Динамика температуры почв при антропогенных нагрузках

Министерство образования и науки Российской Федерации
Федеральное агентство по образованию
Тихоокеанский государственный университет
Дальневосточный государственный университет
О.М. Морина, Е.Э. Холоден,
С.А. Лобанов, А.М. Дербенцева
Динамика температуры
почв при антропогенных нагрузках
Учебное пособие
Владивосток
2008
2
УДК 574.631(465)581.4
ББК 40.3
М
Научный редактор:
В.И. Голов, д.б.н., профессор
Рецензенты:
Л.Т. Крупская, д.б.н., Заслуж. Деятель науки
В.И. Ознобихин, к. с.х. н., профессор
Морина, О.М.
Динамика температур почв при антропогенных нагрузках: учеб.пособие
М
/ О.М. Морина, Е.Э. Холоден, С.А. Лобанов, А.М. Дербенцева.Владивосток: Изд-во Дальневост. ун-та, 2008.- 115 с
Изучены межсезонные и межгодовые особенности распределения
температуры воздух и почвы, составлены карты участков с разнонаправленным
ходом температур на примере отдельных регионов Дальнего Востока Дан
анализ влияния пространственной неоднородности теплопроводности почв на
существующие разнонаправленные региональные тенденции изменения
температуры воздуха. Выявлены особенности динамики температур почв на
склонах разной экспозиции. Установлены особенности послепожарных
трансформаций напочвенного покрова.
Для студентов университетов, обучающихся по специальности
почвоведение, для специалистов сельского хозяйства.
ББК 40.3
М
© О.М. Морина, Е.Э. Холоден, С.А. Лобанов, А.М. Дербенцева
© Тихоокеанский государственный университет
© Дальневосточный государственный университет
3
Введение
Почва – это сложная многокомпонентная система. Её способность
проводить тепло зависит в первую очередь от состава и свойств слагающих
почву компонентов, их химического, минералогического, гранулометрического
составов, структурно-текстурных особенностей (дисперсности, пористости,
слоистости, плотности твердой фазы), влажности, агрегатного состояния
почвенной влаги и температуры. Почва получает тепло с прямой и рассеянной
радиацией, Баланс тепла зависит от интенсивности солнечной радиации,
альбедо, температуры, теплоёмкости и теплопроводности почв. Главная
особенность теплового режима всех почв – движение тепловой волны от
поверхности в нижние генетические горизонты. Минимальные и максимальные
значения температур в глубоких слоях почвы приходятся на более позднее
время, чем в верхних слоях. По существующим представлениям передача
тепловой энергии в почве происходит под действием следующих механизмов:
молекулярной теплопроводности, лучистого теплообмена, конвективного
переноса тепла, термокапиллярного переноса, переноса тепла паром. Их роль в
этом процессе не одинакова. Основной механизм передачи тепла в почве
осуществляется через молекулярную (кондуктивную) теплопроводность.
Авторы данной работы произвели оценку уязвимости наземных экосистем
при сопряженном анализе сукцессионных смен биоты и таких абиотических
факторов, таких как температуры воздуха и почвы. Отклонения (изменения)
величины тепла и влаги от средних статистических, т. е. от максимально
устойчивых состояний, оценивалась как напряженность или уязвимость
природной экосистемы (Экологический энциклопедический словарь, 1999). По
определению,
приведенному
в
Третьем
оценочном
докладе
межправительственной группы экспертов по изменению климата МГЭИК в
2001 г., под изменением климата в контексте адаптации понимается любое его
изменение с течением времени, которое объясняется естественной
изменчивостью или является результатом деятельности человека (Кокорин,
2005). Подобное понимание отличается от определения, данного в 1992 г.
Рамочной конвенцией ООН изменения климата (РКИК). В Статье 1 РКИК под
изменением климата понимались изменения, прямо или косвенно
обусловленные деятельностью человека, вызывающие изменения в составе
глобальной атмосферы и накладывающиеся на естественные колебания
климата, наблюдаемые на протяжении сопоставимых периодов времени.
Принято считать, что ход температуры в почве аналогичен ходу температуры
воздуха. Однако, как показывает практика, вектор изменений температуры
почвы на разных почвенных горизонтах может, как сохранять направление хода
температур воздуха, так и изменять его на противоположное. Так, в северных
районах Хабаровского края, территория которых намечена к активному
освоению, температура воздуха имеет тенденцию к повышению, в то время как
температура почвы, по среднегодовым и сезонным значениям, понижается
(Морина, 1991, 2005). К тому же резкость колебания амплитуды температур
почвы выше таковой в воздухе. Недоучет амплитуды почвенных температур
4
может
негативно
сказаться
на
результатах
различных
видов
природопользования: при лесовосстановлении, планировании и строительстве
дорог, нефтепроводов и других линейных сооружений, а также объектов
промышленного и сельскохозяйственного назначения.
Цель учебного пособия – на примере территорий Хабаровского и
Приморского краев, Амурской области и Еврейской автономной области
изучить (показать) распределение и динамику температур воздуха и почв в
связи с антропогенным вмешательством в экосистемы. Для этого были решены
следующие задачи:
- выявлены особенности распределения температуры воздуха и почв на
склонах разных экспозиций;
- установлены особенности послепожарных трансформаций напочвенного
покрова;
- изучены межсезонные и межгодовые особенности распределения
температуры воздуха и почвы и составлены карты участков с
разнонаправленным ходом температур;
- выявлена роль пространственной неоднородности теплопроводности
почв в существующих разновекторных региональных тенденциях изменения
температуры воздуха;
- изучена роль теплофизических свойств почв в процессе
интранзитивности температур.
5
1. Литературный обзор
Физические свойства и физические процессы, протекающие в почве, во
многом определяют направленность почвообразовательного процесса, условия
для роста и развития растений (Вильямс, 1959; Кауричев, 1982; Корнблюм,
1975; Розанов, 1975). Тепловой поток в почву, суточная и годовая
теплоакумуляция
полностью
определяются
температурой
почвы,
теплопроводностью, температуропроводностью, теплоёмкостью. Какие бы
вопросы в области теплового режима не рассматривались, в конце концов,
основным показателем этого режима является температура почвы. Главная
задача состоит в том, чтобы уметь находить и предвидеть температуру в любой
момент времени и на любой глубине почвы, уметь проанализировать причины,
приведшие к данному температурному полю, понять, какие факторы и в каком
соотношении влияют на это поле. Для каждой ситуации требуется найти
опытным путем зависимость термических характеристик почв от глубины и
времени, от плотности покрытия поверхности почвы растительностью, от
воздействия на почвы антропогенный факторов, в частности лесных пожаров.
Обычно анализ антропогенной трансформации экосистем (в том числе почв)
проводится по трехчленной схеме: воздействие – последствие (реакция
экосистемы) – восстановление.
Рядом исследователей Дальнего Востока (Голубчиков, 1980) отмечается,
что среднемесячная температура воздуха и почвы на облесенных склонах
южных экспозиций осенью и зимой выше, а летом ниже.
Много внимания ученые уделяют интранзитивности. Изменения климата
не были одинаковыми во всех районах земного шара для данного периода, они
носили дифференцированный характер. В большинстве природных зон
отмечаются районы, как с потеплением, так и с похолоданием. Существуют
обширные районы, в которых, при глобальном потеплении полушария,
наблюдается понижение температуры воздуха или же заметных изменений
средней годовой приземной температуры не происходит (Флон, 1977; Шунтов,
1998а, б). Такая ситуация имеет место и сейчас. Как среднегодовая температура
скрывает особенности распределения ее по сезонам года, так и планетарная
тенденция колебаний температуры маскирует их большое разнообразие в
разных частях земного шара. Поэтому представление о потеплении или
похолодании климата вовсе не означает повсеместного повышения или
понижения температуры, а характеризует усредненную картину (Дроздов,
Полозова, 1973; Ловелиус, 1973; Денисенко и др., 1988; Климанов, 1989, 1990;
Кафанов, 2001). Закон Дове гласит:
1.Отклонение температуры от средней многолетней, отмеченное в какомлибо году в данном пункте, распространяется обычно на более или менее
обширную территорию.
2. Значительные отклонения от средних в одном районе компенсируются
отклонениями противоположного знака в другом районе (Афанасьев, 1967;
Рубинштейн, 1977).
6
Установлено, что каждая 10-градусная широта, в северном полушарии от
80 до 40 с. ш. делится на две части, ход температуры в одной из которых в
основном противоположен ходу ее в другой. В зоне 70-60 с. ш. в январе от
Торсхвана до Салехарда наблюдается синхронность в ходе температур воздуха,
а на Чукотке, Аляске и Гренландии – почти зеркальный ход. Интранзитивность
температуры воздуха отмечается многими исследователями. Так, на Южном
Урале (европейская части России) в ХХ столетии доминировала длительная
тенденция к потеплению в период января - июля, с августа по декабрь,
наоборот, температура понижалась, особенно в ноябре (Андреева, Коротина,
2003). Вместе с тем, зафиксированы интенсивные очаги похолодания в осенние,
зимние и весенние месяцы в горных районах Скандинавии, Балкан, Кавказа и
Малой Азии (Переведенцев и др.,2003). В настоящее время главным
естественным регулятором процесса антропогенного изменения климата
является Мировой океан. Поглощение углекислого газа океаном – очень
сложный процесс. СО2 не только растворяется в воде, но и переходит в ионные
формы НСО3 и СО3, баланс между которыми зависит от температуры,
кислотности вод и других факторов. Все это непосредственно связано с жизнью
морской биоты. Антропогенный фактор лишь один из нескольких элементов,
определяющих глобальные и региональные изменения климата. В годы
медленного суточного вращения Земли ослаблены пассаты и усилен западный
перенос воздушных масс умеренных широт. Этот режим преобладал в ХХ веке,
ослабление пассатов привело к росту температуры воды в тропической зоне
всех океанов на 0,3-0,50 С. В умеренной зоне температура воды понизилась и
возросла повторяемость схем «холодные океаны – теплые континенты»
(Кондратович, 2003).
Осознание глобальной климатообразующей роли почвенного покрова
пришло сравнительно недавно, когда выяснилось, что в метровом слое
педосферы содержится втрое больше углерода, чем во всей атмосфере. При
дыхании почвы количество выделяемого СО2 более чем на порядок
превосходит его величину при сжигании топлива. Вопрос о почвенном климате
впервые был поставлен в России П. А. Костычевым. Термин «почвенный
климат» введен в 30-х годах М.М. Филатовым (Головин, 1962). Большая
заслуга в развитии почвенной климатологии для жизни организмов
принадлежит А. А. Каминскому (Ярилов, 1937). Многие считают, что
температура почвы в глубине повторяет ход температуры воздуха, не придавая
значения тому, что почва представляет собой слоистую систему. В слоях и на
границах почвенных горизонтов в течение года непрерывно происходит
перемещение тепла и влаги, и ее можно рассматривать как многослойную
систему, если изучать по стандартным глубинам, на которых проводятся
климатические измерения. В почвенной климатологии принято считать, что
температура почвы на глубине 20 см является средним показателем теплового
состояния корнеобитаемого слоя. Среднегодовая температура почвы всегда
выше температуры воздуха. Эта разница увеличивается к северу от 2 до 7
градусов (Димо, 1967; Еловская, 1969; Зархина, 1977; Зархина и др., 1989а, б, в,
1991; Жильцов, Таранков, 1979).
7
Попытки вычислить температуру почвы по температуре воздуха
проводятся давно. Разработан ряд формул для определения температуры почвы.
Ранними работами исследования температуры почвы не учитывали многие
факторы, в т. ч. температуру поверхности почвы. Имеются модели вычисления
температуры почвы для двух слоев: (воздух и почва), и трех слоев: воздух, снег,
почва. Большинство моделей, дающих сравнительно точные данные,
охватывают верхний 5-10 сантиметровый слой (Чирков,1956; Докучаев, 1959;
Белолуцкая, 2004).
Явление интразитивности также отмечается и в почвенном климате.
Анализ связи среднегодовой температуры почвогрунтов на глубине 1,6 м с
сумами отрицательных температур воздуха и высотой снежного покрова на
основании данных 40 метеостанций Якутии показал дифференцированное
распределение этих показателей по территории. В северных равнинных районах
температура воздуха характеризуются отрицательным трендом с небольшим
изменением в сторону потепления с 80-х годов прошлого столетия. В таежной
зоне и межгорных депрессиях отмечается положительная динамика, связанная с
ослаблением воздействия Азиатского антициклона. В горах изменение
температуры почвы зависит от температуроформирующих факторов: в
холодных ландшафтах она понижается, в теплых - повышается (Васильев,
1999).
Материалы, приводимые в литературе, показывают, что понятие «болото»
и «заболачивание» толкуется разными группами исследователей - болотоведов
по-разному. Официально принято следующее определение понятия «болото»:
это тип земной поверхности, постоянно или длительное время обильно
увлажненный,
покрытый
специфической
растительностью
и
характеризующийся соответственным почвообразовательным процессом
(Караваева, 1982).
Следует отметить, что в отечественном почвоведении понятие «болотная
почва» исходит из более узкого понимания болота, чем в приведенном выше
официально принятом определении. Для болотных почв обязательным
признаком является наличие с поверхности горизонта аккумуляции
полуразложившегося или неразложившегося органического вещества той или
иной мощности
Понятие «заболачивание» широко используется в болотоведении и в
почвоведении. В понимании болотоведов – это наступание болотного массива
на окружающие его минеральные почвогрунты. В почвоведении термин
«заболачивание» не имеет строгого смысла. Часто заболачиванием называют
любое увлажнение почв, в частности и такое, которое не может, даже при
прогрессирующем нарастании, привести к смене существующей почвы
болотной (Караваева, 1982).
Заболачивание лесов – одно из характерных природных проявлений
Байкальской Сибири. Ботанический состав торфяных залежей свидетельствует
об особенно широком проявлении здесь этого процесса в начале
торфонакопления. В настоящее время на отдельных площадях также
8
наблюдается интенсивное заболачивание лесных суходолов, как под влиянием
хозяйственной деятельности человека, так и естественным путем.
На первых стадиях заболачивания лесных ценозов наблюдается
заболоченная дернина (торфянистая подстилка) мощностью 30 - 40 см.
Растительность этих участков представлена разреженными древесными
насаждениями с подлеском из ив и вейниково-осоковым покровом. Лес
захламлен, наблюдается фаутность и суховершинность. На следующей стадии
фиксируется много сухостоя и захламленность заболоченных участков
валежником. В почвах выделяется торфянистая дернина, залегающая на
древесно-травяных видах торфа (Ляхова, 1983).
Вследствие низкой теплопроводности мохово-торфянистой подстилки и
большой влажности верхних почвенных слоев прогревание почвы идет
медленно. Коэффициент тепло - и температуропроводности для мерзлого
мохово-торфяного покрова в 2 - 6 раз больше, чем для талого. Отсюда следует,
что торфяно-моховой покров препятствует летнему нагреванию подстилающих
грунтов значительно сильнее, чем их зимнему охлаждению. Дополнительное
охлаждение этих грунтов в летний период связано также с тем, что торфяной
покров, всегда насыщенный влагой, тратит громадное количество
поступающего тепла на испарение (Балобаев и др., 1979; Пьявченко, 1983;
Морина, 1983, 1990, 2004; Морина и др., 1990; Коломыцев, 1999; Копотева,
2002).
В Амурской области очаговая мерзлота наблюдается в конце августа
только на северных склонах под хорошо развитым травяным покровом.
Переувлажненные почвы промерзают на меньшую глубину, чем почвы сухих
участков (Пустовойтов, 1962; Бауло, Втюрина, 1978; Буфал и др., 2002;
Бобылев, 2003). Заболоченность в различных условиях может быть
охлаждающим или отепляющим фактором. На Дальнем Востоке на марях
температуры более низкие, чем на дренированных участках. На заболоченных
участках среднегодовая температура пород на 1-2 0С ниже по сравнению с
сухими участками.
Таким образом, для почв отмечается как тип инсоляции – понижение
температуры с глубиной, так и тип излучения – повышение температуры с
глубиной. В разных географических районах и в разные сезоны года
заболоченность территории оказывает как отепляющее влияние, так и
охлаждающее влияние. К тому же, рост биомассы мохово-лишайникового слоя
может полностью компенсировать воздействие отмечающегося глобального
потепления климата. Из-за сложности перечисленных явлений, к настоящему
времени не разработана модель расчета изменения температуры почв с
глубиной ни для естественных, ни для антропогенно измененных территорий.
9
2. Объекты и методы исследования
2.1. Объекты исследования
Объектом исследований явились абиотические факторы – температура
воздуха и почвы. Изучение их динамики проведено на двух стационарах: в
горном Хехцирском и равнинном Быстринском (рис.1) в различных типах леса,
трансформированных рубками и пожарами лесных экосистемах.
Рис.1. Карта района работ с местоположением стационаров
1 - Хехцирский стационар
2
- Быстринский стационар
Характеристика Хехцирского стационара
В состав стационара входят два полностью облесенных смежных
элементарных бассейна истоков реки Левой на северном отроге
Большехехцирского хребта, общей площадью 1400 га. Геологическая структура
обоих бассейнов сходна. Происхождение долин эрозионно-тектоническое, на
что указывают форма поперечных профилей, согласный характер залегания и
10
трещиноватость горных пород. Различия бассейнов проявляются, главным
образом, в морфометрических показателях и гидрологическом режиме
водотоков. Почвенный покров характеризуется следующими описаниями.
Разрез 1 заложен на северном склоне бассейна № 2, на одной горизонтали с
метеопостом № 2. Почва горная бурая лесная. Материнские породы –
глинистые сланцы. Дренированность 1У класса, вода удаляется из почвы легко,
но не быстро. Эрозия не выявлена. Основная масса корней размещается до
глубины 60 см, единично – по всему профилю, до 112 см.
Морфологическое описание разреза. Горизонт А1о – 0 – 2 см, рыхлый,
сильно побуревший, слабо разложенный прошлогодний хвойно-листовой опад.
Горизонт А11о – 2 -5 см – сильно корешковатый, слабо уплотненный
подгоризонт. Заметно разложившиеся растительные остатки утратили
первоначальную форму. Много неразложившегося хвойно-листового опада. А1
– 5-13 см – коричневато-черный гумусовый горизонт. Зернисто
мелкокомковатая структура. Дресвянистый, слабо суглинистый, сильно
корешковатый горизонт, есть остатки почвенной фауны. А1В – 13-24 см –
палево-бурый, уплотненный, слабо оструктуренный, слабо каменистый,
среднесуглинистый. В – 24-38 см – желтовато-бурый, заметно каменистый (до
20
%
объема),
непрочно
комковатый
иллювиальный
горизонт,
среднесуглинистый. ВС – 38-63 см – светло-бурый, сильно каменистый
переходный горизонт. Крупные камни в изобилии. Единичные глыбы.
Бесструктурный с примесью мелкозернистого песка, легкосуглинистый. Часто
встречаются корни, по ним – мицелий. С - 63-112 см, серовато-бурый,
глыбисто-каменистый горизонт. Часто плоскости камней оплетены корнями. В
мелкозернистом порошистом мелкоземе много чешуек породы.
Разрез 3 заложен на смежном водоразделе между правым и левым
притоками. Почва бурая горная лесная. Материнская порода – глинистые
сланцы. Дренаж слабый. Глубина распространения корней в основном до 30 см,
единично по всему профилю.
Разрез 4 заложен на южном склоне бассейна № 1. Почва бурая горная
лесная. Материнская порода – глинистые сланцы. Дренированность хорошая.
Распространение корней отмечается по всему профилю.
Морфологическое описание почвы. Горизонт А1о 0-2 см, рыхлый хвойнолистовой опад с большим количеством войлока (трав). АП0 - 2-4 см, рыхлый,
слабо-слоеватый, слежавшийся, сильнокорешковатый, полуразложившийся
опад. А1- 4-12 см – буровато-черный, рыхлый, корешковатый, зернистомелкоореховатый, есть копролиты, легкосуглинистый. Много измельченных
растительных и животных остатков. Местами в горизонте попадаются крупные
глыбы. А1В -12-19 см – палево-бурый, рыхлый, хорошо оструктуренный,
мелкозернистый, ореховатый переходный горизонт. Структура прочная. Много
мелких отмерших корней. Сильно пронизан корнями. Средний суглинок.
Заметна примесь мелких корней. В – 19-44 см, цвет от желтого до грязножелтого, каменистый, слабо уплотненный, бесструктурный. Тяжело
супесчаный. ВС – 44-48 см, грязно-желтый, сильно глыбисто-каменистый,
11
бесструктурный. Средний суглинок. Мелкозем прослеживается между
камнями. Сложение камней в почве очень рыхлое.
Разрез 5 заложен в долине бассейна № 1. Почва бурая горная лесная.
Материнская порода – глинистые сланцы. Дренаж хороший. Глубина
распространения корней в основном до 30 см, единично - по всему профилю.
Во всех рассмотренных биоценозах подстилка и гумусовый горизонт
сильно различаются по активности ферментов. Средняя потенциальная
каталазная и пероксидазная активность подстилки имеет весенний пик, что,
вероятно, связано со вспышкой микробиологических процессов и большим
количеством легкорастворимых органических веществ; второй пик активности
наблюдается осенью за счет поступления свежего опада (Сибгатуллина, 1983).
Подстилочно-опадный коэффициент в кедровниках на стационаре составляет
6-9 см (Сапожников и др., 1979).
Основной целью наблюдений на данном стационаре являлось получение
репрезентативных гидроклиматических характеристик и изучения их динамики
в зависимости от различных сочетаний лесной растительности, положения в
рельефе. Для решения этой задачи через долины бассейнов был заложен
поперечный профиль, на котором на разных высотах склонов и в разных типах
леса были оборудованы комплексные метеопосты и метеоточки.
Метеонаблюдения проводились на двух южных и двух северных склонах, двух
долинах и промежуточном водоразделе. Всего было оборудовано 6 метеопостов
и 5 метеоточек (рис. 2).
Рис. 2. Поперечный профиль Хехцирского стационара
На метеоточках замерялись температура почвы и 5-сантиметрового
приповерхностного слоя воздуха. На метеопостах проводились наблюдения за
поступлением осадков, температурой и влажностью воздуха, температурой и
промерзанием почв. Помимо метеоточек, расположенных под пологом леса,
для выявления градиентов «лес - открытое место» на водоразделе - был заложен
один метеопомт на специально вырубленной площадке размером 50*25 м.
Кроме того, наблюдения за поступлением осадков проводились по всему
профилю через смежный водораздел. Наблюдения за динамикой снежного
12
покрова также проводились по всему профилю и продольным маршрутным
линиям по водоразделу на всей территории стационара..
Объектами исследования Быстринского стационара были выбраны
еловые леса. Стационар расположен на равнинно-всхолмленном участке,
примыкающем к левому берегу реки Бешеной, являющейся притоком Амура 1го порядка. В комплекс стационара входят пять постоянных пробных площадей
и три метеопоста. Пробные площади охватывают ряд еловых насаждений, на
различных стадиях восстановительных смен и сплошную вырубку 20-летней
(1949 г) давности. Вырубка обильно восстановилась березой, после низового
пожара 1960 г., уничтожившего почти полностью имевшееся ранее
возобновление. Насаждение, возникшее на вырубке, можно рассматривать как
березовый молодняк. Пробная площадь 2ц – Ельник зеленомошный. Участок
пробной площади расположен в 1, 5 км на юго-восток от рыбомелиоративной
станции «Бешеная», на пологом склоне (до 3 0) восточной экспозиции,
образованном поймой р. Бешеная. Микрорельеф холмисто-западинный,
имеются выраженные ложбины.
Почвенный покров однороден. Почвы типичные бурые лесные. Влажные.
Ельник травяно-моховой. Непосредственно примыкает к предыдущему
типу леса и отличается от него несколько большим участием ели в древостое и
мозаичностью, большим участием трав в составе напочвенного покрова,
наличием больших пятен сфагновых и политриховых мхов. Почвенный покров
неоднороден и заметно различается в верхних горизонтах травянозеленомошных и мохово-сфагновых парцелл. В целом почвы более влажные,
чем в предыдущем типе, но относятся тоже к бурым лесным. В генетическом
плане данный тип леса можно также рассматривать как коренной, а точнее как
вариацию в экологическом диапазоне группы типов ельников зеленомошных.
Пробная площадь 3ц. Лиственничник багульниковый с елью. Участок
пробной площади расположен по соседству с пробной площадью 2ц и, как тип
леса, непосредственно контактирует с предыдущим. Почвы бурые лесные, но с
хорошо выраженными признаками значительной оторфованности и
оглеенности. Влажные.
Пробная площадь 4ц. Лиственничник багульниково-сфагновый. Участок
пробной площади расположен по соседству с пробной площадью 3ц и, как тип
леса, граничит с предыдущим. Участок неоднократно пройден низовыми
пожарами, в разной степени воздействовавшими на древостой и напочвенный
покров. Последний пожар, наблюдавшийся здесь в 1964 году, вызвал
значительное усыхание деревьев в древостое лиственницы, полностью
уничтожив немногочисленный подрост ели. Древостой лиственницы
одновозрастный, что свидетельствует о его послепожарном происхождении.
Пробная площадь 1. Вариант лиственничника багульникового с елью.
Площадка заложена несколько выше по склону по отношению к территории
стационара. Участок древостоя в начале 60-х годов пройден низовым пожаром.
Древостой лиственницы одновозрастный, много сухих и фаутных (зараженных)
деревьев.
13
Пробная площадь 1ц. Березняк багульниково-брусничный. Участк вырубки
с севера примыкает к ельнику травяно-моховому (пробная площадь 2).
Исходный тип леса – лиственничник багульниковый с елью. Вырубка
фрагментами возобновилась березой, лиственницей и спорадически елью.
Возобновление лиственницы удовлетворительное, неравномерное, высотой 0, 2
- 4 м. Почвы бурые лесные, влажные. Направление смены без воздействия огня
– восстановление коренного ельника. За период наблюдений, в связи с обилием
и хорошим ростом возобновления древесных пород, вырубка перешла в
категорию березового молодняка.
На пробных площадях проводились наблюдения за температурным
режимом и режимом влажности приземного слоя воздуха, температурным
режимом почв, поступлением и перераспределением осадков, динамикой
снежного покрова, сезонным промерзанием почв, изучались водно-физические
и физико-механические свойства почв и подстилающих грунтов.
2.2. Природные условия
Территория района работ в основном горная страна, где на долю равнин
приходится не более 35 %. В целом для района характерен горно-таежный
ландшафт со средне- и низкогорным рельефом и значительным числом
межгорных впадин. На территории представлены породы почти всех
геологических систем со значительным преобладанием мезозойских и
кайнозойских пород. Широкое повсеместное распространение имеют
четвертичные отложения в виде покровов относительно небольшой мощности.
По периферии горных систем и в депрессиях широко распространены плиоценнижнечетвертичные отложения. Кроме динамики климатических факторов, на
устойчивость
ландшафтов
влияет
неоднородность
современного
тектонического режима территории. Общая закономерность выглядит
следующим образом: продолжается поднятие гористых местностей и
прогибание
фундамента
большинства
равнинных
территорий,
обусловливающих их заболачивание. Рельеф, имея важное значение в
распределении тепла и влаги, определяет погодный режим разных районов,
размещение природных зон и их границ. Пересеченный характер рельефа
вызывает большую пестроту местных климатов и микроклиматов. Лучшим
термическим режимом отличаются средние части склонов и невысокие
возвышенности ( до высоты 300-600 м над у. м.). Наиболее морозоопасны
широкие долины рек, особенно те из них, в пределах которых распространены
болота. Узкие же долины рек, открытые на юг и юго-запад и защищенные от
холодных вторжений, наоборот, являются теплыми. А. П. Нечаев (1960),
например, отмечает продвижение по таким долинам представителей
маньчжурской флоры далеко на север.
Средняя многолетняя годовая сумма осадков меняется по территории в
широких пределах – от 450-500 мм в южных равнинных районах до 700-1200
мм в горных районах и на побережье (Витвицкий,1986).
14
2.3. Материалы и методы
Изучение динамики температуры методом скольжения
В качестве источника получения информации использовались
метеорологические ежегодники и ежемесячники, из которых выбиралась
ежемесячная информация о температуре на 79 метеостанциях по воздуху, и на
23 из них – по температуре почвы. Данные были проанализированы по 12
месяцам, среднегодовой, среднелетней (с мая по октябрь), и среднезимней (c
января по апрель и за ноябрь - декабрь текущего года). Данные
гидрометеослужбы обрабатывались методом скользящих пятилетий как
наиболее оптимального для этого ряда наблюдений метода. Метод скользящих
(перекрывающихся) средних был предложен в конце 19 века для сглаживания
кривых. Этот метод представляет некоторый математический фильтр,
позволяющий выделить колебания с большей длиной волны, значительно
погасив короткопериодические колебания. Динамические и статистические
(вероятностные) закономерности в природе можно проследить при изучении
взаимодействий внешних (экзогенных) и внутренних (эндогенных) факторов,
формирующих климат планеты (Сверлова, 2004). Графики динамики
температур, построенные в MS Excel, анализировались по угловому
коэффициенту. Ровная горизонтальная полоса средней температуры считалась
за стабильное состояние, отклонения в ту или иную сторону в пределах по
0,30С включительно учитывались как небольшое повышение или понижение. В
остальных случаях резкость изменения температур отражалась как потепление,
если аппроксимирующая поднималась вверх, или как понижение, если она
опускалась вниз (рис. 3). Анализ обеспеченности территории метеостанциями
показал, что 73 % метеостанций расположены на высоте до 200 м, 24 % - на
уровне 201-500 м и только 3 % - на высотах 501-900 м. К сожалению,
непрерывные наблюдения за температурой почвы ведутся только на 16
метеостанциях. Для определения зон репрезентативности (ЗР) показателей,
фиксируемых на метеостанциях на карту масштаба 1:1000 000 с рельефом
наносились сначала точки расположения метеостанций, затем выделялись
границы зон влияния каждой метеостанции. Территорию административного
района представляли как находящиеся на ней метеостанции, так и те, что
располагались за пределами района, но захватывали его территорию своими ЗР.
В среднем каждый административный район представлен 5 - 8 ЗР метеостанций
(Зархина и др., 1989 а,б,1991).
Анализ обеспеченности территории метеостанциями показал, что 73 %
метеостанций расположены на высоте до 200 м, 24 % - на уровне 201-500 м и
только 3 % - на высотах 501-900 м. К сожалению, непрерывные наблюдения за
температурой почвы ведутся только на 16 метеостанциях.
Все метеостанции (Приложение 1) с существующими на данный момент
трендами изменения температур представлены на рисунках 4-18. Отчетливо
видно, что в целом в годовом ходе температур преобладает потепление.
Похолодание и отсутствие выраженных тенденций на повышение или
понижение почвенных температур за многолетний ряд наблюдений
-4,2
-5,2
-6,2
-7,2
-8,2
-9,2
-10,2
1999
2004
1999
2004
2004
1999
1994
1989
1985
0
1980
Рис. 3. Динамика температуры воздуха,
пятилетняя
скользящая
1975
1970
1994
1960
1955
1950
1945
1940
1935
1930
1925
1920
1915
1910
1994
Март
1989
-19,7
1989
-18,7
1985
-17,7
1985
-16,7
1980
-15,7
1980
-14,7
1975
Февраль
1975
-25
1970
-24
1970
-23
1965
-22
1965
-21
1965
-20
1960
1955
1950
1945
1940
1935
1930
1925
1920
1915
1910
-19
1960
1955
1950
1945
1940
1935
1930
1925
1920
1915
1910
15
С, по АГМС Хабаровск,
Январь
19,4
18,9
18,4
17,9
17,4
16,9
16,4
2004
1999
1994
1989
1985
1980
1975
1970
1965
1960
1955
1950
1945
1940
1935
1930
1925
1920
1915
1910
1999
1999
2004
1994
1994
2004
1989
1989
1955
1950
1945
1940
1935
1930
1925
1920
1915
1910
1985
Май
1985
1
1980
1,5
1980
2
1975
2,5
1975
3
1970
3,5
1970
4
1965
4,5
1965
5
1960
5,5
1960
1955
1950
1945
1940
1935
1930
1925
1920
1915
1910
16
Апрель
13,5
13
12,5
12
11,5
11
10,5
10
Июнь
14,9
14,4
13,9
13,4
12,9
12,4
2004
1999
1994
1989
1985
1980
1975
1970
1965
1960
1955
1950
1945
1940
1935
1930
1925
1920
1915
1910
2004
1999
1994
1989
1985
1980
1975
1970
1965
1960
1955
1950
1945
1940
1935
1930
1925
1920
1915
1910
2004
1999
1994
1989
1985
1980
1975
1970
1965
1960
1955
1950
1945
1940
1935
1930
1925
1920
1915
1910
17
Июль
21,9
21,4
20,9
20,4
19,9
19,4
Август
21,5
21
20,5
20
19,5
19
18,5
Сентябрь
-16,3
-16,8
-17,3
-17,8
-18,3
-18,8
-19,3
-19,8
-20,3
-20,8
1989
1994
1999
2004
1989
1994
1999
2004
1960
1955
1950
1945
1940
1935
1930
1925
1920
1915
1985
Декабрь
1985
-10
1980
-9,5
1980
-9
1975
-8,5
1975
-8
1970
-7,5
1970
-7
1965
-6,5
1965
1960
1955
1950
1945
1940
1935
1930
1925
1920
-6
1910
2004
1999
1994
1989
1985
1980
1975
1970
1965
1960
1955
1950
1945
1940
1935
1930
1925
1920
1915
1910
6,3
1915
1910
18
Октябрь
5,8
5,3
4,8
4,3
3,8
3,3
Ноябрь
-9
-9,5
-10
-10,5
-11
-11,5
-12
-12,5
-13
2004
1999
1994
1989
1985
1980
1975
1970
1965
1960
1955
1950
1945
1940
1935
1930
1925
1920
1915
2004
1999
1994
1989
1985
1980
1975
1970
1965
1960
1955
1950
1945
1940
1935
1930
1925
1920
1915
1910
2004
1999
1994
1989
1985
1980
1975
1970
1965
1960
1955
1950
1945
1940
1935
1930
1925
1920
1915
1910
2,4
1910
19
Год
2,2
2
1,8
1,6
1,4
1,2
1
0,8
0,6
Лето
15,3
15,1
14,9
14,7
14,5
14,3
14,1
Зима
20
наблюдается «пятнами» среди территории с выраженной направленностью
на повышение или понижение.
Принципиальным методическим моментом, принятым при анализе
температур, является дифференцированный подход для конкретной задачи. Как
показывает опыт, динамика среднегодовых температур может отражать
относительную стабильность обстановки, тогда как многолетняя динамика
средних температур по сезонам, а в еще большей степени – по месяцам (в
нашем случае по вегетационному периоду) обнаруживает отчетливую
тенденцию к понижению или повышению теплообеспеченности. В частности,
при заболачивании изменения температурного режима проявляются именно в
летний период, а наиболее ярко – в многолетней динамике июльских и
августовских температур почвы, тогда как среднегодовая температура
повышается (за счет среднезимних температур насыщенных водой
заболачиваемых слоев).
На Быстринском лесном стационаре ДальНИИЛХ в северотаежной фации
ельников
выполнялись
специальные
исследования
по
изучению
микроклиматических условий на серии лесных участков, представляющих
звенья пирогенных сукцессий ельников зеленомошников (Ефремов, 1979;
Сапожников, Киселева, 1977). Наблюдения проводились на постоянных
пробных площадях, оборудованных метеопостами с комплексом стандартных
приборов, в коренном типе леса – ельнике зеленомошном (далее – ельник) и
производных типах – лиственничнике багульниково-сфагновом (далее –
лиственничник) и березняке багульниково-брусничном (далее – березняк).
Близкое
расположение
пробных
площадей,
однородность
геоморфологических условий (плоская высокая древняя терраса Амура) и
генетически четко выраженная направленность смен лесной растительности
позволяют на базе параллельных микроклиматических наблюдений получить
количественное выражение послепожарных трансформаций микроклимата
ельников при различных вариантах их сукцессий.
Палеогеологический метод расчета коэффициента теплопроводности почвы
предложен авторами (Холоден, Лобанов, 2007) – изложен на с. 70.
21
Условные обозначения:
Тенденция изменения
температуры воздуха
Слабое похолодание
Слабое потепление
Потепление
Похолодание
Стабильное
Пункт наблюдения
Рис. 4. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по среднегодовой
динамике температуры воздуха
22
Условные обозначения:
Тенденция изменения
температуры воздуха
Слабое похолодание
Слабое потепление
Потепление
Похолодание
Стабильное
Пункт наблюдения
Рис. 5. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по динамике
температуры воздуха в январе
23
Условные обозначения:
Тенденция изменения
температуры воздуха
Слабое похолодание
Слабое потепление
Потепление
Похолодание
Стабильное
Пункт наблюдения
Рис. 6. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по динамике
температуры воздуха в феврале
24
Условные обозначения:
Тенденция изменения
температуры воздуха
Слабое похолодание
Слабое потепление
Потепление
Похолодание
Стабильное
Пункт наблюдения
Рис. 7. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по динамике
температуры воздуха в марте
25
Условные обозначения:
Тенденция изменения
температуры воздуха
Слабое похолодание
Слабое потепление
Потепление
Похолодание
Стабильное
Пункт наблюдения
Рис. 8. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по динамике
температуры воздуха в апреле
26
Условные обозначения:
Тенденция изменения
температуры воздуха
Слабое похолодание
Слабое потепление
Потепление
Похолодание
Стабильное
Пункт наблюдения
Рис. 9. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по динамике
температуры воздуха в мае
27
Условные обозначения:
Тенденция изменения
температуры воздуха
Слабое похолодание
Слабое потепление
Потепление
Похолодание
Стабильное
Пункт наблюдения
Рис. 10. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по динамике
температуры воздуха в июне
28
Условные обозначения:
Тенденция изменения
температуры воздуха
Слабое похолодание
Слабое потепление
Потепление
Похолодание
Стабильное
Пункт наблюдения
Рис. 11. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по динамике
температуры воздуха в июле
29
Условные обозначения:
Тенденция изменения
температуры воздуха
Слабое похолодание
Слабое потепление
Потепление
Похолодание
Стабильное
Пункт наблюдения
Рис. 12. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по динамике
температуры воздуха в августе
30
Условные обозначения:
Тенденция изменения
температуры воздуха
Слабое похолодание
Слабое потепление
Потепление
Похолодание
Стабильное
Пункт наблюдения
Рис. 13. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по динамике
температуры воздуха в сентябре
31
Условные обозначения:
Тенденция изменения
температуры воздуха
Слабое похолодание
Слабое потепление
Потепление
Похолодание
Стабильное
Пункт наблюдения
Рис. 14. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по динамике
температуры воздуха в октябре
32
Условные обозначения:
Тенденция изменения
температуры воздуха
Слабое похолодание
Слабое потепление
Потепление
Похолодание
Стабильное
Пункт наблюдения
Рис. 15. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по динамике
температуры воздуха в ноябре
33
Условные обозначения:
Тенденция изменения
температуры воздуха
Слабое похолодание
Слабое потепление
Потепление
Похолодание
Стабильное
Пункт наблюдения
Рис. 16. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по динамике
температуры воздуха в декабре
34
Условные обозначения:
Тенденция изменения
температуры воздуха
Слабое похолодание
Слабое потепление
Потепление
Похолодание
Стабильное
Пункт наблюдения
Рис. 17. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по среднелетней
динамике температуры воздуха
35
Условные обозначения:
Тенденция изменения
температуры воздуха
Слабое похолодание
Слабое потепление
Потепление
Похолодание
Стабильное
Пункт наблюдения
Рис. 18. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по среднезимней
динамике температуры воздуха
36
3. Распределение температур почв и снегонакопление на Хехцирском
стационаре
Температурным режимом почвы называют распределение температуры в
почвенном профиле и непрерывные изменения этого распределения во
времени. Движение Земли вокруг Солнца является причиной сезонных
изменений температуры почвы в пределах активного слоя, а вращение Земли
вокруг своей оси вызывает суточные колебания температуры. Температура
почвы в корнеобитаемом слое имеет не меньшее значение для растений, чем
температура воздуха. Она оказывает существенное влияние на прорастание
семян, рост молодых растений. Распространение температурных волн в почве
подчиняется законам Фурье (Тихонов, Самарский, 1966, Хромов, Петросянц,
1994). Каждый случай сложения почв, каждый случай того или иного
распределения влаги, плотности, гранулометрического состава, в соответствии
с той или иной агротехнической ситуацией в почве, приведет к тому или иному
характеру изменения величины температуры почвы. Как отмечается в «Теории
и методы физики почв. Под ред. Е.В.Шеина и Л.О. Карпачевского» (2007), если
температура поверхности почвы меняется периодически, то в почве
устанавливаются колебания температуры с тем же периодом. Амплитуда
колебаний с глубиной уменьшается в соответствии в первым законом Фурье:
Аz = A0 exp (-z √ π / kτ),
где Аz – амплитуда колебаний температуры на глубине z; A0 – амплитуда
колебаний температуры деятельной поверхности почвы; π – 3,14; k –
коэффициент температуропроводности; τ – период колебаний. Температурные
колебания в почве происходят со сдвигом фазы. Сроки наступления
максимумов и минимумов температуры на глубине z запаздывают, по
сравнению с соответствующими сроками для температуры поверхности в
соответствии со вторым законом Фурье:
t z = z / 2 *√ τ / π k..
При исследовании пространственно неоднородного температурного поля
почвенного покрова, каковым является изученный объект, возникла задача
проведения серии по возможности одновременных измерений температуры на
одной и той же глубине, но в разных точках экспериментального участка, на
склонах разной экспозиции. Многочисленными исследованиями установлено,
что южные склоны получают тепла больше, чем горизонтальная поверхность, а
поступление тепла на поверхность северных склонов уменьшается с
возрастанием крутизны и всегда бывает меньше, чем на горизонтальную
поверхность. Температура воздуха и почвы на южном склоне всегда выше
всегда выше, чем на северном (Димо, 1973; Green, 1983; Gensen, 1984). На
склонах разной экспозиции формируется различный растительный покров,
который усиливает или нивелирует температурные различия по склонам.
Исследования в условиях Дальнего Востока в основном подтверждают
повышенную теплообепеченность южных склонов на незалесенных
территориях (Деев, 1967; Гуль, 1972) и показывают определенную
корректирующую роль растительности на склонах, покрытых лесом (Бабурин и
37
др, 1968; Жильцов,Таранков, 1979; Голубчиков, 1980). Очень сложно и
мозаично формируется почвенное тепло. В холодное время года на северном
склоне температура почвы ниже, хотя запасы снега на нем на 10-20 см выше,
чем на южном. Возможно, это связано с повышенной отражательной
способностью снежной поверхности за счет меньшей площади и мощности
крон. После оттаивания сезонной мерзлоты, с началом облиствения древесных
пород, почвы на северном склоне отражают тепла меньше, чем на южном.
Почвенные градиенты меняются по сезону. Минимальны они весной - 0,2 0,40С. С глубины 20 см, через каждые последующие 20 см, до 1 метра на
южных склонах они составляют 1,1 - 1,3 ОС, а на северных 0,7 - 0,9 ОС. На
глубинах 5- 20, см через каждые 5 см разница по склонам невелика, а градиент
составляет 0,6-1,0 ОС. На метеоплощадках, за летние месяцы (май-сентябрь) в
среднем создаются примерно одинаковые почвенные термические условия на
противоположных склонах (рис. 19). По среднемесячным значениям разница в
1 ОС в пользу северного склона достигается только в июле. Почвы южного
склона недополучают тепло из-за наличия в подстилке дубового опада,
обладающего высокой термоизоляционной способностью, в то время как
подстилка на северном склоне, состоящая из опада мелколиственных пород,
обладает несравненно меньшим термоизоляционным эффектом.
Термоизоляционная роль лесной подстилки обусловлена не только ее
мощностью и общим запасом, но, главным образом, присущими ей
физическими особенностями. Наиболее высокой термоизоляционной
способностью обладает подстилка дубовых насаждений. Но она понижается с
увеличением в древостое ясеня и кустарниковых пород. В европейской части
под дубовой подстилкой в сухих условиях не отмечается промерзания почвы.
Установлено, что термоизоляционная способность всех типов лесных
подстилок снижается с переходом от сухих местообитаний к свежим (
Роосталу, 1970). Вертикальный градиент температуры в слое 0-5 см в среднем
за лето составляет 4,9 ОС на южном склоне и 1,9 ОС – на северном. Амплитуда
колебаний температуры почвы на южном склоне между 7 и 19 ч в верхнем 15сантиметровом слое составляет 1,2 – 2,0 ОС; на северном склоне она выше на
градус за счет большего прогрева почв к 19 ч. Термоизоляционная роль
подстилки заметно сказывается в осенний период. При раннем выпадении снега
высотой не менее 10 см температура почвы разно ориентированных склонов на
глубине 5-40 см является почти одинаковой. С нарастанием отрицательных
температур уже через декаду почвы северного склона становится холоднее
южного на 0,6 ОС. При позднем выпадении снега и малой его мощности (5 см) в
начале ноября разница температур достигает 1,5 – 2,0 ОС.
Данные стационарных наблюдений по снегомерным рейкам и
маршрутным снегосъемкам показывают, что высота снега на северном склоне
на 10-15 см, и, соответственно, запас воды в снеге на 15-30 см выше, чем на
южном. Такая разница достаточна, чтобы обеспечить весьма существенные
различия в температурном и мерзлотном режиме почв в течение всего года
(Стоценко, 1952; Зархина, 1977). Максимальные значения промерзания почвы
достигают 1,2 м и приходятся на март. В начале апреля, в связи с большим
38
поступлением тепла, а также влаги от тающего снега, термоизоляционная роль
подстилки уменьшается, южный склон оттаивает на 7-9 см больше. Скорость
оттаивания мерзлоты на южном склоне составляет 4,3 см, на северном -1, 3 см в
сутки. В мае оттаивание почвы идет в средней части профиля. И поскольку на
18
Температура, С
17
16
15
14
13
12
11
10
9
5
10
15
20
40
60
80
Глубина, см.
Северный склон
Южный склон
Рисунок 19 - Средние температуры почвы в июле на Хехцирском стационаре за
период 1972-1975 гг.
южном склоне оттаивание шло в более глубоких слоях, скорость его
сокращается до 1,8 см в сутки, а на северном, с накоплением тепла, она
увеличивается до 7 см в сутки. Разница в датах полного размерзания на
разноориентированных склонах чаще составляет 2-3 дня, но в аномально
холодные вёсны, из-за продолжительного влияния низких ночных температур,
сроки оттаивания северных слонов удлиняются на 10 дней. Оттаивание почв в
условиях Среднего Приамурья в зоне кедрово-широколиственных лесов
происходит одновременно снизу, за счет глубинного почвенного тепла, и
сверху, за счет инфильтрации влаги.
С момента полного оттаивания, вероятно, из-за меньшей мощности
подстилки и необлиственности деревьев на северном склоне накопление
почвенного тепла выше, чем под пологом лещинного кедровника южного
склона. За лето разница составляет 60-100 ОС.
По-видимому, температура почв играет ведущую роль в наступлении
фенофаз. Фенологические наблюдения на противоположных склонах показали
разницу на 2-3 дня в пользу южного склона в наступлении фенофаз, - в
основном по первым фазам развития растительности – сокодвижению и
набуханию почек. С полным оттаиванием почвы наступление фенофаз:
разверзания и облиствения на разноориентированных склонах происходит
одновременно или с разницей в 1 день. Подобное нивелирование в
прохождении фенофаз у древесно-кустарниковых пород со второй половины
мая на незатененных склонах отмечается и в литературе (Бабурин и др., 1968).
39
В течение теплого периода полог и подстилка могут значительно изменять
микроклиматические характеристики биотопа. При этом при наблюдениях в 13
и 19 ч максимальные и срочные значения близки. Амплитуда колебаний
температуры почвы на южном склоне (по разности наблюдений в 7 и 19 ч) на
глубине 15 см составляет 1,2 -2,0 ОС, на северном склоне эти значения выше
почти на градус за счет большего прогрева почвы к 19 ч (Морина, 1979).
Примерно такие же данные о динамике температуры воздуха и почвы
получены на Верхнеуссурийском стационаре (Дорошенко, 1980 ). Температура
воздуха на юго-западном склоне осенью и зимой выше, а весной и летом ниже,
чем на северо-восточном. Годовая амплитуда температуры воздуха на югозападном склоне в среднем на 1 0С меньше, чем на северо-восточном и в
долине. Сравнивая годовой ход температуры почвы на рассматриваемых
объектах, можно сделать вывод, что в целом почва на глубине до 60 см на югозападном склоне зимой холоднее, а летом теплее, чем на северо-восточном.
Годовой ход температуры почвы не согласуется с ходом температуры воздуха и
определяется другими факторами – составом и вертикальной структурой
фитоценозов.
Таким
образом,
в
изучаемых
условиях
микроклиматические
характеристики на облесенных склонах северных и южных экспозиций не
имеют резких различий. Это обусловлено закономерным формированием на
этих склонах разных типов леса, сглаживающих значение экспозиции за счет
различной плотности полога. Почвенное тепло зависит от температуры воздуха,
но механизм передачи тепла воздух-почва обладает своей спецификой и
зависит от состава и мощности лесной подстилки. Дубовая подстилка южного
склона, обладающая высокой воздухоемкостью и низкой теплопроводностью,
способствует нивелированию различий почвенных температур с почвами
северного склона.
Динамика снегонакопления
По продолжительности залегания снежного покрова район расположения
Хехцирского стационара относится к территории, где время сохранения
снежного покрова различается своей продолжительностью. Число дней с
устойчивым снежным покровом равно 166-170.
Снежный покров обусловливает степень влажности почв, глубину
промерзания и процессы почвообразования. Кроме того, он играет огромную
роль в ходе геоморфологических процессов. Это, прежде всего, консервация
существующих форм рельефа в период активного смыва. Теплоизолирующая
роль снега заключается в защите поверхности от температурного выветривания.
Продолжительность залегания снежного покрова определяет начало и конец
вегетационного периода. Для снежного покрова на изучаемой территории
характерно: позднее становление, небольшая мощность, быстрый сход. Снег
отличается сухостью, зернистостью и однородностью по высоте. Льдистые
прослойки наблюдаются очень редко, так как в течение зимы оттепелей почти
не бывает. Начало устойчивого снежного покрова приходится на вторую
половину октября и начало ноября. Снег почти всегда падает на промерзшую
почву, так как времени становления его предшествует период сильных холодов.
40
Отмечено, что на всех склонах на юге Дальнего Востока, кроме северных и
горизонтальных участков, водоотдача начинается до наступления
положительных температур воздуха, причем на склонах разной экспозиции она
начинается при разных температурах воздуха. Если при температуре воздуха +
20 С водоотдачу на горизонтальном участке принять за 100 %, то на северном
склоне она еще не началась, на южном равна 253 %, на западном и восточном
167 %. Это объясняется разновременным поступлением тепла на склоны от
прямой солнечной радиации, которая в основном определяет снеготаяние. Эта
закономерность подтверждается и нашими наблюдениями на Хехцирском
стационаре. Полный сход снежного покрова на водоразделе и на южных
склонах происходит на 3-5 дней раньше, чем на северном. У подошвы склонов
и на узких участках долин снег оттаивает значительно позже (на 20-25 дней),
чем на склонах. Снежный покров является одним из основных факторов,
определяющих процесс промерзания и оттаивания почвы, который, в свою
очередь, оказывает большое влияние на жизнедеятельность растений, на многие
гидроклиматические явления, на водный режим самих почв и их физические
свойства. До установления постоянного снежного покрова на глубину
промерзания существенно влияют отрицательные температуры воздуха в
бесснежный период, влажность почвы к моменту наступления отрицательных
температур и характер растительности, которая имеет различные
терморегулирующие и снегонакопительные способности. Более влагоемкие и
водоудерживающие суглинистые почвы при прочих равных условиях
промерзают значительно меньше, чем песчаные.
Таким образом, на распределение снежного покрова и динамику
снегонакопления и снеготаяния существенную роль оказывает рельеф,
структура и состав растительного покрова. В горном рельефе в зоне кедровошироколиственных лесов наибольшие запасы снега отмечаются в долинах, на
северных склонах - на 20 % больше, чем на южных.
4. Образование послепорубочно-послепожарных сукцессий в связи с
изменением гидроклиматического режима
4.1. Эволюция почв на гарях
В действии огня на лесные почвы можно выделить некоторые общие
моменты, присущие для всех пожаров, для всех типов почв и для всех
лесорастительных условий. Общее заключается в следующем:
 Неразложенное органическое вещество лесных почв или часть его
разрушается огнем, при этом снижается содержание азота в почве
 Под воздействием пожара теряется часть минерализованного органического
вещества
 Пожар действует на химические свойства верхних минеральных горизонтов,
вызывает увеличение рН и содержания доступных для растений
питательных элементов
 Часто повторяющиеся пожары уменьшают количество почвенных животных
41
 Огонь стимулирует процессы нитрификации в почвах
 На поверхности подвергшихся пожарам почв резче выражены суточные
колебания температур
 Почвы гарей больше уплотнены, имеют низкую водопроницаемость и
больше подвержены эрозии, чем почвы, не подвергавшиеся действию огня
 Под влиянием лесных пожаров на свежих гарях улучшается ложе для
прорастания семян хвойных пород.
Одна из закономерностей лесовосстановительного процесса на гарях
заключается в том, что в зависимости от давности возникновения гари
фитомасса травяного покрова постепенно уменьшается и возрастает фитомасса
мхов. На таких участках гарей грунтовая всхожесть семян через 5 лет после
пожара понижается в 10-15 раз, через 10 лет – в 20-25 раз, по сравнению с
первым годом после пожара.
Временное заболачивание участков в первые 2-3 года после пожара
способствует быстрому заселению и развитию послепожарных мхов, чаще
такие участки встречаются в нижней части увалов и на других пониженных
местоположениях. В результате появившиеся всходы лиственницы
заглушаются травяным покровом. При изучении почвенных температур под
разными типами долинных лесов – ели белой, тополя бальзамического и на
трехлетней вырубке было установлено, что наиболее быстро в течение августа
уменьшение тепла происходит в ельниках до глубины 91 см (Тарабукина,
Савинов, 1990).
Известно, что лесные пожары вызывают не только прямую смену
фитоценозов, но и воздействуют опосредовано, через изменение параметров
гидроклиматического режима почв, коренные изменения экотопических
условий местообитаний, и, как следствие, смену генерального направления
естественной динамики биогеноцетического покрова. Однако количественные
характеристики механизма послепожарных изменений параметров лесной
среды изучены слабо, особенно в условиях Дальнего Востока.
4. 2. Послепожарная трансформация почв на Быстринском стационаре
Изучение водного режима и физических свойств почв в ельнике
зеленомошном и его производных – березовом молодняке, лиственничнике с
елью и лиственничнике багульниково-сфагновом – возникших под влияние
рубок и пожаров, показало, что смена коренных древостоев в Нижнем
Приамурье сопровождается резким изменением физических свойств почв и
нарушением водного режима, что, прежде всего, отражается в
морфологическом строении почвенного профиля. Установление взаимосвязей
пирогенных трансформаций почв и растительности позволяет провести
предварительную допожарную дифференциацию лесов по их потенциальной
уязвимости огнем. На Дальнем Востоке все формации условно по отношению к
однократному воздействию устойчивого низового пожара могут быть
разделены а следующие 5 групп:
42
 Крайне уязвимые, т. е. подверженные необратимым изменениям – кедровостланиковая формация, подгольцовые и горные ельники и лиственничники
 Сильно уязвимые. Вероятность обратимых и необратимых изменений
примерно равна. Сосняки, равнинные ельники и лиственничники
 Средне уязвимые. Преобладают обратимые изменения. Кедровошироколиственные леса, чернопихтарники, дубняки, черноберезники,
каменноберезники, порослевые древесно-кустарниковые заросли
 Слабо уязвимые. Необратимые изменения практически исключаются.
Белоберезники, осинники, широколиственные леса, ерники
 Практически неуязвимые (легковосстанавливающиеся). Возможны лишь
слабые и дигрессионные изменения. Пойменные лиственные леса, заросли
ольховника (Сапожников, Киселева, 1977).
Одной из характеристик распределения снега на территории является
коэффициент неравномерности – отношение наименьшей высоты снега к
наибольшей. В лиственничнике и березняке он на 0,08 - 0,15 выше, чем в
ельнике. Высота снега в ельнике на 19-33,5 % меньше, чем в лиственничнике и
березняке. К началу снеготаяния запасы воды в снеге в березняке были на 35 %
больше, чем в ельнике. Устойчивость различий в снеговом режиме между
типами леса (ступенями пирогенных сукцессий) подтверждается и данными
маршрутных снегосъемок. Почвы ельника промерзают глубже, чем в
сформировавшихся пирогенных сукцессиях, что обусловлено меньшей
мощностью снега перед началом промерзания. Почвы лиственничника
промерзают на меньшую глубину из-за высоких теплоизоляционных свойств
багульниково-сфагнового покрова и более мощного слоя снега. Известно, что с
увеличением влажности увеличивается коэффициент теплопроводности и
теплоемкости грунта и выделение количества тепла при льдообразовании.
Первое приводит к увеличению глубины сезонного промерзания, второе – к ее
сокращению. Связанная вода замерзает при более низких температурах – -3-4
0
С, в то время как температура свободной воды равна 0 0С. Поэтому избыточно
увлажненные почвы с мощным моховым очесом в лиственничнике промерзают
на меньшую глубину, чем в ельниках. На вырубке глубина промерзания в
начале зимы заметно больше, чем в ельнике, но по мере роста березового
молодняка разница в промерзании почв сокращается. Важную роль в
обеспечении почв влагой играют сроки их оттаивания. Если к началу
интенсивного снеготаяния почва остается мерзлой, то будут большие потери
влаги на поверхностный сток. Если почва успеет частично оттаять, то большая
часть влаги перейдет во внутрипочвенный сток. Кроме того, происходящее
увеличение объема почвы при замерзании на 10-20 %, в зависимости от
влажности почвы с последующим оттаиванием оказывает разрыхляющее
действие, что улучшает инфильтрационные ее свойства и способствует
переводу талых вод во внутрипочвенный сток.
Н. А. Воронков и С. А. Кожевникова (1970) выделяют три типа оттаивания
под различными угодьями. Первый тип – почва оттаивает снизу, в основном на
луговых участках. Второй тип – почва оттаивает снизу и частично сверху – под
43
лиственными и лиственничными насаждениями. Третий тип – почва оттаивает
в основном сверху – под ельниками. Оттаивание снизу объясняется
результатом градиентного распределения разных температур почвенных
горизонтов, а оттаивание снизу - поступлением тепла из более глубоких слоев.
При наличии мощного снегового покрова (82-110 см) происходит
оттаивание почвы снизу - вверх за счет внутреннего тепла земли. Оттаивание
почвы происходит раньше всего в березовом молодняке, затем в ельнике
зеленомошном и, в последнюю очередь, в лиственничнике багульниковом.
Мощная лесная подстилка в лиственничнике, охлажденная в бесснежный
период, является значительным конденсатором холода, который препятствует
оттаиванию почвы сверху. Мерзлый слой толщиной 20-25 см залегает здесь до
конца июля – начала августа.
Медленное оттаивание почв, на доли сантиметра в день, начинается в
апреле. В мае интенсивность таяния мерзлоты составляет в среднем в ельнике и
лиственничнике 0,8, в березняке 2,8 см/день. Почвы березняка полностью
оттаивают к концу мая, ельника – к середине – концу июня. Темпы таяния в
лиственничнике возрастают к концу июня – началу июля (до полного
оттаивания), соответственно, 1,5 - 4,5 см/ день.
Таким образом, на изучаемой территории, снежный покров залегает болееменее равномерно в березовом молодняке, чем в ельнике зеленомошном.
Коэффициент неравномерности в нем равен 0,73-0,92, против 0,40 - 0,50 в
ельнике. В течение зимы на обоих участках он накапливается равномерно.
Максимальные запасы его наблюдаются перед началом снеготаяния (в апреле).
Почвы на вырубках промерзают глубже, чем под пологом исходных типов леса,
но оттаивают раньше. Оттаивание почв в условиях Нижнего Приамурья
происходит в основном сверху, за счет инфильтрации талых вод.
Сумма активных температур воздуха более 10 0С в березняке составляет
1800, в ельнике и лиственничнике 1700 0С. Вегетационный период с
температурой выше 10 0С длится 111 – 117 дней, с температурой выше 5 0С 131-133 дня и составляет в среднем в ельнике и лиственничнике 1970 0С, в
березняке 2100 0С. За десятилетний ряд наблюдений разница в датах перехода
в основном сохранялась. Температурный режим воздуха различается в
древостоях разных пород главным образом ходом изменения в утренние и
дневные часы. Минимальные температуры приходятся на часы восхода Солнца
и меняются по месяцам. В мае - июле – это 5 ч, в августе – 6 ч утра, в сентябреоктябре – 7 ч. По наблюдениям за май – июнь в утренние часы в ельнике и
березняке нарастание температур после восхода Солнца идет в среднем
равномерно на 10С за каждый час. В лиственничнике же, в связи с повышенной
влажностью и большими затратами тепла на испарение, с 5 до 8 ч утра (до
полного исчезновения росы) температура повышается всего на 0,4 0С в час и
лишь с 8 ч темпы нарастания выравниваются в древостоях различных пород. В
аномально холодные периоды лета (июнь и август 1976 г), когда
среднемесячная температура воздуха опускалась до 13-14 0С, рост температур в
лиственничнике в утренние часы достигал 1,3 0С. Срок становления
44
максимальных температур, даже в мае-июне, когда световой день длиннее, и
зимой, при укороченном световом дне, приходится на 16 ч.
По данным для 13 часов в лиственничнике и березняке почти на градус
тепле, чем в ельнике.
Весной нарастание температур воздуха идет быстро, укладываясь в декаду
для перехода через рубеж 0, 5, 10 0С. Переход почвенных температур на
глубине 20 см в сторону положительных среднесуточных значений происходит
через 2-3 дня после наступления положительных среднесуточных температур
воздуха. Весной 1976 г. переход почвенных температур через О 0С во всех
древостоях наблюдался 10 мая. В то же время, до наступления устойчивых
температур почвы в 5 0С прошло, соответственно: в березняке -31, в ельнике 36, в лиственничнике – 65 дней.
Разница между значениями сумм температур средних суточных и средних
ночных на Быстринском стационаре достигает за месяц: в березняке 72-100, в
ельнике – 36-72, в лиственничнике – 51-92 0С. На долю дней со средней
дневной температурой в июле выше 15 0С приходится 97 %, в августе
среднедневные температуры выше 20 0С составляют 45 % (табл. 1).
Исследованиями Е. Н. Елагина (1962) установлено, что лучшими
показателями
условий
произрастания
растений
являются
именно
экстремальные температуры. По нашим данным, максимальные температуры
имеют такой же ход, как и суточные.
Таблица 1
Среднемесячная температура воздуха в различных древостоях
Древостой
Ельник
Лиственничник
Березняк
Годы
1971
1972
1973
1974
Среднее
1971
1972
1973
1974
Среднее
1971
1972
1973
1974
Среднее
июнь
15,2
10,7
14,5
16,3
14,2
15,4
9,5
13,1
16,7
13,7
14,2
12,5
16,5
17,2
15,1
Месяц
июль
15,7
15,3
16,7
19,1
16,7
16,5
15,4
16,8
18,4
16,8
16,1
15,2
16,7
19,7
16,9
август
14,4
15,5
17,0
15,8
15.7
15,0
12,6
17,1
16,7
15,4
15,5
11,5
17,4
18,0
15,6
45
Минимальные температуры наиболее высоки в ельнике. Однако разница
сумм минимальных температур по типам леса незначительна. Меньшей
амплитудой колебания температур воздуха в ельнике можно объяснить
сравнительно небольшую разницу сумм активных температур в густом ельнике
и крайне разреженном лиственничнике. Разница между суммами средних
максимальных температур за месяц достигает 37-60 0С. Между
среднемесячными температурами в древостоях разных пород существует
линейная связь, что позволяет определить температуру воздуха в одном из
типов древостоев, зная температуру другого. Для 13 часов эта зависимость
приведена в табл.2
Таблица 2
Средняя разница значений температур воздуха в разных типах леса
Разница температур
между древостоями,
0
С
Лиственничникберезняк
Ельник-березняк
Месяц
май
июнь
июль
август
сентябрь
октябрь
-
-0,8
-0,5
-1,3
-1,2
-0,4
-1,3
-1,6
-1,2
-2,3
-2,3
-1,0
Ход влажности воздуха в основном противоположен ходу температур. До
10 % за декаду влажность воздуха выше в ельнике, в березняке и
лиственничнике она примерно одинакова. Амплитуда колебаний на
поверхности почвы выше всего в березняке. С ростом молодняка амплитуда
уменьшается, но остается выше, чем в других древостоях. Поверхность почвы в
среднем за вегетационный период в березняке и лиственничнике, по данным
для 13 ч, на 2,6 – 2,3 0С выше, чем в ельнике, но максимальные температуры в
березняке выше, чем в лиственничнике. Абсолютный максимум на почве был
зарегистрирован в березняке 9 августа 1970 г. +49 0С и в ельнике +36,5 0С.
Кривые хода температуры воздуха и почвы смещены относительно друг друга.
Если положительные среднесуточные температуры воздуха наблюдаются с
середины апреля, то на глубине 20 см нулевые температуры начинаются в мае.
Переход через 5 0С происходит в березняке и в ельнике в первых числах июня;
через 10 0С – в середине и конце июля. В лиственничнике эти даты,
соответственно, приходятся на первую и последнюю декады июля. Также
близки в березняке и ельнике максимальные температуры. Величина их
достигала в необычно теплое лето 1974 г 16,0-16,2 0С. В лиственничнике самые
высокие температуры достигали 11,3-12,0 0С, тогда как поверхность почвы в
лиственничнике, по суммам срочных и максимальных температур, занимает
промежуточное положение между наиболее теплыми в березняке и менее
теплыми в ельнике.
46
4.3. Температурный режим почв
В результате сочетания определенных свойств (теплоемкости,
теплопроводности) и радиационного баланса каждый тип почв имеет свой
температурный режим. Кроме того, в равнинной местности определяющим его
фактором является лес, а в условиях горных районов существенную роль играет
также тип рельефа: экспозиция и крутизна склонов, высота над уровнем моря и
дном долины. Влияние всех этих факторов сказывается через освещенность,
которая под пологом леса зависит еще от состава, полноты и возраста
древостоя. Наши многолетние наблюдения за верхними слоями почвы по
термометрам Савинова показали, что самыми холодными в течение июняавгуста были почвы в лиственничнике багульниково-сфагновом (табл. 3).
Таблица 3
Среднелетние температуры почвы на глубине 20 см (0С)
Древостои
Годы
Ельник
Лиственничник
1972
7,4
5,6
1973
6,5
5,5
1974
7,6
6,3
1975
7,0
5,4
1976
7,2
4,8
1977
8,3
5,9
1978
7,8
4,8
1979
8,3
4,7
Среднее
7,6
5,4
Березняк
8,5
8,8
11,0
9,1
8,8
10,2
9,2
10,1
9,4
Среднегодовые температуры по профилю почв во всех типах леса
положительные (табл. 4). Низкие температуры в лиственничнике обусловлены
слабым прогреванием почвы из-за очень густого кустарничкового покрова
(сплошной багульник) и мощной лесной подстилки, толщина которой в августе
была в 4,7 раза больше, чем в березовом молодняке и в 3,5 раза больше, чем в
ельнике-зеленомошном.
Таблица 4
Температура почвы по глубинам в 1972-1979 гг.
Температура почвы, 0С
Тип леса
Ельник
Глубина
В самый
почвы, Средне- СреднеСреднехолодны
см
годовая зимняя
летняя
й месяц
20
40
80
2,8
2,8
2,9
-2,6
-1,3
0,1
-4,4
-3,2
-1,4
7,6
6,7
5,6
В
самый
теплый
месяц
12,6
11,6
9,7
47
120
средняя
Лиственничник
20
40
80
120
средняя
Березняк
средняя
20
40
80
120
3,0
2,9
2,7
2,6
2,8
2,7
2,7
4,2
4,5
4,6
4,6
4,5
1,1
-0,7
-0,2
0,2
0,9
1,6
0,6
-1,0
-0,2
1,1
1,9
0,4
-0,3
-2,3
-1,2
-0,8
-0,1
0,6
-0,4
-2,6
-1,7
-0,2
0,7
0,7
4,8
6,2
5,6
4,8
4,6
3,7
4,7
9,4
8,9
8,0
7,1
7,1
8,2
10,5
9,7
8,7
7,9
6,6
8,2
14,1
13,3
11,6
10,4
10,4
На глубине 20 см температура почвы в августе на 3,0 - 4,5 0С ниже в
лиственничнике по сравнению с березняком, и на 2,0 - 2,8 0С ниже, чем в
ельнике. В ельнике на глубине 40-60 см температура почвы с декабря по март
на 0,2-1,0 0С выше, чем в молодом березняке. Это, по-видимому, обусловлено
меньшей циркуляцией воздуха в пределах ельника из-за меньших скоростей
ветра. Начиная с конца марта и в дальнейшем после перехода температуры
через 0 0С в сторону положительных температур (до октября) почвы в
березняке теплее, чем в ельнике, причем весной на 0,2 - 0,8 0С, а в мае-сентябре
на 1,5 0С. Переход температуры почвы зимой от положительных к
отрицательным значениям на той же глубине происходит на 2-4 дня раньше в
березняке, чем в ельнике. На глубине 80-120 см отрицательные температуры
наблюдаются на 1-10 дней раньше в ельнике. В 1972 г. не наблюдалось
отрицательных температур с глубины 60 см в лиственничнике, с 80 см в
березняке, со 120 см в ельнике. Наибольшая годовая амплитуда температуры
почвы была отмечена на глубине 20 см (22 0С) в молодом березняке, и 19 0С в
ельнике. Наименьшая годовая амплитуда температуры почвы в ельнике (7 0С)
наблюдалась на глубине 160 см, где она не опускалась ниже нуля градусов. В
березняке амплитуда на 3 0С больше, чем в ельнике.
Таким образом, при послепожарной и послерубочно-послепожарной смене
типов леса в темнохвойных лесах Нижнего Приамурья наибольшие
микроклиматические изменения происходят в термокриорежиме почв. При
смене темнохвойных лесов светлохвойными и лиственными значительно
увеличивается
снегонакопление
под
пологом,
и,
соответственно,
теплообеспеченность почв. Если смена сопровождается заболачиванием,
дополнительную теплоизоляционную роль играют густой моховой и
багульниковый покровы. В этом случае почвы зимой теплее, а летом холоднее
(в связи с резко замедленным оттаиванием), чем в коренном типе леса. Кроме
того, торможение процессов промерзания и оттаивания при заболачивании
происходит из-за повышенных расходов и выделения тепла при фазовых
превращениях влаги. Изменение световой обстановки оказывает на
микроклимат значительно меньшее влияние, чем изменение снегонакопления.
48
Постпирогенные изменения микроклимата и напочвенного покрова влияют на
экологическую роль лесов – обильное зарастание почвы багульником
препятствует возобновлению не только исходного, но и коренного типа леса и,
препятствуя испарению, вызывает заболачивание почв.
49
5. РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ЗОН ПОТЕПЛЕНИЯ, ПОХОЛОДАНИЯ И
СТАБИЛЬНЫХ ТЕМПЕРАТУР
5.1. Динамика температуры воздуха
Для района исследований по среднегодовым значением в 67 % случаев
отмечается потепление (табл.5, рис. 20).
Таблица 5
Характер изменения температуры воздуха в Хабаровском крае и ЕАО, %
Тренд
изменений
Потепление
Август
11
Сентябрь
6
Октябрь
10
Ноябрь
38
Годовые
67
38
Зимние
72
Похолодание
Стабильное
состояние
72
76
84
33
22
42
19
17
18
6
29
11
20
9
Летние
Направленность изменения температуры в течение года в основном
совпадает с общей динамикой для европейской части России. При этом в
динамике температур в разные периоды может отмечаться и разный тренд. Так,
анализ хода температуры воздуха усредненный по 35- летиям, на метеостанции
Николаевск – на – Амуре (рис.26), где ведутся наблюдения уже в течение 150
лет, показал, что с 1855 температура воздуха в январе - июне была в основном
ниже нормы. Начиная с 40-50 гг. прошлого столетия направление изменения
динамики температуры на потепление произошло в этот же период. Очень
резкое потепление происходит в мае-апреле. Вместе с тем, отмечается
изменение направления на похолодание в июле-октябре, резко холодает в
ноябре. Таким образом, рост температуры воздуха на сегодняшний день
отмечается в течение семи месяцев – январь – июнь и декабрь. На нашей
территории понижение температурных условий приходится на август - ноябрь,
но максимальное похолодание наблюдается в октябре, а не в ноябре, как в
европейской части. В ноябре практически равномерно распределены зоны
потепления, похолодания и стабильные. По температуре воздуха выделяются
следующие зоны: потепления и слабого потепления - побережье Охотского
моря, Татарского пролива, южные земледельческие районы, западная часть
Хабаровского края и три северных административных района. Зона снижения
теплообеспеченности: большая часть долины р. Уда, западные склоны СихотэАлиня. Ко времени, в котором преобладает потепление, следует отнести
месяцы первого полугодия.
-18,7
-19,2
-19,7
-20,2
-20,7
1965
1965
2005
2000
1995
1990
1985
1980
1975
2005
2000
1995
1990
1985
1980
1975
0
1970
1960
1960
Рисунок 20 – Динамика температуры воздуха
Николаевск-на-Амуре, 35- летняя скользящая
1970
1955
1935
1930
1925
1915
1910
1905
1900
1895
1890
1885
1880
1875
1870
1865
1860
1855
1955
Февраль
1950
-24,6
1950
-24,1
1945
-23,6
1945
-23,1
1940
-22,6
1940
1935
1930
1925
1915
1910
1905
1900
1895
1890
1885
1880
1875
1870
1865
1860
1855
50
С по метеостанции
Январь
5,0
4,8
4,6
4,4
4,2
4,0
3,8
3,6
3,4
3,2
1960
1965
1970
1975
1980
1985
1990
1995
2000
2005
1965
1970
1975
1980
1985
1990
1995
2000
2005
1935
1930
1925
1915
1910
1905
1900
1895
1890
1885
1880
1875
1870
1865
1960
Май
1955
-3,4
1955
-3,2
1950
-3,0
1950
-2,8
1945
-2,6
1945
-2,4
1940
-2,2
1940
1935
1930
1925
1915
1910
1905
1900
1895
1890
1885
1880
1875
1870
1865
1860
1855
2005
2000
1995
1990
1985
1980
1975
1970
1965
1960
1955
1950
1945
1940
1935
1930
1925
1915
1910
1905
1900
1895
1890
1885
1880
1875
1870
1865
1860
1855
-11,6
1860
-2,0
1855
51
Март
-11,8
-12,0
-12,2
-12,4
-12,6
-12,8
-13,0
-13,2
Апрель
16,5
16,4
16,3
16,2
16,1
16,0
15,9
15,8
15,7
15,6
2005
2000
1995
1990
1985
1980
1975
1970
1965
1960
1955
1950
1945
1940
1935
1930
1925
1915
1910
1905
1900
1895
1890
1885
1880
1875
1870
1865
1860
1855
2005
2000
1995
1990
1985
1980
1975
1970
1965
1960
1955
1950
1945
1940
1935
1930
1925
1915
1910
1905
1900
1895
1890
1885
1880
1875
1870
1865
1860
1855
2005
2000
1995
1990
1985
1980
1975
1970
1965
1960
1955
1950
1945
1940
1935
1930
1925
1915
1910
1905
1900
1895
1890
1885
1880
1875
1870
1865
1860
1855
52
Июнь
12,9
12,4
11,9
11,4
10,9
Июль
17,0
16,8
16,6
16,4
16,2
16,0
Август
-9,3
-9,5
-9,7
-9,9
-10,1
-10,3
-10,5
-10,7
-10,9
1,5
1,4
Ноябрь
1935
1930
1925
1915
1910
1905
1900
1895
1890
1885
1880
1875
1870
1865
2005
2000
1995
1990
1985
1980
1975
1970
1965
1960
2005
2000
1995
1990
1985
1980
1975
1970
1965
1960
1955
1,6
1955
1,7
1950
1,8
1950
1,9
1945
2,0
1945
2,1
1940
2,2
1940
1935
1930
1925
1915
1910
1905
1900
1895
1890
1885
1880
1875
1870
1865
1860
1860
1855
2,3
1855
11,5
11,3
11,1
10,9
10,7
10,5
10,3
10,1
Октябрь
2005
2000
1995
1990
1985
1980
1975
1970
1965
1960
1955
1950
1945
1940
1935
1930
1925
1915
1910
1905
1900
1895
1890
1885
1880
1875
1870
1865
1860
1855
53
Сентябрь
54
2005
2000
1995
1990
1985
1980
1975
1955
1955
1970
1950
1950
1965
1945
1945
1960
1940
1940
1935
1930
1925
1915
1910
1905
1900
1895
1890
1885
1880
1875
1870
1865
1860
1855
Декабрь
-19,4
-19,6
-19,8
-20,0
-20,2
-20,4
-20,6
-20,8
-21,0
1970
1975
1980
1985
1990
1995
2000
2005
1970
1975
1980
1985
1990
1995
2000
2005
1965
1960
1935
1930
1925
1915
1910
1905
1900
1895
1890
1885
1880
1875
1870
1865
1860
1855
Год
-1,9
-2,0
-2,1
-2,2
-2,3
-2,4
-2,5
-2,6
1965
1960
1955
1950
1945
1940
1935
1930
1925
1915
1910
1905
1900
1895
1890
1885
1880
1875
1870
1865
1860
-14,20
1855
Зима
-14,30
-14,40
-14,50
-14,60
-14,70
-14,80
-14,90
-15,00
-15,10
На данной территории понижение температурных условий приходится на
август - ноябрь, но максимальное похолодание наблюдается в октябре, а не в
ноябре, как в европейской части. В ноябре практически равномерно
распределены зоны потепления, похолодания и стабильные. По температуре
воздуха выделяются следующие зоны: потепления и слабого потепления -
55
побережье Охотского моря, Татарского пролива, южные земледельческие
районы, западная часть Хабаровского края и три северных административных
района. Зона снижения теплообеспеченности: большая часть долины р. Уда,
западные склоны Сихотэ-Алиня. Ко времени, в котором преобладает
потепление, следует отнести месяцы первого полугодия.
Тенденция стабильного повышения теплообеспеченности почв на глубине
1,6 м и практически во все периоды отмечается в южных районах края и на
прибрежных территориях вдоль Татарского пролива. Тенденция стабильного
понижения теплообеспеченности почв по подавляющему числу глубин и
периодов (с формированием сезонной и годовой тенденции) отмечена в
северных и северо-западных районах. Отсутствие выраженных тенденций на
повышение или понижение почвенных температур за многолетний ряд
наблюдений наблюдается «пятнами» среди территории с выраженной
направленностью на повышение или понижение. Высокую уязвимость
территории подчеркивает разнонаправленность термических процессов по
глубинам.
Таким образом, наглядно показано, почему для характеристики
устойчивости и потенциального плодородия территории необходим анализ не
только температуры воздуха, но и почвы, так как часто среднегодовой тренд
может показывать потепление, а месяцы, в которых идет созревание урожая,
могут иметь совсем другую направленность процессов. Прогноз на потепление
климата по среднегодовым температурам может привести, к тому же, к
значительному материальному ущербу, если развитие сельского хозяйства
будет ориентироваться на выращивание теплолюбивых культур.
5. 2. Динамика температуры почвы
Стационарными исследованиями было установлено, что на части
территории, на которой после пожара началось заболачивание, отмечается
уменьшение глубины промерзания. Если анализировать только ход изменения
глубины сезонного промерзания по мерзлотным показателям, можно прийти к
неточному выводу – уменьшение слоя промерзания можно объяснить
деградацией мерзлоты. В таких случаях дополнительным уточняющим
фактором начинающегося процесса деградации территории может служить
температура почвы. При заболачивании изменения температурного режима
проявляются именно в летний период, а наиболее ярко – в снижении июльских
и августовских температур почвы, тогда как среднегодовая температура
повышается за счет более теплых среднезимних температур.
Многими исследователями при расчете глубины промерзания за основу
берется постулат, что температура почвы выше температуры воздуха и с
глубиной амплитуда колебаний уменьшается. Первое утверждение верно и для
Приамурья (табл. 6) .
56
Таблица 6
Амплитуда температуры воздуха и почвы за период 1956-1990 гг.
Амплитуда температуры 0С, между воздухом – и
температурой почвы
№
Название м/ст
на глубинах 0, 2-3, 2
на глубине 0, 2м
м
5
Охотск
3,0
2,0
13
Аян
4,4
1,4
31
Воскрксенское
6,7
0,4
38
П.Осипенко
5,6
0,5
39
Богородское
5,8
0,5
47
Мариинск
3,9
0,6
56
Сухановка
3,4
0,6
62
Чекунда
8,0
1,0
67
Комсомольск
4,9
1,2
69
Сегжема
5,8
1,2
82
Литовко
5,6
0,4
88
Совгавань
5,2
0,1
97
Хабаровск
6,3
0,4
101
Георгиевка
0,4
103
Бичевая
5,3
0,8
107
Вяземская
5,0
0,5
110
Лермонтовка
5,0
0,1
111
Бикин
5,0
0,2
113
Бира
4,2
0,4
115
Биракан
4,7
0,5
117
Смидовичи
5,1
0,4
121
Новотроицкое
0,7
123
Е-Никольское
4,0
1,0
Сопряженный анализ хода температуры воздуха и почвы показал, что в
разных почвенных горизонтах направления изменения температур может не
совпадать. Так, на метеостанции Хабаровск АГМС теплообеспеченность
нижних слоев почвы в течение всего года, начиная с глубины 1,2 м,
увеличивается. В верхних слоях почвы с мая по октябрь происходит как
снижение, так и повышение значений температур, и несинхронность изменения
этих направлений. В почвах Хабаровского края и ЕАО отмечается высокая
амплитуда колебаний температур, зачастую превышающая амплитуду
колебаний температуры воздуха. На стандартной глубине от 0,8 м до глубины
3,2 м она только на трех метеостанциях не превышала 0,20С. Средняя
минимальная амплитуда температуры по 18 метеостанциям составила 0.6,
средняя максимальная 5.7 0С, и среднегодовая амплитуда температуры 2.1 0С.
Все это указывает на чрезвычайную неустойчивость почв Приамурья. Высокую
57
уязвимость территории подчеркивает разнонаправленность термических
процессов по глубинам.
По динамике температуры воздуха было проведено выделение подзон и
районов. Всего было выделено 8 подзон и 35 районов, испытывающих
разнонаправленную динамику (рис. 21, табл. 7).
Рисунок 21 - Районирование территории Хабаровского края и ЕАО по динамике
температур
58
Таблица 7. Районирование территории Хабаровского края и ЕАО по динамике
температур
Направление
изменения
Индекс
Название района
температуры
воздуха
I. 1.
Северная горная подзона
I. 1. 1.
Кава-Тауйский горно-равнинный
стабильное
I. 1. 2.
Иня-Ульбейский горный
похолодание
I. 1. 3.
Охотский прибрежный
потепление
I. 1. 4.
Охотско-Аянский горный
потепление
I. 2.
Удская горно-долинная подзона
I. 2. 1
Удско-Майский горно-долинный
похолодание
I. 2. 2
Чумиканский равнинный
потепление
I. 2. 3
Шантарский островной
похолодание
I. 3.
Магу- Чаятынская низкогорно-равнинная подзона
Слабое
I. 3. 1.
Торомский низкогорно-равнинный
потепление
I. 3. 2
Конин-Муниканский низкогорно-равнинный
похолодание
I. 3. 3
Средне-амгуньская горно-равнинная
потепление
I. 3. 4
Нижнеамурская низкогорно-равнинная
стабильное
I.4
Турано-Буреинская среднегорная подзона
I.4. 1
Кербинский среднегорный
стабильное
I. 4. 2
Верхнебуреинский среднегорный
потепление
I. 4. 3
Умальтинский низкогорный
стабильное
I. 4. 4
Ургальско-Тырминский низкогорный
потепление
I. 4. 5
Верхнее-Урмийсий среднегорный
стабильное
1. 4. 6
Баджальский среднегорный
похолодание
I. 5
Центральная Сихотэ-Алинская среднегорная подзона
I. 5. 1
Верхнесукпайский среднегорный
потепление
I .5. 2.
Гурско-Анюйский среднегорный
похолодание
I. 5. 3
Копи-Нижнетумнинский среднегорный
потепление
I. 5. 4
Тумнинский среднегорный
стабильное
II. 6
Средне-Амурская долинная подзона
II. 6. 1
Облученский низкогорный
стабильное
II. 6. 2
Помпеевский низкогорный
похолодание
Среднеамурский равнинный низкогорноII. 6. 3
потепление
равнинный
Куканско-Поликанский низкогорноII. 6. 4
похолодание
равнинный
II. 6. 5
Куро-Ванданский низкогорно-равнинный
стабильное
II. 6. 6
Болоньский низкогорный
похолодание
II. 6. 7
Бактор-Чукчагирское низинно-равнинный
похолодание
II. 7
Западно-Сихотэ-Алинский горный подзона
59
II. 7. 1
II. 7. 2
II. 7. 3
II. 7. 4
II. 8
II. 8. 1
II. 8. 2
II. 8. 3
Матайский низкогорный
похолодание
Катэнский среднегорный
потепление
Хорско-Немптинский низинно-равнинный
стабильное
Гурско-Анюйский низкогорный
похолодание
Прибрежный низкогорно-равнинная подзона
Восточный Сихотэ-Алинский низкогорный
потепление
Усть-Амурский низкогоно-равнинный
потепление
Удыльский равнинный
похолодание
60
6. Теплопроводность почв и ее
роль в
интранзитивности в тенденциях изменения температуры
формировании
воздуха
6.1. Общие сведения
Интранзитивность температур отмечают многие исследователи.
Существуют обширные районы, в которых при глобальном потеплении
полушария наблюдается понижение температуры воздуха или незначительное
изменение. Вопрос о том, какую роль в этом процессе выполняют
теплофизические свойства почв, не достаточно изучен, и является предметом
наших исследований. Сложно и мозаично формируются температурные поля в
почве и приземном слое атмосферы. Верхние горизонты почвы, т.е. ее
деятельный слой, лежащий на границе раздела литосферы и атмосферы, не
только первыми получают выпадающие из атмосферы осадки.
Они
трансформируют поглощенную радиацию в тепловую энергию, которая затем
расходуется на ряд процессов – нагревание почвы, турбулентный отток тепла в
атмосферу (прогрев атмосферы) и испарение. При этом количество
поглощенной энергии зависит в основном от величины, поступающей
радиационной энергии и лишь отчасти от свойств деятельного слоя (его
отражательной способности.). Дальнейшее же преобразование солнечной
энергии в другие ее виды зависит в первую от теплофизических свойств почвы,
ее теплоемкости, теплопроводности и температуропроводности (Романов,1961).
Эти почвенные характеристики во многом влияют не только водно-тепловой
режим подстилающей поверхности, но и
приземного слоя атмосферы,
определяя величину их температуры и влажности. Отметим, что в систему
уравнений динамики приземного слоя атмосферы теплоемкость и коэффициент
теплопроводности почвы входят в явном виде (Лайхтман,1970).
В связи с
этим возникает задача
подробного исследования пространственного
распределения теплофизических параметров почв и изучения их влияния на
динамику температуры почвы и воздуха.
Рассмотрим это влияние на основе
общих теоретических представлений и эмпирического подтверждения для
территории Дальнего Востока. Решению такой задачи предшествовало
накопление богатого экспериментального материала по изучению
теплофизических свойств почв Дальнего Востока и разработанного на этой
основе такого метода расчета коэффициента теплопроводности почв, который
бы помог устанавливать его величину для любой точки земной поверхности и
любого момента времени. Это позволило выполнить картирование
коэффициента теплопроводности и использовать построенные карты для
анализа его влияния на существующие региональные тенденции в изменении
климата.
Теплопроводность почв характеризует их способность проводить тепло.
Она оценивается коэффициентом теплопроводности  , который представляет
собой величину, равную количеству тепла, переносимого средой в единицу
61
времени через единицу площади при температурном градиенте, равном
единице. Размерность этой величины:
Вт
.
мK
По существующим представлениям передача тепловой энергии в почве
происходит под действием следующих механизмов:
молекулярной
теплопроводности, лучистого теплообмена, конвективного переноса тепла,
термокапиллярного переноса, переноса тепла паром. Их роль в этом процессе
не одинакова. Основной механизм передачи тепла в почве осуществляется
через
молекулярную (кондуктивную) теплопроводность. Коэффициент
кондуктивной теплопроводности характеризует значение теплового потока,
переносимого органоминеральным скелетом почвы, ее жидкой и газовой
компонентами. Коэффициент лучистой теплопроводности характеризует
перенос тепла путем испускания и поглощения лучистой энергии стенками пор.
При этом для почв, находящихся в естественных условиях, лучистая
теплопроводность не
превышает 1% от общего теплопотока. Даже в
достаточно иссушенных почвах этот вид теплопередачи не играет
существенной роли. Коэффициент конвективной теплопроводности определяет
перенос тепла за счет внутрипоровой и межпоровой конвекции, диффузного и
термодиффузного переноса. Однако вклад этого механизма теплопередачи в
общий теплопоток невелик. Так, при радиусе пор 3 мм он составляет всего
0,13% . Теплопередача за счет конвекции развивается лишь при значительной
пористости почвы. При одной и той же величине общей пористости, но при
разном распределении пор по размерам конвективный теплоперенос будет
разным. С ростом радиуса пор теплопередача за счет конвекции возрастает. В
минеральных почвах при пористости 40-50% и диаметре частиц менее 6 мм
конвективным теплопереносом можно пренебречь (Иванов,1969).
Термокапиллярный перенос тепла осуществляется
в направлении,
обратном температурному градиенту, и его роль в суммарном процессе
теплопередачи незначительна. Перенос тепла паром может играть какую-то
роль в почвах лишь при малом их увлажнении и значительной пористости и
обычно не превышает 10% от общего теплопотока.
Таким образом, из всех механизмов теплопередачи основным является
молекулярная теплопроводность.
Суммарный перенос тепла, обусловленный всеми или частью рассмотренных
выше
механизмов,
характеризуется
эффективным
коэффициентом
теплопроводности
(результирующим его значением). Эффективный
коэффициент теплопроводности определяется опытным путем. Так как почвы
– это сложные многокомпонентные системы, то их способность проводить
тепло зависит в первую очередь от состава и свойств, слагающих почву
компонент,
их химико-минералогического состава, структурно-текстурных
особенностей
(дисперсности, пористости, слоистости),
влажности,
агрегатного состояния воды и температуры. Теплопроводность большинства
породообразующих минералов колеблется от 0,42 до 3,70 Вт/мК, составляя в
большинстве случаев 0,84 – 2,5 Вт/мК. Теплопроводность воды равна 0,59
Вт/мК , льда – около 2,01 Вт/мК, воздуха – 0,02 Вт/мК (Сергеев и
62
др.,1973).Теплопроводность льда в четыре раза выше теплопроводности воды и
в 100 раз выше теплопроводности воздуха. Эти цифры свидетельствуют о
значительном различии теплопроводности трех основных составляющих почв и
объясняют зависимость теплопроводности почв от процентного соотношения
их компонент.
Большое влияние на способность почвы проводить тепло
оказывает ее влажность. Значение коэффициента теплопроводности сухой
минеральной почвы составляет обычно 0,18 – 0,2 Вт/мК. С ростом влажности
значение коэффициента теплопроводности возрастает независимо от степени
ее дисперсности, что можно объяснить замещением воздуха водой. Как
известно, теплопроводность воды в 30 раз больше теплопроводности воздуха.
При полном заполнении пор водой теплопроводность почв достигает
максимального значения. При этом особенно сильно (до 5–10 раз) с ростом
влажности возрастает теплопроводность крупнодисперсных почв и грунтов
(табл. 8).
Таблица 8
Влияние влажности на теплопроводность почвогрунтов по Д. В. Виленскому
(Сергеев и др., 1973)
Механический
Коэффициент теплопроводности,
состав
Вт/мК
Песок
крупный
Песок мелкий
Супесь
Суглинок
Торф
сухих почв (в)
почв (в)
0,200
0,190
0,188
0,138
0,113
к
влажных
1,71
8,7
1,63
1.34
0,88
0,48
8,7
7,0
6,3
4,0
в
с
Характер зависимости коэффициента теплопроводности от влажности
определяется механическим составом почвы. Для песков изменение этого
коэффициента происходит по закону насыщения и описывается уравнением
вида (Чудновский, 1976):
  а  е вW  с ,
(1)
где W – влажность почвы; e – основание натуральных логарифмов; a, b, c –
эмпирические параметры, разные для различных типов почв. На первых
стадиях увлажнения почвы теплопроводность возрастает более интенсивно.
Для почв глинисто-суглинистого механического состава зависимости
коэффициента теплопроводности от влажности также не линейны, но
описываются степенной функцией:
63
  а W в  c
(2)
При малых значениях влажности теплопроводность с увеличением
содержания влаги растет, но с меньшей интенсивностью. По мере дальнейшего
увлажнения наблюдается более интенсивный рост этого коэффициента. Для
супесчаных почв зависимость коэффициента теплопроводности от влажности
линейна. Столь существенные различия типов зависимостей исследователи
объясняют разной степенью дисперсности сравниваемых сред, различием
тепловых свойств отдельных составляющих глинистых, суглинистых,
супесчаных и песчанистых почв (Иванов,1969; Димо, 1981; Калюжный и др.,
1988). При условии равенства влажности, плотности и других характеристик
почв повышенное содержание
грубых частиц
(песчаных, щебнистых)
приводит к более высокой теплопроводности (до 50%), а повышенное
содержание тонкодисперсной фракции – к более низкой теплопроводности (в
тонкодисперсных почвах резко возрастает количество неплотных контактов
между частицами). Увеличение теплопроводности почвы в зависимости от
диаметра частиц может быть выражено уравнением (Чудновский, 1976 ):
   0,0187 lg
d
 0,022(d  0,06) ,
0,06
(3)
где d – диаметр частиц в мм. Формула применима для немерзлых сухих
почв при их плотности не менее 1,8 г/ см 3 и размере частиц до 5 – 6 мм.
Величина  прибавляется к теплопроводности мелкодисперсной почвы со
средним диаметром 0,03 мм.
Теплопроводность почвы существенно зависит от ее плотности, а
следовательно, и от пористости. Чем меньше плотность почвы, тем менее
плотно прилегают частицы друг к другу, тем меньше ее теплопроводность.
Экспериментально показано, что увеличение плотности почвы на 15 – 20%
обусловливает возрастание теплопроводности примерно в 2 раза. Такое
явление наблюдается в почвах в интервале их плотности от 0,6 до 2,0 г/ см 3 .
Зависимость теплопроводности 
от плотности  для наиболее
распространенных почв может быть представлена в виде (Сергеев и др.):
(4)
  0,007   3,1
Величина коэффициента теплопроводности в некоторой степени зависит
и от температуры почвы. В первом приближении эта зависимость может быть
выражена следующей формулой:
t   (1    t ) ,
(5)
где  – коэффициент теплопроводности при известной температуре почвы; t
– температура,  – температурный коэффициент, близкий к 310 3 . Особенно
сильно коэффициент теплопроводности зависит от температуры почв,
находящихся в мерзлом состоянии.
64
Обычно в природных водах растворены различные соли, однако влияние их
минерализации на величину теплопроводности мало и им можно пренебречь.
Таким образом, исходя из выше сказанного, можно заключить, что
основными факторами, определяющими способность почв проводить тепло,
являются их механический, минералогический состав, а также влажность и
плотность.
Определение коэффициента теплопроводности почв может выполняться
экспериментальными и расчетными методами. Для экспериментальной
оценки коэффициента теплопроводности используются методы: стационарного
теплового режима, нестационарного теплового режима, регулярного теплового
режима (Иванов Н.С.,1969). В лабораторных условиях наиболее широкое
применение получил метод регулярного режима Г.М. Кондратьева
(Руководство по определению…, 1973), основанный на физической
зависимости, существующей между температурой тела в отдельных его точках
при его нагревании или охлаждении в среде с постоянной температурой. Метод
прост в осуществлении и дает высокую точность. Этот метод и использован
нами при определении коэффициентов тепло- и температуропроводности почв.
В практике
теплофизических расчетов величину коэффициента
теплопроводности назначают по таблице расчетных значений теплофизических
характеристик талых и мерзлых грунтов, согласно «Справочному пособию по
теплофизическим расчетам объектов народного хозяйства, размещаемых в
горных выработках» к СНиП 2.01.55-85, а также «Руководству по определению
физических, теплофизических и механических характеристик мерзлых
грунтов» к СНиП 11-Б.-66 и СНиП 11-А.13-69. Однако справочные данные, а
также расчетные формулы, рекомендуемые для его определения, зачастую дают
большие погрешности, иногда достигающие 300 – 400%. Наиболее надежно
его значения могут быть получены экспериментально. Основной недостаток
экспериментального направления исследований состоит в том, что, найденные
опытным путем зависимости теплофизических характеристик от определяющих
факторов даже для данного конкретного типа почв,
могут значительно
отличаться по своему виду и эмпирическому выражению и тем более не всегда
могут применяться для других их разновидностей. Причиной этого является
неповторимость
исследуемых сред,
разнообразие их состава и физикохимических свойств.
Поэтому накопление экспериментальных данных и
разработка на этой
основе новых, более совершенных методов расчета
коэффициента теплопроводности почвы является важной научно-практической
задачей.
6.2. Региональные особенности теплопроводности почв Дальнего Востока
При экспериментальном изучении теплопроводности почв большое
внимание уделяется проведению региональных исследований. К настоящему
времени достаточно хорошо изучены тепловые свойства почв бассейна р. Дон
(Голицина и др.,1972), аллювиальных песков и суглинков районов Алдан и
Бодайбо, почв Западной Сибири (Минкин и др.,1973) и Эстонии (Адаменко,
Инт,1969), дерново-подзолистых почв Подмосковья (Димо,1972; Димо и др.,
65
1981), типичных почв Ленинградской области (Козловский и др., 1995), таежномерзлотных
подзолистых
почв
Якутии
(Онищенко
и
др.,1974).
Всесторонние исследования теплопроводности почв на Дальнем Востоке
проводятся с начала 70-х годов с созданием в
Дальневосточном
Государственном университете при кафедре гидрологии суши лаборатории
гидрофизических исследований. Экспериментально в полевых и лабораторных
условиях изучены теплопроводность,
температуропроводность
и
определяющие их общие физические
и водно-физические
свойства
(влажность, плотность, фазовый состав воды в мерзлой почве) наиболее
типичных почв Российского Дальнего Востока (Лобанов, Холоден, 1981; 1997;
Холоден, 1972,1978, 2003,2004; Холоден, Лобанов, 1986,2004;2007; Холоден и
др, 1979,1981,1997,1998,1981). Это районы Приамурья (бассейны р. Зея и р.
Катама) и Приморья (бассейны рек оз. Ханка и р.р. Уссури, Раздольная,
Партизанская, Зеркальная, Рудная),
р. Колыма (бассейн Колымского
водохранилища, низовье р. Колыма), Чукотки (бассейн р. Анадырь), Сахалина
(бассейн р. Сусуя) и Камчатки (бассейн р. Камчатка).
Заложено более 100
почвенных разрезов, проведено более 3500 экспериментов по определению
коэффициентов тепло- и температуропроводности почв в талом и мерзлом
состояниях.
При проведении полевых работ почвенные разрезы
закладывались на характерных участках с наиболее типичными почвами. Для
определения теплофизических характеристик образцы почвы ненарушенного
сложения отбирались по стенке разрезов в тонкостенные латунные бюксы
объемом 50 – 70 см 3 . Параллельно осуществлялся отбор образцов
для
определения плотности почвы методом режущих колец. В лабораторных
условиях плотность отобранных образцов определялась
в соответствии с
ГОСТ-5182-64 (Руководство по определению…., 1973) Определение
коэффициентов тепло- и температуропроводности почв осуществлялось по
методу регулярного режима Г.М. Кондратьева. Испытания проводились в
диапазоне влажности от аболютно сухого состояния до полной
водовместимости.
На основе систематизации и обобщения опытных данных установлено
следующее. Известно, что основными
факторами, определяющими
способность почв проводить и аккумулировать тепло, являются их влажность,
плотность, агрегатное состояние и механический состав
(Димо,1972;
Калюжный, Павлова 1981; Калюжный и др., 1988; Козловский и др.,1995;
Онищенко и др.,1974; Чудновский, 1976). При этом характер зависимостей
коэффициента
теплопроводности от влажности, их линейность или
нелинейность, определяются механическим составом почвы. Проведенные
нами исследования полностью подтверждают эти положения.
Из этого,
казалось бы, следует, что почвы одинакового типа и механического состава при
прочих равных условиях должны одинаково проводить тепло. Однако наши
эксперименты показали, что однотипные почвы глинистосуглинистого
механического состава (именно такого состава почвы преобладают на Дальнем
Востоке
(Пшеничников,1986)
могут
существенно
отличаться
по
теплопроводности. Так, например, данные табл. 9 показывают, что при
66
одинаковых значениях влажности и плотности коэффициент теплопроводности
горно-лесных почв Сахалина в 1,5 – 2,0, а в отдельных случаях в 4 раза
превышает значения этого коэффициента для однотипных почв Приморского
края. В то же время разные типы почв в пределах сравнительно однородных
физико-географических условий одинаково проводят тепло. Это почвы
Западно-Приморской
равнины, Сусунайской долины, южных отрогов
Сусунайского хребта. В среднем горные почвы более теплопроводны по
сравнению с равнинными.
По экспериментальным данным для различных типов почв строились
номограммы – графики зависимости коэффициента теплопроводности почвы
Их анализ позволил
 от их влажности WОБ и плотности  :  = f ( Wоб ,  ) .
выявить важнейшую особенность – для почв глинисто-суглинистого
состава - они подобны. Ниже рассматривается метод расчета коэффициента
теплопроводности почв, учитывающий этот феномен.
Таблица 9
Сравнительная оценка коэффициентов теплопроводности почв
Почва
Горно-лесная
Луговая
оподзоленноглеевая
Район
 1 ,Вт/
 2 ,Вт/
мК
мК
о.Сахалин, Сусунайский хр.,
бассейн
р. Сусуя, г. Южно-Сахалинск
Приморский кр., хр. СихотэАлинь, бассейн р. Комаровка, с.
Каменушка
Приморский кр., хр. СихотэАлинь, бассейн р. Бикин, с.
Пожарское
Приморский кр., хр. СихотэАлинь, бассейн р. Зеркальная, п.
Кавалерово
0,59
о. Сахалин, бассейн р. Сусуя, п.
Ключи
Приморский
кр.,
ЗападноПриморская равнина, бассейн р.
Сунгач, с. Павло-Федоровка
Приморский край, ЗападноПриморская равнина, бассейн р.
Сунгач, с. Сташевка
0,40
1,01
0,24
0,63
0,21
0,53
1,42
1,04
0,43
0,37
0,15
0,70
0,29
67
ЛуговоПриамурье, Зейско-Буреинская
черноземовидная равнина, бассейн р. Томь, с.
Некрасовка
ТорфянистоПриамурье, Зейско-Буреинская
глеевая
равнина, бассейн р. Томь, с. Гош
0,23
0,56
0,23
0,58
Примечание:  2 – коэффициент теплопроводности при влажности почвы
20% и плотности 1,2 г/cм 3 ;  2 – то же при влажности 40% и плотности 1,3
г/см 3 .
6.3. Палеогеологическая обусловленность теплопроводности почвы
Современные почвы возникли на рыхлых четвертичных отложениях и коре
выветривания четвертичного периода. Но основные физические свойства
горных пород сложились в те геологические периоды, когда почвообразующая
порода сформировалась как горная порода. Исходя из этой предпосылки,
теплопроводность современных почв рассматривается в зависимости от
палеогеологических характеристик горных пород, которые сегодня оказались
на поверхности и подверглись вторичному выветриванию в четвертичном
периоде.
Как было
отмечено выше, графические зависимости коэффициента
теплопроводности от влажности и плотности для почв глинисто-суглинистого
механического состава подобны.
Установленное подобие позволяет
использовать единую эталонную номограмму для определения значения
коэффициента теплопроводности  по объемной влажности Wоб и плотности
 с поправкой на величину коэффициента подобия К. В качестве эталонной
была принята наиболee часто повторяющаяся зависимость
 = f ( Wоб,ρ) для
различных типов почв (рис. 22). Особо следует заметить, что величины
коэффициента теплопроводности, снятые с этой номограммы, полностью
совпадают с расчетными его значениями, приведенными в «Руководстве …»,
(1973).
Коэффициент подобия К определяется как тангенс угла наклона на
графиках связи между фактическими (экспериментальными) значениями
коэффициента теплопроводности и рассчитанными по номограмме. Подобное
определение коэффициента К было выполнено по 22 пунктам Российского
Дальнего Востока (по авторским экспериментальным данным) и по 8 пунктам
на основе данных публикаций других авторов по территориям, находящимся
далеко за его пределами. Значения коэффициента К приведены в табл. 10.
Искомое значение коэффициента теплопроводности может быть рассчитано
как произведение коэффициента теплопроводности, снятого с эталонной
номограммы, на коэффициент подобия К для данного типа почвы.
68

Н
,
Вт
мК
1.4
 , г / см 3
1.6
1,6
1.8
1,8
1. 0
1.2
1,4
0.8
1,2
1
0,8
0,6
0,4
0,2
0
0
10
Рис.
20
30
40
50
Эталонная номограмма
60

Н
70
 f Wоб ,  
80
Wоб ,%
Рис. 22. Эталонная номограмма
Можно предположить, что значение
коэффициента К зависит, прежде
всего, от минералогического состава почв. Известно, что коэффициент
теплопроводности минеральных частиц горных пород изменяется в широком
диапазоне значений от 0,85 до 3,35 Вт/м К. Относительная вариация размаха
его колебаний Аλ = (λmах - λ min)/λ min составляет величину 2,54. Относительная
вариация значений переходного коэффициента Ak =(Kmах -Kmin)/K min равна
2,85. Близость значений этих величин является косвенным подтверждением
пропорциональности
коэффициента
подобия
К
и
коэффициента
теплопроводности минеральных частиц, слагающих почвообразующую породу,
а значит и почву.
Таблица 10
Значения переходного коэффициента К
Почва
1
Бурая горно-лесная
Район
2
о. Сахалин, Сусунайский хр., г.
Южно-Сахалинск
Приморский кр., хр. Сихотэ-Алинь,
п. Кавалерово
Приморский кр., хр. Сихотэ-Алинь,
п. Пожарское
К
3
2,47
1,2
0,64
69
Бурая горно-лесная
Приморский кр., хр. Сихотэ-Алинь,
п. Дальнегорск
Приморский кр., хр. Сихотэ-Алинь,
г. Партизанск, с. Чугуевка
Приморский кр., хр. Сихотэ-Алинь,
с. Каменушка ( ПВБС)
Торфянистая маломощная иллювиальноМагаданская обл., п. Синегорье
гумусовая
ТорфянистперегПриморский
кр.,
Западнонойно-глеевая
Приморская равнина, бассейн р.
Кабарга
Амурская обл., Зейско-Буреинская
Торфянисто- глеевая равнина, с. Гош, с. Малая Сазанка, с.
Некрасовка,
с. Новолиствянка
Луговая
Приморский
кр.,
Западнооподзоленно-глеевая
Приморская равнина, с. Павломаломощная
Федоровка
Лугово-бурая
Приморский
кр.,
Западнооподзоленная
Приморская равнина, с. Галенки
Луговая
глеевоПриморский край, с. Кневичи
оподзоленная
Луговая
глеевоПриморский
кр.,
Западнооподзоленная
Приморская равнина, с. Сташевка, с.
Чкаловка
Лугово - черноземоАмурская обл., Зейско-Буреинская
видная
равнина, с. Некрасовка
Лугово-дерновая
о.
Сахалин,
Сусунайская
низменность,
п. Ново-Александровск
Лесная дерновая
о.
Сахалин,
Сусунайская
низмененость,
г. Южно-Сахалинск
Подзолистая
о.
Сахалин,
Сусунайская
низменность,
г. Южно-Сахалинск
Бурая лесная
о.
Сахалин,
Сусунайская
низменность,
п. Ключи
Бурая лесная
Приморский кр., бассейн р.
Кневичанка,
с. Соловей ключ
Лугово-бурая
Приморский кр., бассейн р.
1,8
1,85
1,75
1,72
1,1
1,0
1,0
1,0
1,0
0,86
1,0
1,75
1,68
1,69
1,71
0,98
70
Чернозем
оподзоленный
Серая
оподзоленная
средне-
Дерново-подзолистая
Дерново-подзолистая
Горно-каштановая
Темно-серая и серая
лесная
Черноземная
Абрамовка,
с. Ново-Михайловка
Московская
обл.,
Серебрянопрудский район
(по данным В. Н. Димо, 1972 )
Московская
обл.,
Серебрянопрудский
район
(по
данным В. Н. Димо, 1972)
Московская обл., Калининский
район, совхоз « Воскресенский»
(по данным В. Н. Димо,1972)
Московская обл., Зеленоградский
опорный пункт им. Докучаева
(по данным В. Н. Димо, 1981)
Большой Кавказ, юго-восточная
часть
(по данным А.А. Исмайлова,
Г.М. Мамедова, 1974)
Томское Приобье (по данным В.Г.
Панфилова, И.С. Харламова, 1984)
Бассейн р. Дон, д. Бутурлиновка
(по данным Е.Ф. Голициной и
др., 1972)
1,2
1,13
1,11
1,52
0,67
1,2
2,8
1,58
Но прямое эмпирическое подтверждение существования такой
зависимости невозможно по
следующим причинам: во-первых,
минералогический состав многих почв недостаточно изучен; во-вторых, один и
тот же тип почв различных районов часто имеет разный минералогический
состав; в-третьих, нет параллельных исследований по определению
коэффициента К различных почв и детальных исследований теплопроводности
их минеральной части.
Возможен и другой путь доказательства
существования
такой
обусловленности.
Вместо
коэффициента
теплопроводности минералов можно
подобрать какую-нибудь физикогеографическую характеристику почвообразующей породы, которая ему
пропорциональна. Для этого рассмотрим особенности химического
выветривания горных пород. Известно, что при выветривании основные
минералы горных пород группы полевых шпатов превращаются в каолиниты. А
рудные минералы, в особенности сульфиды, окисляются в легко растворимые
соединения – сульфиты, окислы и карбонаты, которые, в свою очередь,
переходят в новые минералы: лимонит, гипс, малахит и другие. Ряд солей –
галит, карналит и гипс – появляются как химические осадки. При этом скорость
протекания химических реакций увеличивалась на порядок, когда горные
породы выходили на поверхность, взаимодействуя непосредственно с
атмосферным воздухом и осадками, формируя древние коры выветривания
71
этого периода (палеогеновые, мезозойские и другие)
(Кузнецов, 1979).
Главной особенностью новых минералов является более сложная структура их
формул по сравнению с исходными минералами. А это значит, что в них
ослаблены металлические связи и, как следствие, они должны иметь
пониженную теплопроводность. Действительно, группа полевых шпатов,
сульфиты и сульфаты имеют коэффициент теплопроводности 20 – 40 Вт/мК, а
вновь образующие минералы – каолин, гипс и другие – 0,80-1,20 Вт/ м К. То
есть коэффициент теплопроводности минералов, образующихся в результате
химического выветривания, в несколько десятков раз меньше, чем у исходных
минералов
(Минералогическая энциклопедия, 1985). Степень уменьшения
теплопроводности минералов будет определяться длительностью процесса
выветривания горных пород. Даже самые незначительные изменения,
происходящие в породе с очень малой скоростью за геологические длительные
отрезки времени существенно изменяют первоначальный облик породы, ее
свойства. А длительность выветривания пропорциональна продолжительности
Т геологического периода, в котором возникла почвообразующая порода.
Следовательно, величина Т (фактор времени) будет той физико-географической
характеристикой, которая должна быть обратно пропорциональна
коэффициенту подобия К. Это подтверждается графиком зависимости
коэффициента К от продолжительности Т геологического периода в миллионах
лет (рис. 23). Геологический период, которым идентифицируется горная
порода, определен по тектонической карте масштаба 1:2500000, а его
продолжительность Т – по геохронологической шкале (использовалась шкала
1985 года). На графике зависимости K= f(T) прослеживаются две кривые.
Верхняя – для горных почв, а нижняя – для равнинных. Из 30 точек на графике
8 получены на основе данных публикаций других авторов по территориям,
находящимся за пределами Дальнего Востока. Среднеквадратическая ошибка
расчета значений К по зависимости K= f(T) составляет величину 0,18.
Установленная зависимость K= f(T) дает основание рассчитывать коэффициент
теплопроводности почв глинисто-суглинистого состава по следующей схеме.
- по почвенной карте определяется механический состав почвы и ее тип;
- по тектонической карте определяется геологический период, к которому
относится почвообразующая порода;
- по геохронологической шкале находится продолжительность Т
геологического периода;
- по графику зависимости K= f(T) определяется коэффициент подобия К,
соответствующий периоду Т;
- по влажности и плотности почвы определяется коэффициент
теплопроводности  Н с помощью эталонной номограммы;
- коэффициент теплопроводности исследуемой почвы вычисляется по
формуле:    H   .
72
K
3,0
2,5
-3
2,0
1,5
1,0
2
0,5
1
0,0
0
20
40
60
80 Т, млн.лет
Рис.
23.
График зависимости коэффициента подобия
К от
продолжительности геологического периода Т, в котором сформировалась
горная порода.
1– равнинные почвы, 2 – горные почвы, 3 – по данным других авторов
(Холоден, Лобанов, 2007 ).
Данный метод может быть использован для расчета коэффициента
теплопроводности почв глинисто-суглинистого механического состава для
любого момента времени и любой точки земной поверхности (Лобанов,
Холоден, 1997).
Палеогеологическая интерпретация коэффициента
подобия позволила
выполнить
его
картирование.
Проблема
картирования
основных
теплофизических характеристик почв имеет большую актуальность. Сложность
ее решения обусловлена тем, что каждая из них зависит от плотности и
влажности, которые существенно изменяются во времени. Коэффициент же
подобия К во времени не меняется и его можно картировать. Были построены
карты значений коэффициента подобия К для территории Приморского края,
Амурской и Сахалинской областей (Холоден и др., 1997,1998), Хабаровского
края (рис. 24). Основой для картирования послужили тектоническая и
почвенная карты масштаба 1: 2500000. По тектонической карте определялись
границы геологических структурных областей и время их образования, а по
геохронологической шкале – продолжительность геологического периода Т. В
пределах каждой структурной единицы по почвенной карте выделялись горные
и равнинные почвы.
Соответствующие выделенным районам значения коэффициента К
устанавливались по графику зависимости K= f(T). Районы с одинаковыми
и
близкими значениями K в пределах среднеквадратической ошибки
его
определения
объединялись. При этом коэффициент К рассчитывался как
средневзвешенный по площади объединяемых районов.
73
Рис. 24. Карта – схема значений коэффициента подобия К ( Хабаровский край)
74
На территории
Приморского края и Амурской области выделено 7
районов, Хабаровского края и Сахалинской области – 8 районов. Значения
коэффициента К варьируют от 0,10 до 3,0.
Следует заметить, что
экстремальные значения коэффициента К определены по экстраполяции его
кривой зависимости от продолжительности геологического периода, в
котором сформировалась горная порода,
и требуют экспериментального
подтверждения. Однако районы с такими значениями коэффициентов занимают
незначительную часть рассматриваемых территорий.
Построенные карты позволяют легко установить значение коэффициента
подобия К для любого пункта юга Российского Дальнего Востока. Это
существенно облегчает выполнение расчета коэффициента теплопроводности.
Процедура определения коэффициента теплопроводности почвы
сводится теперь только к 3 действиям.
1. Определяется
коэффициент теплопроводности  Н почвы по
влажности и плотности с помощью эталонной номограммы.
2. Устанавливается значение коэффициента подобия по карте.
3. Вычисляется коэффициент теплопроводности
почвы
по
формуле:    H   .
Предлагаемый метод определения коэффициента теплопроводности был
использован при расчете глубины промерзания почв – одного из важнейших
факторов формирования талого стока. Точность расчета глубины промерзания
во многом зависит от точности назначения коэффициента теплопроводности
почвы. Напомним, что при использовании справочных данных погрешность
определения коэффициента теплопроводности достигает иногда 300 – 400%.
При такой погрешности увеличивается и ошибка
расчета глубины
промерзания (до 30 – 40%). Применение палеогеологического метода для
определения коэффициента теплопроводности уменьшает эти ошибки.
Расчет глубины промерзания был выполнен
по методике В.С. Лукьянова
(Лукьянов, Головко,1957). Известно, что при точном назначении параметров
формула В.С. Лукьянова дает вполне удовлетворительный результат. Глубина
промерзания рассчитывалась для сел Гош, Малая Сазанка Амурской области,
сел Кневичи, Каменушка (ПВБС) и агрометстанции Тимирязевская
Приморского края. Абсолютная ошибка расчета составила
3 – 16 см.
Коэффициент корреляции между фактическими и рассчитанными величинами
равен 0,9.
6.4. Картирование коэффициента теплопроводности почв
Палеогеологический метод расчета
использован для картирования
среднего значения коэффициента теплопроводности почв территории южной
части Российского Дальнего Востока в талом состоянии. (для теплого периода
года)
Карты подобного типа чрезвычайно полезны при решении многих
задач в области агрометеорологи, климатологии и гидрологии. Ранее (1969 г.)
Н.В. Серовой (1970) была построена карта коэффициента теплопроводности
почв в изолиниях для равнинной территории бывшего СССР. Автором
75
использовались как экспериментальные, так и расчетные значения
теплофизических параметров почвы. Расчет коэффициента теплопроводности
был выполнен для 549 пунктов территории бывшего СССР. Для нахождения
численных значений теплофизических характеристик Н.В. Серовой
принимались следующие условия осреднения: для минеральных почв – до
глубины 50 см, для болотных почв – 30 см, то есть слоев, примерно
отвечающих понятию деятельного слоя в летнее время. Построенные карты
нуждались в дальнейшем уточнении, так как они недостаточно обосновывались
экспериментальными и расчетными данными. При расчете коэффициента
теплопроводности к тому же не учитывалось влияние минералогического
состава почв. К настоящему времени
накоплен значительный объем
экспериментальных данных, в том числе и для юга Дальнего Востока,
разработаны методы расчета влажности почв и коэффициента их
теплопроводности (Лобанов, Холоден,1997; Холоден, Лобанов, 2002).
Последнее и позволило выполнить картирование территории Приморского
и Хабаровского
(южной части) краев, Амурской области
по значению
коэффициента
теплопроводности
почв.
При
построении
карты
теплопроводности в качестве исходных данных использовались:
– Карта плотности почв и грунтов юга Российского Дальнего Востока,
М 1: 2500000 (составители Голодная О.М., Ознобихин В. И., 1999);
–
эталонная
номограмма
для
определения
коэффициента
теплопроводности почвы по значению влажности и плотности;
– карты значений переходного коэффициента К.
Построение карты плотности почв и грунтов юга Российского Дальнего
Востока основано на обобщении материалов лаборатории почвенных ресурсов,
почвоведения и экологии почв БПИ ДВО РАН. К карте прилагается легенда,
а также сведения по плотности, гранулометрическому составу и каменистости
почв по их типам. Все характеристики даны на глубину до 1 метра (слои, на
которых фиксируется плотность, расположены через 0,2 м). Данная карта была
использована
при картировании коэффициента теплопроводности почв.
Границы районов определялись по типам почв. Плотность почвы для каждого
района (типа почвы) рассчитывалась как среднеарифметическая величина из
послойных ее значений до глубины 1 м.
Необходимая для расчета коэффициента теплопроводности
влажность
почвы
определялась по ее плотности. Как показывают
исследования
(Гарцман, Москаев, 1971; Подойницина, 1974; Холоден,1978;), между этими
физическими характеристиками почвы в природе существует обратная
корреляционная связь. Она является универсальной для почв разного
механического состава. Для минеральных почв получено ее аналитическое
выражение в виде (Холоден, Лобанов, 2002):
(6)
W  43109.1lg(  ) ,
где W – весовая влажность почвы; p – плотность почвы.
Каждому району (типу почвы)
ставилось в соответствие значение
коэффициента теплопроводности, определяемое по плотности почвы и ее
76
влажности на основе использования эталонной номограммы (рис. 22). Районы с
одинаковыми и близкими значениями коэффициента теплопроводности
объединялись в пределах ошибки экспериментального определения его
величины, которая принята равной 0,06 Вт/мК.
Построенные таким образом карты корректировались на величину
поправочного коэффициента К.
Напомним, что
в соответствии с
разработанным
нами
методом
истинное
значение
коэффициента
теплопроводности устанавливается как произведение   H   .
На рис.25
такая карта представлена для Хабаровского края (южной части). Следует
отметить, что в пределах юга Российского Дальнего Востока коэффициент
теплопроводности почв изменяется в широком диапазоне значений: от 0,06 до
3, 26 Вт/мК. Его столь широкая пространственная изменчивость формирует
неоднородность температурных полей на подстилающей поверхности суши.
6.5. Влияние теплопроводности почв на динамику температуры воздуха
Почвы как элемент географического ландшафта существенно различаются по
своим водно-физическим, тепловым свойствам, что в значительной степени
может определить их температурный режим.
Чем меньше теплопроводность
почвы,
тем больше величина
температурного градиента в ней (при прочих равных условиях), тем
интенсивнее она прогревается или выхолаживается в верхних ее горизонтах
(в зависимости о направления теплопотока), тем выше или ниже температура
поверхности почвы. Это следует, например, из уравнения теплопроводности
Фурье :
B  
где: В – теплопоток в почву;

–
dt
,
dz
(7)
коэффициент теплопроводности;
dt
–
dz
градиент температуры в почве.
Следовательно, в районах с пониженной
теплопроводностью
может
возникнуть в зависимости от времени года, соответствующий температурный
фон - пониженный в зимние и повышенный в летние месяцы.
Действительно, почвы с низкой
теплопроводностью, например
торфянистые, практически при любых встречающихся в натурных условиях
влажностях, медленно нагреваются. Суточная температурная волна в них
распространяется на незначительную глубину до 20 – 30 см. В результате в
верхних слоя таких «холодных» почв наблюдаются большие температурные
градиенты (до 3 –5 градусов на 1 см и больше) и перегрев верхних слоев почвы
в дневные часы в теплое время года (Романов,1961). К таким плохо
прогревающимся «холодным» почвам следует отнести также тяжелые
глинистые и суглинистые почвы, наиболее распространенные на юге Дальнего
Востока. В слое 0 – 5см в них летом в среднем отмечается наибольший
температурный градиент 1.9 – 4,9 ΟС, в переходные сезоны он меньше – 0,2 –
77
Рис. 25. Карта-схема значений коэффициентов теплопроводности почв Хабаровского края
0,4 ΟС . Отметим , что в плохо проводящих тепло почвах градиент температуры
будет всегда оставаться больше по абсолютной величине.
Температура
воздуха в приземном слое как по абсолютной величине, так и по знаку тесно
коррелирует с температурой поверхности почвы, в среднем за год оставаясь
ниже, хотя естественно, адвекция тепла и холода в рамках внутриматерикового
влагооборота, наличие снега на поверхности почвы, многолетней мерзлоты
вносят свои существенные коррективы. Для примера на рис. 26 и 27 показано,
78
Температура воздуха,гр.С
что между коэффициентом теплопроводности почв и температурой воздуха
существует обратная,
относительно тесная корреляционная связь.
Коэффициент корреляции этой связи равен –0,7
для Амурской области и 0,82 для Приморского края.
20
18
16
14
12
10
0,5
0,7
0,9
1,1
Коэффициент теплопроводности,Вт/мК
Рис.26. Зависимость абсолютных значений среднезимней температуры
воздуха от коэффициента теплопроводности почвы. (Амурская область)
Температура июля, гр.С
28,5
28
27,5
27
26,5
26
25,5
25
0
0,2
0,4
0,6
0,8
Коэффициент теплопроводности, Вт/мК
Рис. 27. Зависимость температуры воздуха (среднее многолетнее
значение температуры июля) от коэффициента теплопроводности почвы
(Приморский край )
79
Исходя из приведенных результатов, следует: на фоне общего потепления
климата ареалы распространения почв с пониженной теплопроводностью
будут способствовать потеплению в теплое время года и похолоданию в
зимний период. В среднем за год их будет отличать также пониженный
температурный фон.
Покажем это на конкретном эмпирическом материале. Как отмечалось
выше, региональной особенностью территории Хабаровского края и Еврейской
автономной области является разнонаправленное изменение среднегодовых,
температур воздуха.67% территории испытывают потепление, 22 %
похолодание,
в 11% случаев температуры стабильны. Подобная
разнонаправленность характерна для каждого отдельного месяца, а также для
средне летних и средне зимних температур, с некоторым изменением
соотношений в тенденциях изменения температур. Для анализа существующих
тенденций изменения температуры воздуха с точки зрения влияния на этот
процесс
пространственной
неоднородности
теплопроводности
почв,
используем
карту теплопроводности почв Хабаровского края (рис.25) и
представленную на рис.18, дифференциацию этой территории по динамике
температуры воздуха. При этом ранжируем существующие тенденции
изменения температуры следующим образом: ранг 1 – похолодание, ранг 2 слабое похолодание, ранг 3 – слабое потепление; ранг 4 – потепление. Для
каждого из рангов определим по карте (рис.26) средне взвешенную величину
коэффициента теплопроводности. Полученные таким образом данные
представим в виде зависимостей рангов от коэффициента теплопроводности
почв. Данная методика использовалась нами для объяснения динамики средне
зимних, средне летних и средне годовых температур воздуха.
Рассмотрим холодный период года.
Для исследуемой территории
динамика средне зимних температур воздуха наглядно отражена на рис.18. Из
анализированных 4 рангов в тенденции изменения температур воздуха их
соответствие
величине теплопроводности почв выглядело следующим
образом. Ареалы похолодания (ранг 1) приурочены в основном к районам со
значениями коэффициента теплопроводности 0,06 – 0,53 Вт/мК. В пределах
этого диапазона
около 70% территории отличается наименьшей величиной
этого коэффициента
(0,06 – 0,15 Вт/мК). Остальная часть территории,
испытывающая похолодание, характеризуется несколько более высокими
значениями коэффициента теплопроводности – от 0,62 до 0,94 Вт/мК. Таким
образом, средневзвешенное значение коэффициента теплопроводности ареалов
с похолоданием (ранг 1) составило 0,45 Вт/мК.
80
Для районов со слабым похолоданием (ранг 2) рассчитанное подобным
образом значение коэффициента теплопроводности почв составило1,0 Вт/мК,
со слабым потеплением (ранг 3) – 1,42 Вт/мК , с потеплением (ранг 4) – 1,8
Вт/мК. На рис. 28 представлена графическая зависимость выделенных рангов,
характеризующих тенденцию изменения температуры, от коэффициента
теплопроводности почв. Ее характер находится в полном соответствии с
нашими теоретическими представлениями.
5
№ ранга
4
3
2
1
0
0
0,5
1
1,5
2
Коэффициент теплопроводности, Вт/мК
Рис.28. Зависимость ранга, характеризующего тенденцию изменения
климата, от коэффициента теплопроводности почвы (для абсолютных значений
средне зимних температур воздуха)
Наибольшее потепление в холодный период года испытывают территории,
почвенный покров которых отличается высокой теплопроводностью. Для
теплого периода года зависимость между рангами, определяющими тенденции
в изменении температуры и теплопроводностью почвы обратна (рис.29).
Ареалы наибольшего потепления, приурочены к территориям, почвенный
покров которых характеризуется малой теплопроводностью от 0,06 до 0,94
Вт/мК, а похолодания - с высокой теплопроводностью - от 1,17 до 2,31 Вт/ мК,
в среднем составляя 1,8 Вт/мК.
Негативное отображение выделенных зон
потепления и похолодания средне летних температур воздуха) по сравнению со
среднезимними (рис.18) наглядно прослеживается.
Таким образом, интранзитивность территориального распределения
тенденций изменения температуры воздуха во многом предопределяется
единым механизмом формирования
температурных полей в почве,
существенно различающимся по теплопроводности. В холодный период и в
среднем за год наибольшее локальное похолодание климата характерно для
территорий с малой теплопроводностью почв. Для теплого периода года ареалы
с малой теплопроводностью почв испытывают наибольшее потепление. Для
81
территорий с высокой теплопроводностью почв для выделенных периодов года
наблюдается обратная картина пространственного распределения тенденций
температурных изменений.
5
№ ранга
4
3
2
1
0
0
0,5
1
1,5
2
Коэффициент теплопроводности,Вт/мК
Рис.29. Зависимость ранга, характеризующего тенденцию изменения
климата от коэффициента теплопроводности почвы (для среднелетних
температур воздуха)
Совершенно очевидно, наблюдаемый эффект интранзитивности
обусловлен прежде всего значительной пространственной неоднородностью
коэффициента теплопроводности почв, изменяющегося по территории в
несколько раз. Антропогенные нагрузки на почвенно-растительный покров –
лесовырубки,
мелиоративные мероприятия, несомненно не могут не
повлиять на способность почв проводить тепло. По результатам наших
экспериментальных исследований (Верхнеуссурийский стационар ДВО РАН,
верховье р.Уссури, Приморский край) теплопроводность
почв
на
лесовырубках уменьшалась до 30% (Холоден, 2003). Под влиянием комплекса
агромелиоративных мероприятий на характерных лугово-бурых оподзоленных
почвах Приморского края
(опытная специализированная мелиоративная
система земледельческих полей орошения утилизированными сточными
водами свиноводческого комплекса совхоза Абрамовский, ООС Дубковская)
теплопроводность почв в пахотном слое возросла до 27% (Холоден, Лобанов,
2000). В результате осушения теплопроводность торфянистых почв Сахалина
(бассейн р. Сусуя) уменьшалась до 50% (Холоден, 2003). Такие изменения
по сравнению с пространственной вариацией коэффициента теплопроводности
почв в естественном состоянии не столь значительны и охватывают довольно
ограниченные территории. Однако и они могут сыграть определенную роль,
усиливая
или
ослабляя
эффект
формирования
интранзитивности
82
температурных полей. и тенденций их изменения, обусловленный природной
пространственной неоднородностью распределения теплопроводности почв.
Следовательно, интранзитивность территориального распределения
тенденций изменения температуры воздуха во многом предопределяется
единым механизмом формирования
температурных полей в почве,
существенно различающимся по теплопроводности. В холодный период и в
среднем за год наибольшее локальное похолодание климата характерно для
территорий с малой теплопроводностью почв. Для теплого периода года ареалы
с малой теплопроводностью почв испытывают наибольшее потепление. Для
территорий с высокой теплопроводностью почв для выделенных периодов года
наблюдается обратная картина пространственного распределения тенденций
температурных изменений. Антропогенные изменения в почвенном покрове
могут сыграть определенную роль, усиливая или ослабляя эффект
формирования интранзитивности температурных полей и тенденций их
изменения, обусловленный природной пространственной неоднородностью
распределения теплопроводности почв.
83
ГЛОССАРИЙ
Влажность почвы – безразмерная величина, характеризующая содержание
в почве влаги. Выражается: а) в % от массы сухой почвы (массовая В., или
просто В. почвы); б) в % от объема почвы (объемная В.); в) в % от содержания
влаги, соответствующего тому или иному виду влагоемкости, чаще всего при
полной или наименьшей (относительная В).
Геологический период (четвертичный, неогеновый, палеогеновый, юрской,
триасовый,
пермский,
каменноугольный,
девонский,
силурийский,
ордовикский, кембрийский и т.д.) – отрезок геологического времени (им
соответствуют системы),
характеризующийся появлением новых типов
органического мира или развитием и преобладанием возникшего ранее типа,
или вымиранием преобладающих ранее животных и растений
Градиент температуры – отношение приращения температуры Δt к
расстоянию между изотермами Δn по нормали n при стремлении Δn к нулю.
grad t = lim Δt/ Δn = ∂t/∂n
Это вектор, направленный по нормали к изотерме в сторону возрастания
температуры. В направлении убывания температуры он отрицателен.
Геохронологическая шкала – шкала, показывающая расположение в
определенной последовательности и соподчиненности условных отрезков
времени (эр, периодов, эпох и веков), на которые делится история Земли.
Геохронологическая и геостратиграфическая шкалы обычно наносятся
совместно на одной геохронологической таблице
Геостратиграфическая шкала – шкала, показывающая расположение в
определенной последовательности и соподчиненности основных единиц
стратиграфического подразделения земной коры (групп, систем, отделов и
ярусов). Обычно Г.ш. и геохронологическую шкалу объединяют в одну систему
Деятельный слой – слой сезонного ежегодного промерзания и оттаивания
почв и горных пород с поверхности
Деятельная поверхность – это поверхность (почвы, растительного
покрова), на которой происходит превращение солнечной радиации в другие
виды энергии
Кондукция – перенос тепла при непосредственном контакте частиц друг с
другом
Температурный режим почв – распределение температуры в почвенном
профиле и непрерывные изменения этого распределения во времени
Тепловой режим почв – процесс поступления, перераспределения и
расхода тепла в почве и на её границах
Теплоёмкость – количество тепла, которое необходимо затратить, чтобы
увеличить температуру почвы на 10С
Теплообмен в почве – процесс обмена тепла между поверхностью почвы и
нижележащими слоями
Теплопароперенос – перенос тепла совместно с парами воды,
образующимися (с потерей тепла) в одной точке почвы и конденсирующимися
(с выделением тепла) в другой
84
Закон Фурье – количество тепла, переносимого через единицу площади в
единицу времени, прямо пропорционально теплопроводности почвы и
градиенту температуры
Конвекция – процесс переноса тепла вместе с движущимися частичками
среды (воды или воздуха). Основной силой, вызывающей движение воды
(воздуха) является подъемная архимедова сила
Корреляционная связь – это неоднозначная связь между переменными
величинами, в которой каждому значению одной величины соответствует
диапазон значений другой величины. Мерой тесноты корреляционной связи
служит коэффициент парной корреляции (для линейных связей) и
корреляционное отношение
(для нелинейных связей). Чем ближе этот
коэффициент к 1, тем связь теснее
Плотность почвы – масса абсолютно сухой почвы в единице объема
почвы со всеми свойственными естественной почве пустотами. Обычно
плотность почвы в почвенном профиле увеличивается вниз по профилю.
Плотность верхнего горизонта почв под травяными ценозами в одних и тех же
условиях выше плотности пахотных угодий. Наименее плотная почва в
горизонте А1 под лесом. Плотность у суглинистых почв заметно растет с
уменьшением
влажности
почв.
Разрушение
почвенных
агрегатов
сопровождается увеличением плотности почв. Наибольшая плотность у
песчаных почв (1,7 г/см3) и неагрегированной глины (слитной почвы) 2,0 г/см3.
Тепловой поток – это количество теплоты, проходящее в единицу времени
через изотермическую поверхность. Удельный тепловой поток (плотность
теплового потока) – это количество теплоты, проходящее в единицу времени
через единицу площади изотермической поверхности
Температуропроводность
– способность среды выравнивать свою
температуру, которая определяется не только теплопроводностью среды, но и
ее
объемной
теплоемкостью.
Характеризуется
коэффициентом
2
2
температуропроводности [см /с, м /с]. Т. почвы определяется ее вещественным
составом и содержанием влаги.
Теплоемкость – это тепло, которое необходимо затратить, чтобы
увеличить температуру тела на 1°. Т. единицы массы тела называют удельной
Т. и обозначают cm, [ Дж/кгК]; Т. единицы объема называют объемной Т. и
обозначают cv, [ Дж/м3К]. Т. тела массой m и объемом V можно рассчитать,
зная его удельную или объемную Т.:
C=Cm∙m=Cv∙V
Объемная и удельная теплоемкость связаны соотношением:
Cv= Cm∙ρb
где ρb – плотность почвы. Объемная Т. численно равна количеству тепла,
необходимому для нагревания единицы объема почвы на 1° ; удельная –
количеству тепла, необходимому для нагревания одного г почвы на1°.
Т. -
85
величина аддитивная, т.е. Т. почвы складывается из Т. составляющих ее
почвенных фаз.
Теплопроводность – способность почв проводить тепло от слоя к слою при
наличии разности нагрева в двух соседних точках. Коэффициент Т. равен
количеству тепла (в Дж), прошедшего в 1 секунду через почву сечением 1 м2
при толщине 1 м и температурном градиенте 1°К [ Вт/м∙ К]. Коэффициент
теплопроводности твердой фазы почвы колеблется в пределах 2,43-0,38
Вт/м∙К, для воды – 0,52, воздуха – 0,15 Вт/м∙К.
86
ЛИТЕРАТУРА
Адаменко В.Н., Инт. Л. Е. Теплопроводность почв разного механического
состава по данным экспериментальных определений в Эстонской области//
Труды ГГО. 1969. Вып. 28. С. 28 – 35.
Андреева М. А., Коротина Е. Ф. Многолетние колебания температурного
режима Южного Урала // Всемирная конференция по изменению климата.
Тезисы докладов. М., 2003. С. 371.
Ананаян А. А., Полтев Н. Ф. Результаты лабораторных исследований
некоторых теплофизических свойств рыхлых горных пород по районам
Бодайбо и Алдана//Борьба с пучинами на железных и автомобильных дорогах.
– М., Транспорт, 1965. С.131 – 138.
Афанасьев А. Н. Колебания гидрологического режима на территории
СССР. М. :Наука. 1967. 231 с.
Бабурин А. А., Бояршинов Е.С., Петров Е.С. Биоклиматический очерк
весны на Хехцире // Геоморфологический очерк, ландшафтные и
биоклиматические исследования в Приамурье. М. 1968. С. 24-30.
Балобаев В. Т., Заболотн6ик С. И., Некрасов И. А. и др. Динамика
температуры грунтов Северного Приамурья при освоении его территории //
Техногенные ландшафты Севера и их рекультивация. Новосибирск: Наука.
1979. С. 74-88.
Бауло В. Д., Втюрина Е. А. Сезонное промерзание почвогрунтов юговосточной части Амурской области / Актуальные вопросы охраны природы на
Дальнем Востоке. Владивосток: ДВНЦ АН СССР. 1978. С. 100-107.
Белолуцкая М. А. Влияние изменения климата на вечную мерзлоту и
инженерную инфраструктуру Крайнего Севера. Автореф. дис. … канд. физ.мат. наук. СП., 2004. 112 с.
Буфал В. В., Трофимова Е. И., Густокашина Н. Н. Методика оценки
многолетних изменений термического режима почв // Регионы нового
освоения: состояние, потенциал, перспективы в начале третьего тысячелетия.
Владивосток: ДВО РАН. 2002. Т. 1. С. 42-44
Васильев И. С. Реакция термического режима почвогрунтов Якутии на
современные изменения климата // Метеорология и гидрология. 1999. № 2. С.
98-104
Вершинин П.В., Мельникова М.К., Мичурин Б.Н., Мошков Б.С., Поясов
Н.П., Чудновский А.Ф. Основы агрофизики. Под ред. Акад. А.Ф. Иоффе и к. с.х. н. И.Б. Ревута. М.: Гос. Изд-во физико-математической литературы. 1959. 904
с.
Вильямс В.Р. Почвоведение. 1950.
Витвицкий Г. Н. Устойчивость и изменчивость климата по данным его
характеристик на территории СССР за вегетационный период // Изв. АН СССР.
Сер. географ. 1986. № 5. С. 5-20.
87
Голицина Е.Ф. и др. Исследование тепловых свойств почв бассейна р.
Дона для оценки потерь талых вод на инфильтрацию в мерзлую почву//Труды
ГГИ. 1972. Вып.194.С.3 –21.
Голубчиков Ю. Н., Соломатин В. И. Методологические аспекты
устойчивости северных геосистем //Исследования устойчивости геосистем
Севера. М.:МГУ. 1988. С. 6-22
Green F. H. W. Soil temperature and the tree line: a note // The Scottish
Geographical Magazine 1983 v. 99. № 1. pp. 44-47
Гуль Л. П. Искусственное восстановление леса на вырубках и в ельниках
южно-таежной подзоны хвойных лесов Хабаровского края // Автореф. дис. на
соиск. учен. степени канд. с. /х. наук. Л.,1972. 20 с.
Деев А. Я. Теплообеспеченность почв склонов в южной части Приамурья
//Вопросы географии Дальнего Востока. 1967. Сб. 9. С. 159-177
Денисенко О. В., Лукьянова Т. С., Муратова М. В., Муратов А. А.
Применение нелинейной интерполяции для построения палеоклиматических
моделей (на примере похолодания СССР, Западной Европы и Северной
Америки 10, 5 т. л. н.) // Вестн. Моск. ун-та. Сер. географ. 1988. № 5. С. 63-68.
Димо В. Н. Температура почвы и воздуха почвенно-климатических
областей СССР // Почвоведение. 1967. №12. С. 75-91
Димо В.Н. Тепловой режим почв СССР. – М.: Колос, 1972. – 359 с.
Димо В.Н, Тихонравова П.И., Тищук А.А. Теплофизические свойства
дерново-подзолистых и дерново-палево-подзолистых почв//Почвоведение.
1981. №2. С. 59 – 68.
Докучаев В. В. Расчет глубины сезонного протаивания //Планировка и
застройка населенных мест Крайнего Севера. Л-М.: Гос. изд-во лит. по стр-ву,
архитектуре. 1959. С. 69-79.
Дорошенко А.В. О влиянии рельефа на температуру воздуха под пологом
леса // Экология и продуктивность лесных биогеоценозов. Владивосток: ДВНЦ
АН СССР. 1979. С. 66- 70.
Дорошенко А. В. О сезонной динамике температуры почвы под пологом
леса на склонах различных экспозиций //Комплексные исследования лесных
биогеоценозов. Владивосток: ДВНЦ АН СССР,1980. С. 90-96.
Елагин И.Н.Сезонное развитие лиственничного леса //Сообщение
лаборатории лесоведения.М.: Изд-во АН СССР. 1962.С. 83-93.
Еловская Л. Г. Проблемы почвоведения и агрохимии в Якутске/Почвы
мерзлотной области. Якутск. Якутсккнигоиздат. 1969. С. 3-6.
Ефремов Д. Ф., Морина О. М. Влияние кедрово-широколиственных лесов
на температурный режим горных склонов // Тез. докл. «Защитное
лесоразведение и рациональное использование земельных ресурсов в горах.
Ташкент. 1979. С. 79-81.
Жильцов А. С., Таранков В. И. Влияние сплошных рубок на формирование
микроклимата хвойно-широколиственных лесов Приморья // Влагооборот и
микроклимат лесных биогеоценозов. Владивосток. 1979. С. 3-9.
88
Зархина Е. С. Влияние леса на температурный и мерзлотный режим почв
прилегающих
открытых
пространств
//
Почвенно-лесоводственные
исследовании на Дальнем Востоке. Владивосток. 1977. С. 64-73.
Зархина Е. С.,Сохина Э. Н., Морина О. М. Общие принципы подхода к
территориальному регламентированию природопользования (в порядке
постановки вопроса). Препринт. Владивосток: ДВО АН СССР. 1989-а. 39 с.
Зархина Е. С., Сохина Э. Н., Морина О. М. Опыт комплексной оценки
экологической напряженности территории (на примере дальневосточного
региона) // Факторы и механизмы устойчивости геосистем. М., 1989-б. С. 206214.
Зархина Е. С., Сохина Э. Н., Морина О. М. Особенности
агролесомелиоративного
районирования
на
современном
этапе
//
Экологические аспекты агролесомелиорации в Западной Сибири: /Тез. докл.
Барнаул, 1989. С. 38-39.
Зархина Е. С., Сохина Э. Н., Морина О. М. Экологическая напряженность
территории и ее место в стратегии природопользования // Проблемы
формирования стратегии природопользования. Хабаровск. 1991. С. 201-207.
Иванов Г.И. Почовообразование на юге Дальнего Востока. М., Наука,
1976. 200 с.
Иванов Г.И. Почва приморского края. Владивосток: Дальневосточн. кн.
изд-во. 1964. 107 с.
Иванов Н.С. Тепло-и массоперенос в мерзлых горных породах. – М.:
Наука, 1969. – 240 с.
Калюжный И.Л., Павлова К.К. Формирование талого стока. – Л.:
Гидрометеоиздат, 1981. – 259 с.
Калюжный И.Л., Павлова К.К., Лавров С.А. Гидрофизические
исследования
при
мелиорации
переувлажненных
земель.
–
Л.:
Гидрометеоиздат, 1988. – 397 с.
Караваева Н.А. Заболачивание и эволюция почв. М.: Наука.1982. 300 с.
Кауричев И.С. Почвоведение. – М.: Колос, 1982.
Кафанов А.И. Современное глобальное потепление и метахронность
природных процессов в северо-западной Пацифике //Вестн. РАН. 2001. № 1.
С.39-42.
Климанов В. А. Количественные характеристики климата северной Евразии
в позднеледниковье // Изв. АН СССР. Сер. географ. 1990, № 4. С. 116-118
Климанов В. А. Палеоклиматические реконструкции на территории СССР в
главные термические максимумы голоцена (по палинологическим данным)//
Плейстоцен Сибири. Стратиграфия и межрегиональные корреляции.
Новосибирск: Наука. 1989. С. 131-136.
Козловский В.М., Иванова К. Ф., Зайцев В.В. О роли влажности в
теплопроводности почвы// Почвоведение. 1995. №11. С.1390 – 1396.
Кокорин А. О. Изменение климата: Обзор состояний научных знаний
об антропогенном изменении климата. М.: РРЭЦ, GOF, WWW-России, 2005. 20
с.
89
Коломыцев В. А. Зональные и ландшафтно-типологические аспекты
заболоченности и процесса заболачивания Восточной Ферросландии //
Важнейшие результаты научных исследований Карельского научного центра
Российской академии наук. Тез докл. Петрозаводск, 1999. С. 84-85.
Кондратович К. В. О региональных особенностях изменения климата
внетропической Евразии // Всемирная конференция по изменению климата.
/Тезисы докладов. М. 2003. С. 148.
Копотева Т. А. Палы на болотах Приамурья и их роль в формировании
окружающей среды // Охрана лесов от пожаров в современных условиях:
Материалы международной научно-практической конференции. Хабаровск.
2002, С. 241-245.
Корнблюм Э.А. Основные уровни морфологической организации
почвенной массы. / Почвоведение. 1975. №9.
Кузнецов К.Е. К вопросу об оценке длительности процессов
минералообразования//Физико-химические эндогенные процессы. – М.: Наука,
1979. – 215 с.
Лайхтман Д.Л. Физика пограничного слоя
атмосферы.
– Л.:
Гидрометеоиздат, 1970. – 342 с.
Лобанов С.А., Холоден Е.Э. Некоторые эксперименты по определению
теплофизических свойств почвы//Современные проблемы гидрологии
орошаемых земель. – М.: Изд-во МГУ, 1981. С.169 – 173.
Лобанов С.А., Холоден Е.Э. Палеогеологический метод расчета
теплопроводности почв Дальнего Востока//Современное состояние и
рациональное использование почв, лесных и водно-земельных ресурсов
Дальнего Востока России. Книга 2. – Владивосток, 1997. С. 58 – 63.
Лобанов С.А., Холоден Е.Э. Палеогеологический метод расчета
теплопроводности почвогрунтов для целей строительного проектирования//
Тезисы докладов международной конференции «Стихия. Строительство.
Безопасность». – Владивосток, 1997.С 91– 92.
Ловелиус Н. В. Ритмическая изменчивость прироста деревьев //Доклады
на ежегодных чтениях памяти Л. С. Берга. Л.: Гидрометеоиздат. 1973. С. 209220.
Лукьянов В.С., Головко М.Д. Расчет глубины промерзания грунтов. – М.:
Трансжелдориздат, 1957. 164 с.
Ляхова И.Г. Торфянистая подстилка как показатель динамики лесов в
Байкальской Сибири // Роль подстилки в лесных биогеоценозах. Тез. докд.
Всесоюзн. совещ. М.: Наука. 1983.С.118.
Методы изучения и расчета водного баланса. – Л., Гидрометеоиздат, 1981.
– 397 с.
Минералогическая энциклопедия. – Л.: Недра, 1985. – 512 с.
Минкин М.А., Суворин Н.В., Шульга Н.И. Номограммы для определения
теплопроводности мерзлых и талых грунтов Западной Сибири // Сб. тр. Гос.
инст. по проектированию оснований и фундаментов. 1973. Вып.13. С. 24 – 30.
90
Морина О. М. Динамика почвенных температур как объект комплексного
территориального мониторига // Эколого-экономические аспекты освоения
новых районов. Владивосток. 1990. С. 48-51.
Морина О. М. Об оценке устойчивости территории по динамике
некоторых климатических показателей // Проблемы организации территории
регионов нового освоения. Ч. 2. Природные предпосылки и перспективы
развития территорий в условиях пионерного освоения./ Мат. конф. Хабаровск.
1991. С. 68-69
Морина О. М. Об устойчивости полотна дороги в зависимости от
температурных условий // Актуальные проблемы экологии и безопасности
жизнедеятельности. Хабаровск. Изд-во ДВГУПС. 2005. С. 56-60.
Морина О. М. Оценка устойчивости земляного полотна в зависимости от
природно-климатических факторов //Дальний Восток: Автомобильные дороги и
безопасность движения. Вып. 4. Хабаровск: Издательство ХГТУ. 2004 С. 74-78.
Морина О. М. Роль подстилки в терморежиме почв горных кедровников
//Роль подстилки в лесных биогеоценозах. / Тез. докл. Красноярск. 1983. С. 129130.
Морина О. М., Зархина Е. С., Сохина Э. Н. Оценка экологической
напряженности Сахалина для целей агролесомелиоративного районирования //
Экологические основы рационального природопользования на Сахалине и
Курильских островах: Тез, докл. 1У научно-практической конференции. ЮжноСахалинск, 1990. С. 16-18.
Морина О.М.К вопросу дорожно- климатического районирования
Хабаровского края и ЕАО динамике температур воздуха и почвы //
Политематический электронный журнал Кубанского государственного
университета, № 21 (05), http//ej:kubagro.ru.
Морина О.М. Метод определения уязвимости экосистем как элемент
экологического мониторинга абиотических факторов // Экологические системы
и приборы. 2006. № 12. С.11-14.
Нечаев А. П. Растительность средней части северного Сихотэ-Алиня //
Вопросы географии Дальнего Востока. Сб 4. Хабаровск: ДВ книжное изд-во.
1960. С. 194-218.
Онищенко В.Г., Лискер И. С. , Георгиади А. Г. К вопросу обобщенного
описания теплопроводности почв //Почвоведение.1999. №2. С.210 – 214.
Панфилов В.Г., Харламов И.С. Теплофизические свойства серых лесных
почв Западной Сибири//Почвоведение. 1984. №11.С. 42 – 49.
Переведенцев Ю,П., Верещагин М. А., Шанталинский К. М., Наумова Э.
П.,Тундрий В. Д., Фахрутдинова А. Н. Глобальное потепление климата и его
проявления в тропосфере атлантико-европейского региона // Изменения
климата. /Тезисы докладов. М. 2003. С. 147.
Подойницина З.Н. Изменчивость объемного веса тяжелых почвогрунтов
Приморья в зависимости от увлажнения//Труды ДВНИГМИ. 1974. Вып. 48. С.
53 – 58.
Пустовойтов Н. Д. О влиянии сезонной мерзлоты на водный режим почв
Приамурья // Почвоведение. 1962. № 6. С. 1-11
91
Пшеничнков Б.Ф. Почвы Дальнего Востока. – Владивосток: Изд – во
Дальневост. ун-та. 1986. – 60 с.
Пьявченко Н. И. Осушение болот и охрана природы // Проблемы
воздействия на окружающую среду. М., 1985. С. 79-83.
Раменский Л.Г. Введение в комплексное почвенно-геоботаническое
исследование почв. М. 1938.
Розанов Б. Г., Самойлова Е. М. Возможности изменения почвенного
покрова степей Евразии в связи с антропогенным изменением климата //
Почвоведение. 1991. № 2. С. 5-12.
Розанов Б.Г. Генетическая морфология почв. М.: Изд-во МГУ, 1975.
Романов В. В. Гидрофизика болот. – Л.: Гидрометеоиздат,1961. – 359с.
Роосталу Х., Ю. Энни, Р. Окк. Водный, тепловой и воздушный режим
бурых почв //Сб.научн. тр. Эстонской сельскохозяйственной академии.
Тарту.1970. С.144-162.`1
Рубинштейн Е. С. Структура колебаний температуры воздуха в северном
полушарии. Л. Гидрометеоиздат. 1977. 26с.
Руководство по определению физических, теплофизических и
механических характеристик мерзлых грунтов. – М.: Стройиздат, 1973. – 192
с.
Сапожников А. П., Киселева Г. А. Экологические аспекты влияния
лесных пожаров на почву // Почвенно-лесоводственные исследования на
Дальнем Востоке. Владивосток, 1977. С. 33-45.
Сверлова Л. И. Системный анализ ритмики природных процессов. М.,
Мегалион. 2004, 248 с.
Сергеев В.М., Голодковская Г.А. и др. Грунтоведение. – М.: Изд – во
МГУ,1973. – 415 с.
Серова Н.В. Распределение теплофизических характеристик почвы на
равнинной территории СССР: Автореф. дис. … канд.геогр.наук. – Л.,1970.–
22 с.
Соколов И.А, Карасев Н.А. и др. Эволюция почв: понятия и термины
(опыт разработки)// Эволюция и возраст почв СССР. – Пущино, 1986. – С.98 –
106.
Стоценко А. В. Сезонное промерзание грунтов Дальнего Востока вне
области мерзлоты. М.:АН СССР. 1952. 248 с.
Тарабукина В. Г., Савинов Д. Д. Влияние пожаров на мерзлотные почвы.
Новосибирск. Наука. 1990. 120с.
Теории и методы физики почв. Коллективная монография / Под ред. Е.В.
Шеина и Л.О. Карпачевского.- м.: «Гриф и К», 2007 – 616 с.
Тихонов А.Н., Самарский А.А. Уравнения математической физики. М.,
1966.
Третье национальное сообщение Российской Федерации, представленное в
соответствии со статьями 4 и 12 Рамочной конвенции Организации
Объединенных наций об изменении климата. Межведомственная комиссия
Российской Федерации по проблемаи изменения климата. М.,2002,123 с.
www.unfccc.int
92
Устойчивость геосистем. М.: Наука. 1983. 88с.
Флон Г. История и интранзитивность климата // Физические основы
теории климата и его моделирования. Л: Гидрометеоиздат. 1977. С. 114-124.
Холоден Е.Э. Теплофизические характеристики почвогрунтов Амурской
области и образование водонепроницаемого горизонта в весенне-летний
период// Сборник работ по гидрологии. – Л.: Гидрометеоиздат. 1977.Вып.12.
С.47 – 53.
Холоден Е.Э. Теплофизические свойства почвогрунтов юга Дальнего
Востока и упрощенные методы их определение//Изменение почвенного
покрова Дальнего Востока в результате сельскохозяйственного использования
и мелиорации. – Уссурийск, 1978. Вып. 52.С.611– 614.
Холоден Е.Э. Теплофизические свойства торфянистых почв Сахалина и
их изменение под воздействием мелиорации// Труды ДВГТУ. 2003. Вып.133.
С. 212 – 214.
Холоден Е.Э. Теплофизические свойства бурых-горно-лесных почв
бассейна р. Уссури и их изменение под воздействием лесовырубок и в процессе
лесовозобновления //Труды ДВГТУ. 2004. Вып.137.С.75 –81.
Холоден Е.Э., Лобанов С.А. и др. Прогноз изменения теплофизических
свойств почвогрунтов зоны Колымского водохранилища//Материалы научной
конференции по проблемам гидрологии рек зоны БАМ и Дальнего Востока. –
Ленинград: Гидрометеоиздат,1986. С. 69 – 74.
Холоден Е.Э., Лобанов С.А. Зависимость элементов водного баланса от
теплопроводности почвы // Труды ДВГТУ. 2002. Вып. 131. С.43 – 46.
Холоден Е.Э., Лобанов С.А. Влияние теплопроводности почвы на
элементы водного баланса территорий юга Российского Дальнего Востока//
Тезисы докладов 6 Всероссийского гидрологического съезда. – СПб:
Гидрометеоиздат, 2004. С. 17 – 19.
Холоден Е.Э., Лобанов С.А., Родионова Н. Ю. Картирование
коэффициента подобия номограмм для определения теплопроводности
почвогрунтов//Тезисы докладов междунар. конф. «Стихия. Строительство.
Безопасность».1997. С. 213.
Холоден Е.Э., Лобанов С.А., Родионова Н. Ю. Районирование территории
о. Сахалина по значению коэффициента подобия номограмм для определения
теплопроводности почвогрунтов//Тез. докл.
научно-технич. конф.
Вологдинские чтения. 1998. Вып. 1. С. 35 – 36.
Холоден Е.Э., Лобанов С.А., Фадеева В.В. К прогнозу изменения
теплофизических характеристик некоторых почв Приморского края под
влиянием мелиорации // Труды ДВНИГМИ. 1981. Вып.105. С. 65. – 73.
Холоден Е.Э., Пшеничникова Н.Ф., Пшеничников Б.Ф. Характеристика
тепловых и водно-физических свойств почвенных комплексов равнинных
территорий Приморья /Депонировано ВИНИТИ. – М.,1979. №601-709.8 с.
Холоден Е.Э., Лобанов С.А.Изменение водно-физических и тепловых
свойств почв Дубковской ООС под влиянием мелиорации//строительство и
93
природоустройство на рубеже тысячелетия.:тр. Международной научнотехнической конференции/ ДальГАУ. – Благовещенск, 2000. – С 245 – 250.
Холоден Е.Э., Лобанов С.А. Теплопроводность почв и ее влияние на
элементы водного баланса. – Владивосток: Изд –во Дальневост.ун-та, 2007. 41с.
Холоден Е.Э., Лобанов С.А. Палеогеологическая обусловленность
теплопроводности почв//Материалы 8 научного совещания географов Сибири и
Дальнего Востока.Т.1. – Иркутск: Изд – во Института географии им
В.Б.Сочавы СО РАН – С. 209-210.
Хромов С.П., Петросянц М.А. Метеорология и климатология. М.,1994.
Шеин Е.В. Курс физики.: Учебник .- М.: Изд-во МГУ, 2005.- 432 с.
Чирков Ю. И. Определение прогревания почв по температуре воздуха в
период произрастания кукурузы // Метеорология и гидрология. 1956. №6. С. 3234
Чудновский А.Ф. Теплофизика почв. – М.: Наука,1976. – 352 с.
Экологический энциклопедический словарь. М.: Издательский дом
«Ноосфера», 2000. 932 с.
Ярилов А.А. Климатология и почвоведение // Почвоведение. 1937. №5 . C.
761-765.
94
Приложение
Названия метеостанций
1 Уега
2 Арка
3 Хейджан
4 Иня
5 Охотск
6 Ушки
97 Улья
8 Курун – Урях
9 Энкан
11 Нелькан
12 Батомга
13 Аян
15 Джана
16 Б. Шантар
17 Чумикан
19 Удское
21 Тором
22 Литке
23 Тугур
24 Баладек
25 Кульчи
26 Шевли
27 Байдуков
28 Николаевск
29 Бурукан
30 Удинское
31 Воскреенское
36 Гуга
37 Джаоре
38 Им.Полины. Осипенко
39 Богородское
40 Веселая Горка
42 Софийский Прииск
43 Сомнительный Прииск
44 Чукчагирское
45 Бичи
47 Мариинск
48 Дуки
49 Усть-Умальта
50 Кизи
51 Де-Кастри
53 Иппата
55 Хуларин
56 Сухановка
59 Средний Ургал
60 Бактор
61 Нижне-Тамбовское
62 Чекунда
65 Верховье Горина
66 Ирумка
67 Комсомольск
68 Сектагли
69 Сегжема
71 Сихотэ-Алинь
74 Верховье Урми
75 Кур
76 Болонь
77 Верхний Нерген
78 Тумнин
79 Неран
80 Троицкое
81 Урми
82 Литовко
83 Анюй
84 Солекуль
86 Иванковцы
88 Советская Гавань
91 Елабуга
97 Хабаровск
99 Черинай
101 Георгиевка
103 Бичевая
104 Сукпай
106 Гвасюги
108 Вяземская
109 Матай
110Лермонтовка
111 Бикин
113 Бира
95
ИМЕННОЙ УКАЗАТЕЛЬ
Адаменко В.Н. 5
Коломыцева В.А. 8
Андреева М.А. 6
Кондратович К.В. 6
Афанасьев А.Н. 6
Копотева Т.А. 8
Ананаян А.А. 64
Коротина Е. Ф. 6
Бабурин А.А. 36,38
Костычев П.А. 6
Балобаев В.Т. 8
Лайхтман Д.Л. 60
Бауло В.Д. 8
Лавров С.А. 63
Белолуцкая М.А. 7
Лобанов С.А. 65,72,75
Бобылев С.Н. 8
Ловелиус Н.В. 5
Буфал В.В. 8
Лукьянов В.С. 74
Васильев И.С. 7
Ляхова И.Г. 8
Вершинин П.В. 14
Мельникова М.К. 14
Вильямс В.Р. 8
Минкин М.А. 64
Витвицкий Г.Н. 13
Мичурин Б.Н. 14
Воронков Н.А. 42
Морина О.М. 3,8,39
Гарцман И.Н. 75
Москаев А.П. 75
Голицина Е.Ф. 64
Мошков Б.С. 14
Головко М.Д. 74
Нечаев А.П. 13
Голодная О.М. 75
Ознобихин В.И. 75
Голубчиков Ю.Н. 5,36
Онищенко В.Г. 65
Green F.H. 36
Павлова К.К. 63
Гуль Л.П. 36
Переведенцев Ю.П. 6
Деев А.Я. 36
Полтев Н.Ф. 64
Денисенко О.В. 5
Поясов Н.П. 14
Димо В.Н. 7,36,63,65
Пустовойтов Н.Ф. 8
Докучаев В.В. 7
Пшеничников Б.Ф. 65
Дорошенко А.В. 5,39
Пьявченко Н.И. 8
Ефремов Д.Ф. 20
Подойницина З.Н. 75
Елагин И.Н. 44
Раменский Л.Г. 14
Еловская Л.Г. 7
Розанов Б.Г. 5
Жильцов А.С. 7,36
Роосталу Х. 37
Заболотник С.И. 8
Рубинштейн Е.С. 6
Зархина Е.С. 7,14,37
Савинов Д.Д. 41
Иванов Г.И. 61,63,64
Самарский А.А. 36
Инт Л.Е. 5
Самойлова Е.М. 5
Калюжный И.Л. 63
Сапожников А.П. 41,42
Каминский А.А. 6
Сверлова А.И. 14
Караваева Н.А. 7
Сергеев В.М. 62
Кауричев И.С. 5
Серова Н.В. 74
Кафанов А.И. 5
Стоценко А.В. 37
Климанов В.А. 5
Суворов Н.В. 64
Кожевникова С.А. 42
Тарабукина В.Г. 41
Кокорин А.О. 3
Таранков В.И. 7,36
Козловский В.М. 65
Тихонов А.Н. 36
96
Флон Г 5
Холодён Е.Э. 20,65,72,75,81
Хромов С.П. 36
Шеин Е.В. 36
Шульга Н.И. 64
Чирков Ю.И. 7
Чудновский А.Ф. 62,63
Ярилов А.А. 6
Корпачевский Л.О. 36
97
ПРЕДМЕТНЫЙ УКАЗАТЕЛЬ
Антропогенное вмешательство 4
Свойства:
Биотон 38
водно-физические 64
Биоценозы 11
тепловые 63
Воздухоёмкость 39
теплофизические 4,59
Динамика:
физические 5,64
разнонаправленная 56
Состав:
снегонакопления 39,40
гранулометрические 3,36
снежного покрова 11
минералогический 67,69
средних годовых температур 20
Сукцессии 40
температур 14,15,16,17,18,19,21,
Температура:
22,23,24,25,26,27,28,
воздуха 6,7,9,36,39,44,45,48,
29,30,31,32,33,34,35,
55,59,77,80
39,49,50,51,52,53,54,
почв 6,7,9,14,36,38,46,47,54,55
56,57
Теплообеспеченность 20,47,54,55
Зоны:
Температуропроводность 8,64
потепления 48,53
Теплопроводность 3,8,39,59,60,
похолодания 48
61,62,66,69,75,80
стабильных температур 48
Термокриорежим почв 47
Инсоляция 8
Трансформация:
Интранзитивность 4,6,7,59,79,80,81
послепожарная 41
Корнеобитаемый слой 6
пирогенная 41
Коэффициент:
Условия экотопические 41
подстилочно-опадный 11
Факторы:
теплопроводности 20,60,61,62,63,
абиотические 3,9
64,65,66,67,71,73,76,77,80
антропогенные 5
Ландшафты 7
температуроформирующие 7
Лесовосстановление 4
Характеристика:
Метод скольжения 14
гидроклиматическая 11
Отражательная способность 37
микроклиматическая 38,39
Постпирогенные изменения 4
Экосистемы:
Промерзание почв 37
лесные 9
Послепожарная трансформация 4,20
природные 3
Процессы:
потепления 59
почвообразования 5
термические 54,56
физические 5
Почвенный покров 6
Радиация солнечная 3
Режим:
гидроклиматический 40
почв 45
температурный 20,36,45
98
СОДЕРЖАНИЕ
ВВЕДЕНИЕ …………………………………………………………….3
1.ЛИТЕРАТУРНЫЙ ОБЗОР…………………………………………..5
2.ОБЪЕКТЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ…………………… 8
2.1. Объекты исследования……………………………………… 8
2.2. Природные условия
13
2.3. Материалы и методы
14
3. РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ТЕМПЕРАТУР ПОЧВ И СНЕГОНАКОПЛЕНИЕ НА ХЕХЦИРСКОМ СТАЦИОНАРЕ
37
4. ОБРАЗОВАНИЕ ПОСЛЕПОРУБОЧНО-ПОСЛЕПОЖАРНЫХ
СУКЦЕССИЙ В СВЯЗИ С ИЗМЕНЕНИЕМ ГИДРОКЛИМАТИЧЕСКОГО РЕЖИМА
41
4.1. Эволюция почв на гарях
41
4.2. Послепожарная трансформация почв Быстринском стацио наре
42
4.3. Температурный режим почв ………………………………….. 46
5. РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ЗОН ПОТЕПЛЕНИЯ, ПОХОЛОДАНИЯ И
СТАБИЛЬНЫХ ТЕМПЕРАТУР …………………………………. 49
5.1. Динамика температуры воздуха …………………………….. 49
5.2. Динамика температуры почвы ………………………………. 55
6. ТЕПЛОПРОВОДНОСТЬ ПО3ЧВ И ЕЕ РОЛЬ В ФОРМИРОВАНИИ
ИНТРАНЗИТИВНОСТИ В ТЕНДЕНЦИЯХ ИЗМЕНЕНИЯ ТЕМПЕРАТУРЫ
ВОЗДУХА
60
6.1.Общие сведения
60
6.2.Региональные особенности теплопроводности почв Дальнего
Востока
64
6.3. Палеогеологическая обусловленность теплопроводности почв 67
6.4.Картирование коэффициента теплопроводности
74
6.5. Влияние теплопроводности почв на динамику температуры
воздуха
76
Глоссарий
83
Литература…………………………………………………………
85
Приложение…………………………………………………………..
93
Именной указатель
94
Предметный указатель
96
99
Учебное издание
Морина Ольга Михайловна
Холоден Евгения Эдуардовна
Лобанов Станислав Алексеевич
Дербенцева Алла Михайловна
Учебное пособие
Компьютерная вёрстка
Корректор
Подписано в печать
Гарнитура «таймс». Формат 60х84/16
Усл. печ. л.
Уч. изд. л.
Тираж экз. Заказ
Издательство Дальневосточного университета
690950, г. Владивосток, ул. Октябрьская, 27
Отпечатано на кафедре почвоведения и экологии почв
690950, г. Владивосток, ул. Октябрьская, 27, к. 531