 0.1 0.2 0.1 0.1 10 33 19 18 14 4 1 43 37 17 2 0.3 0.2 0.2 14 36 18 16 10 3 1 0.5 50 34 13 2 1 0.5 0.5 14 30 17 17 13 4 0.1 0.1 0.2 21 31 13 14 9 2 1 Отличия в динамике стока заметны для зарегулированных участков р. Колыма и не зарегулированных притоков - расходы воды в зимнюю межень возрастают, в целом, менее интенсивно. Помимо этого, в период с конца 1970-х годов до середины 1990-х, когда на р. Колыма происходило увеличение среднегодовых расходов, тенденция изменения годового стока различались для рек бассейна Колымы. В этот период снижался сток рек в нижней и средней частях бассейна (р. Большой Анюй, р. Малый Анюй, р. Березовка). Помимо этого, в работе [Majhi, Yang, 2008] сообщается о снижении годового стока р. Олой. В работах [Makarieva et al., 2018], [Majhi, Yang, 2008] о положительной динамике годового стока для малых горных рек в верховьях бассейна для 1970-х – 1990-х. Однако для исследуемых в данной работе рек (р. Омчикчан, р. Среднекан, р. Таскан, р. Кулу) установлено снижение стока в этот период. 91

Глава 6. Результаты моделирования стока р. Колыма с использованием модели формирования стока ECOMAG 6.1. Воспроизводимость фактических данных моделью ECOMAG Для калибровки и верификации модели выделены периоды 1977-1999 гг. и 2000-2013 гг. соответственно. Подбор параметров производился путем сравнения критерия Нэша-Сатклифа 𝑅2 𝑁𝑆 = 1 − ∑(𝑄𝑓(𝑖) −𝑄𝑠(𝑖) )2 2 ̅̅̅̅ ∑(𝑄𝑓(𝑖) −𝑄 𝑓) [Nash, Sutcliffe, 1970]. Результаты расчетов 𝑅2 𝑁𝑆 , а также средней относительной ошибки 𝐵𝐼𝐴𝑆 = ̅̅̅̅ ̅̅̅𝑠̅ 𝑄𝑓 −𝑄 ̅̅̅̅ 𝑄𝑓 ∙ 100 представлены в табл. 1. Значения 𝑅2 𝑁𝑆 , превышающие принятое в практике пороговое значение 0.75, характеризуют качество расчетов по модели как хорошее [Мотовилов, Гельфан, 2018]. Иллюстрации фактических и рассчитанных гидрографов для двух створов приведены в приложении. Табл. 6.1.1. Критерии Нэша-Сатклифа 𝑅 2 𝑁𝑆 и средняя относительная ошибка BIAS фактических и рассчитанных расходов воды для периодов калибровки и верификации. Створ; 𝑅2 𝑁𝑆 BIAS Площадь Калибровка Верификация Калибровка Верификация Общий водосбора 1981 - 1999 2000 - 2013 1981 - 1999 2000 - 2013 Общий р. Колыма - г. 0.86 -2.68 Среднеколымск; 0.84 0.91 -5.77 % 3.89 % % 361000 км2 р. Колыма - с. Колымское; 0.86 0.89 0.87 -0.51% 5.56 % 1.51% 413000 км2 Рис. 6.1.1 и 6.1.2 иллюстрируют хорошую воспроизводимость моделью ECOMAG следующих внутригодовых изменений стока: смещения волны половодья на более ранние даты, более позднего наступления зимней межени и увеличения стока во второй половине августа – октябре, снижение в первой половине августа. Однако стоит отметить, что расчеты по модели ECOMAG несколько искажают изменения максимальных расходов воды: по фактическим данным средние значения максимальных расходов воды возросли на 12% для Колымского и Среднеколымска в 2000-2013 гг. относительно 1981-1999 гг., тогда как рассчитанные максимальные расходы сократились на 3% и 2% для Колымского и Среднеколымска 92

соответственно. Значения критерия Нэша-Сатклифа для типовых гидрографов за период 1981-1999 гг. составили 0.99 и 0.95 для Колымского и Среднеколымска соответственно, за 2000-2013 гг. – 0.97 для Колымского и Среднеколымска, что свидетельствует о хорошем соответствии гидрографов. Ординаты типовых гидрографов получены для каждой даты путем осреднения наблюдавшихся расходов воды за данные сутки в течение всего периода. Рис. 6.1.1. Фактические и рассчитанные типовые гидрографы - средние за периоды 1981-1999 г. и 2000-2013 гг. (А) для створа для створа р. Колыма – с. Колымское. Рис. 6.1.2. Фактические и рассчитанные типовые гидрографы - средние за периоды 1981-1999 г. и 2000-2018 гг. (А) для створа р. Колыма – г. Среднеколымск. 6.2. Анализ чувствительности расходов воды р. Колыма к климатическим изменениям На следующем этапе работы проводился анализ чувствительности моделируемых расходов воды р. Колыма к климатическим изменениям. Модель 93

ECOMAG широко применяется для речных бассейнов с нестационарными климатическими условиями [Gottschalk et al., 2001], [Krylenko et al., 2015], [Gelfan et al., 2014]. Искусственные ряды ежесуточных значений температуры и воздуха и осадков получены путем введения поправок ∆Т и ∆ P в исходный 30-летний ряд метеорологических характеристик (1979-2008 гг.), все значения в котором изменялись на заданные поправки. Недостатком подобного подхода является то, что не учитывается метеорологических внутригодовая неравномерность характеристик [Motovilov, Gelfan, будущего 2013]. изменения ∆P и ∆Т рассматривались в диапазонах ∆P∈[−10%;+20%] и ∆T∈[−1˚С;+2˚С] в соответствии с данными модели общей циркуляции атмосферы и океана ИВМ РАН http://seakc.meteoinfo.ru/research], а также с подобными поправками, вводившимися в работах, посвященных другим крупным арктическим бассейнам – р. Северная Двина [Krylenko et al., 2015], р. Лена [Motovilov, Gelfan, 2013]. Для получения дополнительных данных рассмотрены ∆T = +3 ˚С и ∆T = +4 ˚С. Модель общей циркуляции атмосферы и океана ИВМ РАН для территории узлов регулярной сетки, попадающих в бассейн р. Колыма, прогнозирует в тридцатилетний период 2014-2043 гг. увеличение температуры воздуха на 0.8˚С, 1.3˚С, 1.4˚С при сценариях B1, A2, A1B соответственно относительно предшествующих 30 лет. При этом прогнозируется рост годовой суммы осадков на 7.8%, 7.5% или 9.3% при сценариях [http://seakc.meteoinfo.ru/research]. 94 B1, A2, A1B соответственно.

Рис. 6.2.2. Средняя температура воздуха (в ˚К) на высоте 2 м для периода 20142043 гг. при сценариях A2, B1, A1B для узлов сетки в пределах бассейна р. Колыма (между 62 и 70˚с.ш., 147 и 161˚в.д.) По результатам моделирования ежесуточных расходов воды для каждого тридцатилетнего периода для различных заданных ∆P и ∆Т были рассчитаны средние типовые гидрографы стока, для которых проводился дальнейший анализ (рис. 6.2.2 – 6.2.4, табл. 6.2.1 – 6.2.5). 95

Рис. 6.2.2. Типовые смоделированные гидрографы стока для 30-летних периодов, полученные при изменениях годовой температуры воздуха и суммы осадков для водосбора р. Колыма – Колымское Рис. 6.2.3. Типовые смоделированные гидрографы стока для 30-летних периодов, полученные при изменении годовой суммы осадков и неизменной температуры воздуха для водосбора р. Колыма – Колымское 96

Рис. 6.2.4. Типовые смоделированные гидрографы стока для 30-летних периодов, полученные при изменении температуры воздуха и неизменной годовой суммы осадков для водосбора р. Колыма – Колымское Среднемноголетний расход воды, полученный по модели для 1981-2013 гг., в створе р. Колыма – Колымское составляет 3170 м3/с (100.1 км3/год). При неизменном количестве осадков либо температуре воздуха заметна зависимость увеличения стока с ростом осадков и снижения стока с при увеличении температуры вследствие повышения потерь на испарение. Установлено, что моделируемые гидрографы более чувствительны к повышению количества осадков на 5%, чем к росту температуры на 1 ˚С, т.к. в этом случае сток увеличивается. Таким образом, при увеличении осадков не менее, чем на 5%, а температуры не более, чем на 2˚С, сток р. Колыма будет возрастать (табл. 6.2.1). 97

Табл. 6.2.1. Чувствительность моделируемых значений годового стока (%) к изменениям годовых температуры воздуха и суммы осадков для створа р. Колыма – Колымское для 30-летнего периода T, ˚С -1 0 -10 -8.66 -13.3 -5 -0.65 -5.38 -10.1 0 7.51 0 -2.16 5 15.8 P, % 1 2 3 -7.12 -12.1 4 6.04 10 19.3 11.9 15 27.6 22.6 20 36.0 30.9 9.07 11.3 25.4 13.6 Объемы стока в летне-осеннюю межень в большей степени подвержены изменениям температуры в диапазоне от -1˚С до +1˚С: при этом сток меняется значительнее, чем в целом годовой. При большем росте температуры изменения летне-осеннего стока будут превышать изменения годового только при ∆P∈ [−10%;0%]. Это связано с тем, что интенсификация испарения при увеличении температуры будет наиболее значима для периода года с максимальными температурами воздуха, когда наблюдается фаза летне-осенней межени. Таким образом, относительное изменение стока в летне-осеннюю межень будет меньше, чем в остальные фазы водного режима только при увеличении осадков и температуры не менее, чем на 10% и на 2˚С соответственно (табл. 6.2.2). 98

Табл. 6.2.2. Чувствительность моделируемых значений среднего расхода воды летне-осенней межени к изменениям годовых температуры воздуха и суммы осадков для створа р. Колыма – Колымское для 30-летнего периода. T, ˚С -1 0 -10 -10.4 -15.3 -5 -1.78 -6.59 -11.9 0 7.10 0 -3.22 5 16.0 P, % 1 2 3 4 -9.22 -15.6 5.35 10 19.6 13.3 15 28.2 22.6 20 36.8 31.1 7.80 9.63 24.7 10.8 Сток воды в зимнюю межень, в отличие от годового, при неизменных осадках будет расти с увеличением температуры, что связано не только с практически полным отсутствием потерь на испарение в зимнюю межень, но и с замедлением процесса истощения зимнего стока при более высокой температуре (табл. 6.2.3). Табл. 6.2.3. Чувствительность моделируемых значений среднего расхода воды зимней межени к изменениям годовых температуры воздуха и суммы осадков для створа р. Колыма – Колымское для 30-летнего периода T, ˚С -1 0 -10 -5.33 -4.66 -5 -3.26 -2.31 -1.06 0 -1.24 0 1.50 5 0.64 P, % 1 2 3 2.95 3.86 4 3.85 10 4.09 9.99 15 5.94 8.37 20 7.64 10.3 99 8.32 12.46 12.83 17.0

Объемы стока в половодье и максимальные расходы воды снижаются при росте температуры и при уменьшении числа осадков. При этом максимальные расходы воды увеличиваются более резко, чем объемы стока в половодье, а снижаются слабее. В отличие от годового стока, снижение осадков на 5% и температуры на 1˚С приведет к незначительному увеличению объемов стока в половодье и максимальных расходов воды (табл. 6.2.4, 6.2.5). Табл. 6.2.4. Чувствительность моделируемых объема стока в половодье к изменениям годовой температуры воздуха и суммы осадков для створа р. Колыма – Колымское для 30-летнего периода T, ˚С -1 0 -10 -7.86 -15.1 -5 0.56 -5.97 0 8.95 -1.77 5 20.6 5.95 P, % 1 2 3 -6.70 -13.9 4 -10.9 10 18.5 9.73 15 30.4 24.8 20 39.6 33.9 8.13 9.57 25.4 12.9 Табл. 6.2.5. Чувствительность моделируемых значений максимальных расходов воды (%) к изменениям годовой температуры воздуха и суммы осадков для створа р. Колыма – Колымское для 30-летнего периода. T, ˚С -1 0 -10 -5.74 -12.9 -5 3.54 -4.47 -8.83 0 13.6 0 -0.67 5 23.9 P, % 1 2 3 -5.61 -11.0 4 8.62 10 22.9 9.44 15 32.8 27.0 20 42.9 36.7 100 11.9 15.9 30.5 18.1

При этом дата прохождения максимальных расходов воды, в первую очередь, связана с изменениями температуры воздуха: с увеличением температуры прохождение пика половодья будет смещаться на более ранние даты. При неизменной температуре воздуха рост числа осадков будет приводить к более позднему прохождению максимума вследствие увеличения длительности половодья (табл. 6.2.6). Табл. 6.2.6. Чувствительность моделируемых дат прохождения максимальных расходов воды к изменениям годовых температуры воздуха и суммы осадков для створа р. Колыма – Колымское для 30-летнего периода T, ˚С -1 0 1 -10 14 июня 6 июня -5 14 июня 7 июня 5 июня 0 14 июня 7 июня 5 июня 5 14 июня 2 3 4 июня 3 июня 4 P, % 5 июня 10 10 июня 6 июня 15 11 июня 5 июня 20 11 июня 5 июня 4 июня 3 июня 3 июня 1 июня Полученные результаты позволяют сравнить чувствительность годового стока р. Колыма с другими крупнейшими реками – р. Лена [Motovilov, Gelfan, 2013] и р. Северная Двина [Krylenko et al., 2015]. Сток Северной Двины, сходной по водности с Колымой, более подвержен климатическим изменениям. Относительное изменение стока Лены в сравнении с Колымой более существенно при снижении стока и менее существенно при его росте. Так, рост температуры на 1˚С приведет к снижению годового стока на 2%, 5%, 7% для Колымы, Лены и Северной Двины соответственно, увеличение суммы осадков на 10% - к росту годового стока на 19%, 16%, 21% для Колымы, Лены и Северной Двины соответственно. 101

Заключение В работе изучалась современная динамика гидрологического режима рек криолитозоны, формирование стока которых происходит в условиях современных нестационарных изменений стокоформирующих факторов. Основные результаты, к которым удалось прийти в процессе работы: 1. По данным реанализа ERA5 и программы CALM оставлены карты для Арктической зоны России, иллюстрирующие динамику некоторых метеорологических параметров (рост температуры воздуха, снижение высоты снежного покрова). Установлена положительная динамика глубины сезонноталого слоя в бассейне р. Колыма (+2 см/год), темпы которой превышают средние для Арктической зоны (+1 см/год). 2. Для ряда отдельных постов на реках криолитозоны установлены статистически значимые перераспределения изменения сезонного. Расчет годового стока воды, а также множественного коэффициента корреляции демонстрирует наличие связи между динамикой гидрологических характеристик в зависимости от изменения глубины сезонно-талого слоя и количества осадков. 3. Для бассейна р. Колыма зафиксировано увеличение годовой температуры на 1.0˚С и суммы осадков на 30 мм в 2000-2013 гг. относительно 1979-1999 гг., причем наиболее значительные изменения происходят в весенние месяцы: рост температуры и суммы осадков на 2.3˚С и +21% соответственно. 4. Установлена положительная динамика объемов годового стока воды р. Колыма в 2000-2018 гг. относительно 1977-1999гг. Среднегодовые расходы воды увеличились на 7% в створе Колымское (от 3240 до 3475 м3/с) и 24% в створе Среднеколымск на 24% (от 2230 до 2760 м3/с). Выявлены статистически значимые изменения сезонного стока р. Колыма: увеличение средних расходов воды в зимнюю межень, рост подземного стока, смещение на более ранние даты прохождения максимального расхода воды. 5. Выполнены калибровка и верификация физико-математической модели формирования речного стока ECOMAG для бассейна р. Колыма, показавшие 102

хорошую воспроизводимость моделью фактических данных (R2 NS = 0.87). Это позволило использовать модель для анализа чувствительности годового и сезонного стока воды р. Колыма к климатическим изменениям. Показано увеличение стока воды при снижении температуры воздуха и при росте суммы осадков. При этом сток воды чувствительнее к повышению осадков на 5%, чем к росту температуры на 1˚С, т.к. в этом случае сток все равно увеличивается (на 6.0% за год). Полученные в данной работе результаты позволяют, во-первых, делать выводы о современной динамике стока рек криолитозоны, а также о зависимостях этих изменений от динамики метеорологических параметров и характеристик вечной мерзлоты, а, во-вторых, получить представление о чувствительности к возможным климатическим изменениям стока р. Колыма, крупнейшей реки в области сплошного распространения мерзлоты. 103

Список литературы 1. Автоматизированная информационная система государственного мониторинга водных объектов (АИС ГМВО) [Электронный ресурс]. Режим доступа: https://gmvo.skniivh.ru. 2. Алексеевский Н.И., Магрицкий Д.В., Михайлов В.Н. Антропогенные и естественные изменения гидрологических ограничений для природопользования в дельтах рек Российской Арктики // Водное хозяйство России. 2015. 1. С. 14-31. 3. Анисимов О.А. Современные и будущие изменения вечной мерзлоты: Синтез наблюдений и моделирования // Проблемы Арктики и Антарктики. 2008. № 78(1). С. 7-16. 4. АО Усть-Среднеканская ГЭС им. А.Ф. Дьякова [Электронный ресурс]. Режим доступа: http://www.usges.rushydro.ru/. 5. Аржакова С.К. Зимний сток рек криолитозоны. РГГМУ. Санкт-Петербург, 2001. 206 с. 6. Веремеева А.А. Формирование и современная динамика озернотермокарстового рельефа тундровой зоны Колымской низменности по данным космической съемки // диссертация канд. географических наук. ФГБУН Институт физико-химических и биологических проблем почвоведения РАН. Пущино, 2017. 125 с. 7. Гвоздецкий Н. Физико-географическое районирование СССР. Москва: Издательсто Москвосвкого Университета. 1968. 578 с. 8. Геокриологическая карта СССР / ред. Ершов Э.Д. МГУ им. М. Москва, 1991. 9. Глотов В.Е., Глотова Л.П. Особенности питания рек подземными водами на арктическом склоне Чукотки: теоретические и практические аспекты // Вестн. СВНЦ ДВО РАН. 2010. № 1. С. 89–98. 10. Глотова Л.П., Глотов В.Е. Общие закономерности подземного питания рек на Северо-Востоке России // Известия Самарского научного центра Российской академии наук. 2015. № 17(6). С. 63-69. 11. Киреева М., Рец Е.П., Самсонов Т.Е., Фролова Н.Л. Изучение современного водного режима рек европейской территории России с помощью автоматизирован_ного алгоритма расчленения гидрографа grwat // Сборник докладов международной научной конференции «Научные проблемы оздоровления российских рек и пути их реше // Сборник докладов международной научной конференции «Научные проблемы оздоровления российских рек и пути их решения»,. Нижний Новгород, 2019. С. 160-165. 104

12. Книга 1. «Общая характеристика бассейна р. Колыма» // Отчет по теме «разработка проекта СКИОВО, включая НДВ, бассейна р. Колыма » / ред. Ветрова Е.И. Москва, 2011. 209 с. 13. Конищев В.Н. Реакция вечной мерзлоты на потепление климата // Криосфера Земли. 2011. № 4. С. 15-18. 14. Лебедева Л.С. Формирование речного стока в зоне многолетней мерзлоты Восточной Сибири // диссертация кандидата Географических наук: 25.00.27 / Лебедева Людмила Сергеевна. ФГБУН Институт географии РАН. Пущино, 2018. 125 с. 15. Магрицкий Д.В. Естественные и антропогенные изменения гидрологического режима низовьев и устьев рек Восточной Сибири // автореф. дис. канд. геогр. наук. Москва, 2001. C. 25. 16. Магрицкий Д.В., Повалишникова Е.С., Фролова Н.Л. История изучения стока воды и водного режима рек Арктической зоны России в XX в. и начале XXI в. // Арктика и Антарктика. 2019. 17. Макарьева О.М. Наледи бассейна р. Индигирка по современным снимкам Landsat и историческим данным // Лед и снег. 2019. № 59(2). С. 201-212. 18. Маслаков А.А. Изменение мерзлотных условий приморских равнин восточной Чукотки под воздействием природных и антропогенных факторов // диссертация канд. географических наук. Москва, 2018. 129 с. 19. Михайлов В.М. Пойменные талики Северо-Востока России. Новосибирск, 2013. 244 с. 20. Мотовилов Ю.Г. Информационно-моделирующий комплекс ECOMAG для моделирования речных бассейнов // VI Всероссийский гидрологический съезд. Тезисы докладов. Гидрометеоиздат, 2004. С. 1-2. 21. Мотовилов Ю.Г., Гельфан А.Н. Модели формирования стока в задачах гидрологии речных бассейнов. Российская. Москва, 2018. 296 с. 22. Научно-популярная энциклопедия “Вода России” [Электронный ресурс]. Режим доступа: https://water-rf.ru/Водные_объекты/434/Колыма. 23. Национальный атлас Арктики. Москва: АО «Роскар». 2017. 496 с. 24. Ресурсы поверхностных вод СССР. Том. 19. Северо-Восток / ред. Куприянов В.В. Ленинград: Гидрометеоиздат, 1969. 281 с. 25. Самохвалов В.Л., Ухов Н.В. Температурный режим водотоков разных порядков в бассейне Верхней Колымы // Вестник ВГУ. Серия: География. Геоэкология. 2018. № 4. C. 48-51. 105

26. Северо-Евразийский Климатический центр [Электронный ресурс]. Режим доступа: http://seakc.meteoinfo.ru/research. 27. Соколов О.В., Ушаков М.В. Учет климатических изменений при прогнозировании притока воды в Колымское водохранилище на май // Труды Главной геофизической обсерватории им. А.И. Воейкова. 2012. 566. С. 289297. 28. Сумгин М.И. Вечная мерзлота почвы в пределах СССР. Дальневост. Владивосток, 1927. 372 с. 29. Толстихин О.Н. Наледи и подземные воды Северо-Востока СССР. Наука. Новосибирск, 1974. 162 с. 30. Ушаков М.В. Влияние Колымской ГЭС и климатических изменений на гидрологический режим р.Колыма // Вестник СВНЦ ДВО РАН. 2013. 2. С. 2024. 31. Ушаков М.В., Лебедева Л.С. Климатические изменения режима формирования притока воды в Колымское водохранилище // Научные ведомости БелГУ. Сер. Естественные науки. 2016. 25(246). С. 120-127. 32. Bogorodskii P., Makshtas A., Kustov V., Movchan V. The Dynamics of Seasonal Thawing of Permafrost in the Region of Research Station “Ice Base “Cape Baranov” (Bolshevik Island, Severnaya Zemlya Archipelago) // Arctic and Antarctic. 2018. 64. P. 16-30. 33. Burenina T., Onuchin A., Guggenberger G., Musokhranova A., Prisov D. Dynamics of Hydrological Regime in Permafrost Zone of Central Siberia // International Proceedings of Chemical, Biological and Environmental Engineering. 2015. 90. № 21. P. 133-139. 34. CALM Program Description [Электронный ресурс]. Режим доступа: https://www2.gwu.edu/~calm/about/program.html. 35. Coleman K.A., Palmer M.J., Korosi J.B., Kokelj S. V., Jackson K., Hargan K.E., Courtney Mustaphi C.J., Thienpont J.R., Kimpe L.E., Blais J.M., Pisaric M.F.J., Smol J.P. Tracking the impacts of recent warming and thaw of permafrost peatlands on aquatic ecosystems: A multi-proxy approach using remote sensing and lake sediments // Boreal Environment Research. 2015. № 20. P. 363–377. 36. Colombo N., Salerno F., Gruber S., Freppaz M., Williams M., Fratianni S., Giardino M. Review: Impacts of permafrost degradation on inorganic chemistry of surface fresh water // Global and Planetary Change. 2018. № 162. P. 69-83. 37. Gao B., Yang D., Qin Y., Wang Y., Li H., Zhang Y., Zhang T. Change in frozen soils and its effect on regional hydrology, upper Heihe basin, northeastern QinghaiTibetan Plateau // Cryosphere. 2018. № 12. P. 657–673. 106

38. Gelfan A., Motovilov Y., Krylenko I., Moreido V., Zakharova E. Testing the robustness of the physically-based ECOMAG model with respect to changing conditions // Hydrological Sciences Journal. 2014. 60. № 7-8. P. 1266-1285. 39. Gottschalk L., Beldring S., Engeland K., Tallaksen L.M., Sælthun N., Kolberg S., Motovilov Y. Regional/macroscale hydrological modelling: A Scandinavian experience // Hydrological Sciences Journal/Journal des Sciences Hydrologiques. 2001. 46. P. 963-982. 40. ERA report series. Shinfield Park, 2011. ECMWF. Reanalysis datasets: ERA5 [Электронный ресурс]. Режим доступа: https://www.ecmwf.int/en/forecasts/datasets/reanalysis-datasets/era5. 41. Koven C.D., Riley W.J., Stern A. Analysis of permafrost thermal dynamics and response to climate change in the CMIP5 Earth System Models // Journal of Climate. 2013. 26. № 6. P. 1877-1900. 42. Krogh S.A., Pomeroy J.W. Recent changes to the hydrological cycle of an Arctic basin at the tundra-taiga transition // Hydrology and Earth System Sciences. 2018. 22. P. 3993–4014. 43. Krylenko I., Motovilov Y., Antokhina E., Zhuk V., Surkova G. Physically-based distributed modelling of River runoff under changing climate conditions // IAHSAISH Proceedings and Reports. 2015. 368. P. 156-161. 44. Kuchment L.S., Gelfan A.N., Demidov V.N. A distributed model of runoff generation in the permafrost regions // Journal of Hydrology. 2000. 240. № 1-2. P. 1-22. 45. Lafrenière M.J., Lamoureux S.F. Effects of changing permafrost conditions on hydrological processes and fluvial fluxes // Earth-Science Reviews. 2019. 191. P. 212-223. 46. Lammers R.B., Shiklomanov A.I., Vorosmarty C.J., Fekete B.M., Peterson B.J. Assessment of contemporary Arctic river runoff based on observational discharge records // Geophysical Research. 2001. 106. № D4. P. 3321– 3334. 47. Lebedeva L., Makarieva O., Vinogradova T. Analysis of spatial variability of river streamflow at the catchment area of the Kolyma reservoir // IOP Conference Series: Earth and Environmental Science. 2019. 48. Magritskii D. V. Anthropogenic Impact on the Runoff of Russian Rivers Emptying into the Arctic Ocean // WATER RESOURCES. 2008. 35. № 1. P. 3-16. 49. Magritsky D. V., Frolova N.L., Evstigneev V.M., Povalishnikova E.S., Kireeva M.B., Pakhomova O.M. Long-term changes of river water inflow into the seas of the russian arctic sector // Polarforschung. 2018. 87. № 2. P. 177-194. 107

50. Majhi I., Yang D. Streamflow characteristics and changes in Kolyma basin in Siberia // Journal of Hydrometeorology. 2008. 9. № 2. P. 267-279. 51. Makarieva O., Nesterova N., Lebedeva L., Sushansky S. Water balance and hydrology research in a mountainous permafrost watershed in upland streams of the Kolyma River, Russia: A database from the Kolyma Water-Balance Station, 19481997 // Earth System Science Data. 2018. 52. McClelland J.W., Holmes R.M., Peterson B.J., Stieglitz M. Increasing river discharge in the Eurasian Arctic: Consideration of dams, permafrost thaw, and fires as potential agents of change // Journal of Geophysical Research: Atmospheres. 2004. 109. P. D18102. 53. Motovilov Y., Gelfan A. Assessing runoff sensitivity to climate change in the Arctic basin: empirical and modelling approaches // IAHS-AISH Proceedings and Reports. 2013. 360. P. 105-112. 54. Motovilov Y.G., Belokurov A.S. S. ECOMAG – river basin hydrological cycle model on the basis of landscape units: Application for northern watersheds // the Third Int. Study Conference on GEWEX in Asia and GAME. Cheju, Korea, 1997. P. 134-139. 55. Nash J.E., Sutcliffe J.V. River flow forecasting through conceptual models part I — A discussion of principles. // Journal of Hydrology. 1970. 10. № 3. P. 282-290. 56. Oelke C., Zhang T., Serreze M.C. Modeling evidence for recent warming of the Arctic soil thermal regime // Geophysical Research Letters. 2004. 31. № 7. P. 20181. 57. Peterson B.J., Holmes R.M., McClelland J.W., Vörösmarty C.J., Lammers R.B., Shiklomanov A.I., Shiklomanov I.A., Rahmstorf S. Increasing River Discharge to the Arctic Ocean // Science. 2002. 298. № 5601. P. 2171–2173. 58. Schuur E.A., McGuire A.D., Schädel C., Grosse G., Harden J.W., Hayes D.J., Vonk J.E. Climate change and the permafrost carbon feedback // Nature. 2015. 520. № 7546. P. 171-179. 59. Serreze M.C., Bromwich D.H., Clark M.P., Etringer A.J., T. Z., Lammers R. Largescale hydro-climatology of the terrestrial Arctic drainage system // Journal of geographical research. 2003. 108. № D2. P. 8160-8186. 60. Sjöberg Y., Frampton A., Lyon S.W. Using streamﬂow characteristics to explore permafrost thawing in northern Swedish catchments // Hydrogeology. 2013. 2. P. 121-131. 61. Smith M.W., Riseborough D.W. Climate and the limits of permafrost: A zonal analysis // Permafrost and Periglacial Processes. 2002. № 90. P. 1-15. 108

62. Streletskiy D.A. Permafrost hydrology in changing climatic conditions: seasonal variability of stable isotope composition in rivers in discontinuous permafrost // Environmental Research Letters. 2015. 10. № 9. P. 095003. 63. Valentin M.M. Identifying climate-related hydrologic regime change in mountainous, cold-region watersheds (Doctoral dissertation, Colorado School of Mines). // Doctoral dissertation. 2017. P. 154. 64. Walvoord M.A., Kurylyk B.L. Hydrologic impacts of thawing permafrost - A review // Vadose Zone Journal. 2016. 15. № 6. P. 1-20. 65. Wang X., Chen R., Yang Y. Effects of permafrost degradation on the hydrological regime in the source regions of the Yangtze and Yellow Rivers, China // Water (Switzerland). 2017. 9. № 11. P. 897. 66. Woo M.K. Permafrost Hydrology. Springer. Berlin, 2012. 547 p. 67. Yang D., Robinson Y., Zhao T., Estilow T., Ye B. Streamflow response to seasonal snow cover extent changes in large Siberian watersheds. // Geophysical Research. 2003. 108. P. 4578. 68. Yang D., Ye B., Shilklomanov A. Discharge Characteristics and Changes over the Ob River Watershed in Siberia // Journal of Hydrometeorology. 2004. № 5. P. 595610. 69. Ye B., Yang D., Zhang Z., Kane D.L. Variation of hydrological regime with permafrost coverage over Lena Basin in Siberia // Journal of Geophysical Research. 2009. № 114. P. D07102. 109