Файл: Бакарасов. Экология ландшафтов. Курс лекций .doc

В ландшафтах с развитым растительным покровом транспирация намного превышает физическое испарение, и подавляющая часть влаги поступает от подстилающей поверхности в атмосферу через транспирацию. Так, в экваториальных лесах Малайзии годовая величина транспирации составляет 1350 мм, а испарение с поверхности почвы – всего лишь 25 мм. Только через транспирацию «дождевых» экваториально-тропических лесов в атмосферу поступает 62 % влаги, испаряющейся с суши. Если же учесть возврат осадков, перехватываемых кронами деревьев, то в целом биота обеспечивает не менее 70-80 % внутреннего оборота влаги между атмосферой и остальными блоками наземных геосистем. Растительность прямо или косвенно способствует уменьшению выходного потока влаги путем сокращения поверхностного стока. При наличии мощной подстилки из растительных остатков поверхностный сток может практически прекращаться.

В процессе фотосинтеза расходуется сравнительно небольшое количество воды. Это вода может быть даже не учтена при составлении водного баланса, так как ее количество обычно меньше, чем погрешность определения остальных членов уравнения водного баланса. Однако эта вода играет большую роль, так как без нее не может происходить столь важный для функционирования геосистемы процесс фотосинтеза.

Потоки влаги в ландшафте отличаются высокой чувствительностью к антропогенным факторам. С этим связана возможность их антропогенного регулирования, что и осуществляется при водных мелиорациях. При недостаточном учете сложных закономерностей структуры водных потоков в ландшафте мелиорация часто приводит к неблагоприятным или катастрофическим экологическим последствия. Так, существенно изменяются водные потоки при осушении земель. Здесь основная опасность – переосушение. Поскольку понижение уровня грунтовых вод ниже некоторой критической глубины может способствовать дефляции, обмелению рек и т.д.

2.2. Радиационные условия ландшафтов

Виды и значение энергии в ландшафтах. Энергия и тепло – это непременные и важнейшие составляющие ландшафта, определяющие функционирование и взаимосвязь всех процессов и компонентов, единство и целостность природных комплексов. Энергия пронизывает ландшафты по всему их объему, как литогенную основу, так и входящие в пределы ландшафта воду, массы воздуха и живые организмы. Именно энергия наиболее полно и универсально связывает столь разнообразные явления.

Основными источниками энергии и тепла ландшафтов являются Солнце и Космос, с одной стороны, и внутренняя энергия Земли – с другой. От первого источника энергия поступает в виде электромагнитного, корпускулярного и других излучений, энергии метеоритов и космических лучей. Со вторым источником связана гравитация, энергия земных недр – тепло, образующееся в результате распада радиоактивных элементов, дифференциации магмы и других процессов, а также энергия тектонических движений и энергия вращения Земли вокруг своей оси.

Ввод разных видов энергии в ландшафт их использование и перенос осуществляется при помощи компонентов, обладающих определенными свойствами. Наибольшей способностью поглощать солнечную энергию и превращать ее в энергию ландшафта обладает растительность. В фотосинтезе тепло и свет в преобразованной форме включаются в органическую массу, при производстве которой приходят в движение вода, газы, минералы и химические элементы, принимающие участие в биологическом круговороте. При осуществлении этого круговорота растения выполняют функцию по вводу в ландшафт энергии, которую используют многие другие компоненты, не обладающие способностью непосредственно использовать солнечное тепло и свет.

Некоторое количества тепла поступает в ландшафт также при помощи воды, обладающей повышенной по сравнению с другими минералами и горными породами теплоемкостью. Задержанное водой тепло расходуется в периоды, когда поступление тепла уменьшается или прекращается. При помощи воды часть солнечной энергии переводится в гравитационную энергию – испарение, осадки, сток. Энергия, выделяемая и расходуемая при фазовых превращениях воды, также играет определенную роль в ландшафтах. Рельеф поглощает и вводит в ландшафт в основном тектоническую энергию, превращая ее в потенциальную гравитационную энергию. Кроме того, рельеф, поверхность литогенной основы, является и непосредственным приемником солнечной энергии, которая, однако, быстро расходуется. Воспринимающие свойства поверхности зависят от ряда геофизических свойств горных пород и почв – теплопроводности, теплоемкости, альбедо и пересеченности рельефа, с ростом которой увеличивается общая площадь воспринимающей поверхности.

Таким образом, растительность, вода и рельеф выполняют функцию по вводу энергии в ландшафт. Зная пространственную неоднородность этих компонентов ландшафта, априори, можно считать как факт соответствующую пестроту ландшафтов по обеспечению их энергией.

Разные виды энергии ландшафта количественно неодинаковы и по-разному проявляются в отдельных ландшафтах. Наиболее универсальной является солнечная энергия, играющая большую роль во всех ландшафтах. В подавляющем большинстве их она является ведущей, главной силой. Приносимое ею тепло, например, в целом в пять тысяч раз превышает количество тепла, поступающего на поверхность ландшафтов из внутренних слоев Земли. Но в вулканических и геотермальных районах роль внутренних источников тепловой энергии резко возрастает. И если для большинства ландшафтов внутриземным теплом из-за небольших размеров можно пренебречь, то в природных комплексах, где имеют место геотермальные проявления, это тепло должно приниматься во внимание при изучении энергетики ландшафта. В других местах заметна роль энергии вращении Земли: ландшафты побережий, где действуют приливы и отливы, также невозможно познать без учета этой энергии.

Имеющиеся способы измерения и учета количества энергии в ландшафтах позволяют более или менее точно определить величину солнечной энергии и теплового потока внутренних слоев Земли. Все остальные формы обменной и накопленной энергии практически не измеряются. Поэтому их запасы и приход или не оцениваются, или определяются очень приблизительно.

Известно, что лучи Солнца, проходя через земную атмосферу, претерпевают существенные изменения, ведущие к уменьшению радиации. При этом часть солнечной радиации поглощается и рассеивается атмосферой и облаками, часть отражается от них. Кроме того, солнечная радиация, прошедшая через атмосферу, частично отражается и от самой земной поверхностью.

В целом из 100 % солнечной энергии, приходящей на верхнюю границу атмосферы Земли (солнечная постоянная), 50 % достигает земной поверхности. Из них 7 % сразу же отражается. Оставшиеся 43 % солнечной постоянной, достигшие земной поверхности, поглощаются ею и трансформируются в тепло. 15 % в виде тепловых волн излучаются в атмосферу и нагревают ее. Остальные 28 % составляют тепловой баланс земной поверхности (без атмосферы); 23 % тратится на физическое испарение, транспирацию, фотосинтез, а 5 % идет на турбулентный теплообмен между земной поверхностью и атмосферой.

Отметим, что численные значения потоков поглощения, отражения и излучения, приводимые другими авторами, могут быть несколько иными. Это не случайно, так как лишь малая доля радиационных потоков измеряется с помощью приборов, в основном же баланс энергии рассчитывается.

Радиационный баланс деятельной поверхности, на которой происходит преобразование потока солнечной энергии, или радиационный баланс элементарной геосистемы рассчитывается по формуле:

R = (I + S) (1 – А) – E_эф , где

R – радиационный баланс, I – прямая радиация, S - рассеянная радиация, А – альбедо, Е_эф – эффективного длинноволновое излучение. Прямая и рассеянная радиация (I + S) образуют суммарную радиацию (Q). Поэтому радиационный баланс можно записать так: R = Q (1 – А) – E_эф .

В зависимости от соотношения приходно-расходных составляющих (структуры) баланса значение радиационного баланса бывает положительным, если поверхность поглощает больше радиации, чем отдает (поток направлен к поверхности ландшафта), и отрицательным, если поверхность поглощает радиации меньше, чем отдает (поток направлен от поверхности ландшафта в атмосферу

Суммарная радиация является приходной частью радиационного баланса. Величина приходящей к поверхности суммарной радиации зависит от угла падения солнечных лучей и продолжительности освещения, а также от состояния атмосферы – облачности и характера облаков, влажности, запыленности и т.д. Это хорошо подтверждается фактом распределения суммарной радиации по земной поверхности. Годовые значения суммарной радиации изменяются от 55-60 ккал/см² до величин инсоляции, превышающих 220 ккал/см². В тропических широтах значение суммарной радиации достигает своего максимума, который приходится на пояса высокого давления северного и южного полушарий. Наибольшие величины суммарной радиации приходятся на тропические внутриконтинентальные пустыни и объясняются, прежде всего, обилием прямой радиации при небольших влажности воздуха и облачности.

Наряду с различиями в количествах поступающей солнечной радиации между крупными территориями, имеют место также различия и в этом показателе и между небольшими природными комплексами (морфологическими частями ландшафта). Эти различия связаны, в первую очередь, с положением на элементах рельефа и относительно водоемов. Горизонтальные поверхности и склоны, неодинаково ориентированные по отношению к Солнцу и имеющие разную крутизну, из-за неодинаковости углов падения солнечных лучей и времени освещения прямым светом получают неодинаковое количество суммарной радиации. На пониженные элементы рельефа и прибрежные участки, из-за повышенной здесь влажности, поступает меньше суммарной радиации, чем на более сухие участки.

Наиболее яркие различия наблюдаются между неодинаково ориентированными склонами, особенно в количестве приходящей прямой радиации, доля которой в ясные безоблачные дни может составлять 80-90 % суммарной радиации. Так, в субтропических и умеренных широтах склоны северной и южной экспозиции по годовому количеству прямой радиации различаются более чем в два раза. Почти одинаковое количество прямой радиации поступает за год на крутые северные склоны в районе тропика и на южные – в районе полярного круга. И хотя рассеянная радиация на все склоны поступает более равномерно, все равно различия, обусловленные неравномерным поступлением прямой радиации, заметно сказываются на величине суммарной радиации. По количеству суммарной радиации неодинаково ориентированные склоны различаются повсеместно (Щербаков, 1974).

Неравномерность распределения солнечной радиации в пределах ландшафтов в первую очередь обусловлена разнообразием форм рельефа. По данным А.В. Дроздова, относительные различия в приходе солнечной радиации между склонами и горизонтальной поверхностью на 56⁰ с.ш. (Курский стационар) меняются в широких пределах: склоны южной экспозиции с уклонам 20⁰ получают на 20-50 % солнечной радиации больше, чем горизонтальная поверхность, а северные склоны – на столько же меньше.

Эффективное излучение складывается из двух взаимопротивоположных потоков – длинноволнового излучения земной поверхности (или природного комплекса) и длинноволнового противоизлучения атмосферы. Эффективное излучение рассчитывается по формуле:

Е_эф = Е_з - Е_а , где

Е_з – тепловое излучение земной поверхности (или собственное излучение ландшафтного комплекса), Е_а – тепловое излучение атмосферы к деятельной поверхности (или встречное излучение).

Величина эффективного излучения зависит от температуры и влажности воздуха, связанных между собой – с увеличением температуры растет абсолютная влажность. Но рост температуры и влажности не вызывает соответствующих изменений в величине эффективного излучения, поскольку температура и влажность влияют на эту величину с противоположных направлениях. Поэтому значение эффективного излучения сравнительно мало меняется в пространстве. Наибольшие годовые значения суммы эффективного излучения приурочены к областям тропических пустынь, где она достигает 80-90 ккал/см²; в континетальных районах она больше, чем в условиях влажного климата. Например, в пустынных ландшафтах Средней Азии эффективное излучение достигает в среднем 60-70 ккал/см², а в морских и влажных муссонных умеренных климатах оно снижается до 30-35 ккал/см².

Различия в величине эффективного излучения между небольшими территориями обусловлены приведенными закономерностями, и эта величина неодинакова для влажных прибрежных участков, низин, склонов определенных экспозиций, сухих участков и т.д. Кроме того, эффективное излучение зависит от теплоемкости литогенной основы ландшафта – чем она больше, тем меньше нагрев и отдача на излучение.

Важнейшей геофизической характеристикой деятельной поверхности, отличающей один ландшафт от другого, является ее отражательная способность или альбедо. А = D / Q, где D – отраженная коротковолновая радиация, Q – суммарная радиация.

Отношение радиации, отраженной Землей в целом (облаками и земной поверхностью), к радиации, поступившей на внешнюю границу атмосферы, называют планетарным альбедо Земли. Его величину оценивают в 30-35 %.

Альбедо, с одной стороны, определяет энергетику ландшафта, а с другой – продукт его формирования. В настоящее время установлено, что альбедо земной поверхности изменяется в весьма широких пределах. Так, альбедо чистого снега равно 85-90 %, песка – 30-35, чернозема – 5-14, листьев зеленых – 20-25, листьев желтых – 33-39, водной поверхности при высоте Солнца 90⁰ – 2, водной поверхности при высоте Солнца 20⁰ – 78 %. Таким образом, высокая отражательная способность поверхности характерна для полярных областей и здесь альбедо мало меняется в годовом ходе: в Антарктиде лишь в пределах 80-86 %, а в Центральной Арктике – в пределах 70-86 %. Альбедо водной поверхности в среднем меньше альбедо большинства естественных поверхностей суши и зависит от угла падения лучей Солнца.

Исследования ландшафтных комплексов показывают, что в лесостепной зоне наиболее низкое альбедо у лесных насаждений – 11-14 у хвойных и 16-18 % у молодых лиственных пород. Альбедо естественных лугово-степных травостоев 18-22 % (Раунер, 1972). Альбедо луговых пойм с проективным покрытием 80 % - 21-25 %, низинных травяных болот – 16, солончаков с грязно-белой поверхностью – 35, заснеженная поверхность (сухой свежий снег) – 85-90 % (Дьяконов, 1991).

Около половины суммарной радиации составляет фотосинтетически активная радиация (ФАР), которая является основным энергетическим потоком для растительности, так как именно ФАР используется для важнейшего физиологического процесса – фотосинтеза. ФАР рассчитывается по формуле

ФАР = 0,40 I + 0,62 S, где I- прямая радиация, S – рассеянная радиация.

ФАР, поступающая к поверхности ландшафтов в составе суммарной радиации, распределяется также неравномерно не только в пределах крупных территорий, но и в пределах небольших природных комплексов: плакор – 305, низина – 251, северный склон – 246, южный склон – 323 ккал/см² (Раунер и др., 1972).

Поскольку все составляющие радиационного баланса территориально изменчивы, то и значению радиационного баланса свойственна такая же изменчивость. Большие различия в величине радиационного баланса прослеживаются между водной поверхностью и поверхностью суши. При переходе с моря на сушу изолинии радиационного баланса не стыкуются, поскольку радиационный баланс моря на 20-25 % больше, чем суши. В целом распределение радиационного баланса зависит от широты. При этом в среднем за год значение радиационного баланса положительно всюду, за исключением поверхностей крупных ледников. В умеренных и высоких широтах величина радиационного баланса возрастает с уменьшением широты, а в тропических и экваториальных его распределение по территории определяется условиями увлажнения, поскольку при малой облачности и влажности высокие значения эффективного излучения и альбедо ведут к снижению радиационного баланса. К такому же эффекту приводит и очень большая облачность. Наибольшее значение наблюдается при благоприятном сочетании облачности и увлажнения территории и характерно для саванн и периодически увлажняемых лесов субэкваториального пояса.