11. Тепловые особенности основных типов ландшафтов Земли.

Радиационный баланс земной поверхности является важнейшей составляющей теплового баланса. Более или менее полное представление о потоках тепла, существующих между поверхностью ландшафта и выше и ниже расположенными его частями позволяет получить уравнение теплового баланса.

Уравнение теплового баланса имеет общий вид:

R = LE + P + А, где

R – радиационный баланс, LЕ – затраты тепла на испарение, P – теплообмен между поверхностью ландшафта и прилегающим воздухом, А – теплообмен между поверхностью ландшафта и нижележащими слоями ландшафта,

В приведенном уравнении учтено не все поступающее и расходуемое тепло, в частности, затраты тепла на фотосинтез и дальнейшую трансформацию в биогенном компоненте ландшафта, затраты тепла на таяние снега, неотраженно и тепло приносимое с осадками и т.д. Поэтому уравнение теплового баланса, как и уравнение водного баланса носит приближенный характер. Уравнение теплового баланса может быть в ряде случаев расширено.

Уравнение теплового баланса деятельного слоя ландшафта (т.е. ее внутреннего пространства в пределах которого осуществляется расхождение радиационного тепла) можно записать следующим образом:

R = L (E + T) + P ± An + F+ Bz − LC, где

R – радиационный баланс, E – физическое испарение, T – транспирация, P – затраты тепла на турбулентный обмен с атмосферой, An – поток тепла в почву и из почвы, F – затраты тепла на фотосинтез, Bz – тепловой сток, LC – тепло, выделяющееся при конденсации водяных паров, L – скрытая теплота парообразования. Физическое испарение (Е) и транспирация (Т) составляют суммарное испарение - Е. Размерность уравнения: кДж/м2, ккал/см2, кал/см2мин. В приведенном уравнении не учтен тепловой поток из глубин Земли к нижней границе геосистем.

Так как в среднем за год верхний слой почвы не охлаждается и не нагревается, то для среднего многолетнего периода теплообмен между почвой и нижележащими слоями равен нулю (А = 0), то и уравнение теплового баланса упрощается до следующего вида R = LE + P .

Если верхняя часть литогенной основы ландшафта суха, не содержит ни свободной, ни капиллярной влаги, растительность (если она имеется) не транспирирует, затрат на испарение не происходит и LЕ = 0, то вся тепловая энергия тратится на турбулентный теплообмен и уравнение теплового баланса имеет вид: R = P.

Важнейшими расходными составляющими теплового баланса являются затраты тепла на суммарное испарение и турбулентный обмен с атмосферой. Теплопоток в почву за годовой цикл в среднем многолетнем равен 0, в противном случае, если бы он был положительным, то происходило бы разогревание земной поверхности, если бы он был отрицательным, то мы были бы свидетелями формирования многолетней мерзлоты. Отметим, однако, что такие периоды в истории Земли были и, видимо, не однократно, о чем свидетельствует наличие многолетней мерзлоты (реликтовой и современной).

Вынос тепла со стоком, затраты на процесс фотосинтеза составляют не более 1-4 % радиационного баланса.

12. Понятия влагооборота. Общая схема влагооборота в ландшафте.

Под влагооборотом понимается совокупность процессов превращения, перемещения и изменения количества влаги в природно-территориальном комплексе.

С влагооборотом тесно связан водный баланс территории. Еще в 1884 г. А.И.Воейков рассчитал водный баланс Каспийского моря по формуле: И=О+С, где И – испарение, О – осадки, С – сток.

Коллектив авторов под руководством М.И.Львовича (1969) предложил так называемый комплексный метод изучения водного баланса. Он состоит из следующих уравнений:

P = S + U + E; W = P − S = U + E, где

P – осадки, S – поверхностный сток; U – подземный сток; E – суммарное испарение; W – валовое увлажнение территории.

К.Н.Дьяконов (1991) приводит более детальное уравнение водного баланса, интеграционного механизма геосистем с горизонтальными связями

X1+X2+r=Sb+Sn+U+E+T+Bx±g±W

Z=Sb+Sn+U ,

где X1 – атмосферные осадки в жидкой фазе; X2 – атмосферные осадки в твердой фазе (снег); r – роса; Sb – поверхностный весенний сток; Sn – внутрипочвенный сток; U – подземный сток; Z – суммарный русловой сток или интегральный сток для замыкающего створа геосистемы; E – физическое испарение; T – транспирация; Bx – аккумуляция влаги в годовом приросте биомассы; W – изменение влагозапасов в почве за некоторый интервал времени; g – фильтрационный поток воды из геосистемы и поток глубинных напорных вод в геосистему; Размерность членов уравнения кг/схм2, мм/год, м3/год, л/схкм2.

В различных геосистемах влагооборот может существенно отличаться. Так, А.А.Роде (1965) выделяет три основных типа водного режима почв. Промывной тип – характерен для областей, где сумма годовых осадков превышает испаряемость. В этих условиях геосистема подвергается сплошному промачиванию и нисходящее движение влаги в почве и горных породах преобладает над восходящим. Просачивающаяся вода достигает уровня грунтовых вод. Непромывной тип – характерен для областей с испаряемостью большей, чем осадки. В ПТК наблюдается дефицит влажности и почва промачивается лишь на некоторую глубину. Просачивающаяся влага не достигает уровня грунтовых вод. Влага, поступившая в ПТК, возвращается в атмосферу путем испарения и десукции и последующей транспирации. Выпотной тип – формируется в засушливом климате при близком уровне залегания грунтовых вод, из которых корни растений отсасывают влагу (десукция), при этом грунтовые воды как бы «отпотевают» через растения в атмосферу.

Влагооборот изучался многими экологами (П.Давинью и М.Танг, 1968; Ю.Одум, 1975 и др.). В.Лархер (1978) приводит интересную схему водного баланса дубового леса в облиственном и зимнем безлистном состоянии. В среднем за год выпадает 965, 9 мм осадков из которых 52,5 % вновь возвращается в атмосферу вследствие испарения воды, перехваченной растениями, транспирации и испарения почвы, 47 % просачивается, остаток накапливается в приросте биомассы.

Рассмотрим общую схему влагооборота в ландшафте. Основу влагооборота образуют твердые и жидкие атмосферные осадки, поступающие к верхней границе геосистемы. В геосистеме происходит их трансформация или перехват пологом растительности. Осадки, не задержанные растениями, поступают на поверхность почвы. Далее они могут уйти за пределы конкретного ландшафта в виде поверхностного стока или впитаться в почву, где пополняют запасы подземных вод и участвуют в элементарных почвообразовательных процессах. При определенных условиях запасы подземной воды могут либо уменьшаться, либо пополняться. Это может вызвать изменение режима и объема подземного и поверхностного стока.

В природной геосистеме вода расходуется в основном на испарение. Различают физическое испарение, которое может происходить как с растительности, так и с поверхности почвы, куда вода может поступать и из более глубоких горизонтов, а также испарение растениями, или транспирацию. Таким образом, суммарное испарение состоит из транспирации и физического испарения с поверхности почвы и растений.

В холодные сезоны года во многих геосистемах устанавливается снежный покров. Содержание воды в снежном покрове при выпадении осадков увеличивается, а при испарении (возгонке) и таянии – уменьшается. Изменения могут также происходить вследствие метелевого переноса снега. При промерзании почвы и грунтов часть подземной влаги может находиться в мерзлом состоянии. Но динамика ее в целом аналогична жидкой фазе.

Необходимо остановиться на содержании воды в растениях. Строго говоря, влага в живых растениях является их неотъемлемой частью и не может рассматриваться отдельно. Но для лучшего понимания распределения воды в геосистеме по его структурно-функциональным частям часто определяют содержание воды в растениях путем взвешивания. Знание этого соотношения часто очень важно в практических целях.

Большинство состояний природных геосистем характеризуется наличием лишь приходной и расходной части влагооборота. В результате схема влагооборота часто бывает очень простой и характеризуется тремя-четырьмя параметрами. Например, длительное время при зимних состояниях в геосистемах отсутствует транспирация и поверхностный сток, который лишь иногда заменяется метелевым переносом снега.

В отдельные состояния ПТК эта схема будет резко отличаться от среднегодичной схемы влагооборота. Интенсивность влагооборота и его структура (соотношение отдельных составляющих) специфичны для разных ландшафтов и зависят, прежде всего, от энергообеспеченности и количества осадков, подчиняясь зональным и азональным закономерностям.