ВВЕДЕНИЕ
Актуальность. Аласы - это уникальные ландшафты, свойственные только для территории криолитозоны (Соловьев, 1959; Босиков, 1991). В них формируются своеобразные почвы под луговой, лугово-степной и степной растительностью. На долю аласов приходится около 21% сенокосных и пастбищных угодий Якутии (Шелудякова, 1959).
Функционирование аласных биогеоценозов, в условиях близкого залегания многолетнемерзлых пород от дневной поверхности, находится в тесной зависимости от гидротермических факторов. В то же время формирование ресурсов влаги и тепла в значительной мере определяется теплофизическими свойствами почв, которые в свою очередь сами зависят от их гранулометрического состава, гидрологических и физических свойств.
Поэтому познание теплофизических свойств аласных почв во взаимосвязи с их структурными особенностями, характером и степенью увлажнения, уплотнения и аэрации необходимы для решения задач по регулированию гидротермического режима почв в целях повышения эффективного почвенного плодородия.
Цель работы - познание закономерностей формирования теплофизических свойств основных типов аласных почв.
Для достижения ее решались следующие задачи:
• установить теплофизический характер пространственного
распределения аласных почв в основных гидротермических поясах,
1
• Изучить особенности сезонной динамики теплофизических свойств почв.
• Выявить количественные связи между теплофизическими и водно-физическими характеристиками и разработать модели их описания. Научная новизна. Получены экспериментальные данные о
теплофизических свойствах основных типов аласных почв Лено-Амгинского междуречья. Выявлены особенности распределения теплофизических коэффициентов по профилю почв. Найдена зависимость полевой влажности и гидрологических констант от объемной массы почвы. Установлены количественные связи коэффициента теплопроводности с водно-физическими характеристиками почвы. Защищаемые положения.
• Для аласных ландшафтов характерна строгая пространственная дифференциация теплофизических свойств почв в соответствии с их концентрической микрозональностью.
• В аласных почвах профильное распределение их теплофизических свойств в основном обусловлено с изменениями объемной массы почвы, при этом абсолютные теплофизические показатели определяются уровнем ее увлажнения
• Наибольшие сезонные изменения теплофизических показателей характерны для аласных остепненных почв, наименьшие для аласных луговых почв.
Практическая значимость работы. Результаты, полученные в ходе исследования теплофизических свойств, могут быть использованы при проектировании и организации гидротермических и мерзлотных мелиорации в криоаридных регионах Центральной Якутии.
Апробация работы. Основные положения диссертационной работы были доложены на: научной конференции студентов и молодых ученых РС(Я) «Лаврентьевские чтения» (Якутск, 1996); XIV всероссийской молодежной конференции «Географические идеи и концепции как инструмент познания окружающего мира» ( Иркутск, 2001); всероссийской научно-практической конференции «Проблемы плодородия почв на современном этапе развития» (Пенза, 2002); всероссийской научной конференции «Мерзлотные почвы: разнообразие, экология и охрана», посвященной 100-летию со дня рождения В.Г. Зольникова (Якутск, 2004), IV-м съезде Докучаевского общества почвоведов (Новосибирск, 2004).
Публикации. По теме диссертации опубликовано 7 печатных работ.
Объем и структура работы. Диссертация изложена на 90 страницах машинописного текста, состоит из введения, 5 глав, заключения и списка литературы, иллюстрирована 22 рисунками, содержит 2 таблиц. Список литературы включает 105 наименований.
ГЛАВА 1. ТЕПЛОФИЗИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ МЕРЗЛОТНЫХ ПОЧВ.
Если обратиться к истории изучения теплофизических свойств мерзлотных почв, то можно заметить, что, В.Н. Димо (1964, 1972), видимо одной из первых обратила на необходимость их изучения по генетическим горизонтам в Читинской области. В этих работах показана неоднородность почвенного профиля по тепловым свойствам, выявлено наличие тепловых преград, способствующих замедлению процессов деградации многолетней мерзлоты.
Теплофизические свойства мерзлотных лугово-черноземных почв Бурятии исследованы в трудах В.И. Дугарова (1976), А.И. Куликова (1983), В.И. Дугарова и А.И. Куликова (1990). Инструментальные исследования данных авторов показали, что полевая динамика коэффициента теплопроводности мерзлотных лугово-черноземных почв в мерзлом состоянии в 1.5-2 раза выше, чем в талом. Выявлены некоторые количественные и качественные особенности теплофизических свойств изученных почв, отличающиеся от почв Западной Сибири.
На территории Республики Саха (Якутия) теплофизические свойства мерзлотных почв изучались сотрудниками Института мерзлотоведения СО РАН. Так, в работах A.A. Мандарова, П.Н Скрябина и И.С.Угарова (1982), A.A. Мандарова и И.С.Угарова (1988) установлены коэффициенты
теплопроводности поверхностного слоя и напочвенных покровов в различных
4
районах Якутии. Получены первые сведения о теплофизических свойствах генетических горизонтов А и В черноземно-луговых, лугово-черноземных, пойменных почв Центральной Якутии, приводятся эмпирические формулы, номограммы, по которым находится коэффициент теплопроводности этих горизонтов. В исследованиях Н.С. Иванова и Р.И. Гаврильева (1965), A.B. Павлова (1975), Р.И. Гаврильева (1998) рассматриваются теплофизические свойства горных пород криолизотоны в зависимости их плотности, влажности, температуры, генезиса и состава. Авторами экспериментально исследован коэффициент теплопроводности для трех основных типов (песка, супеси и суглинка) аллювиальных грунтов Центральной Якутии в мерзлом и талом состояниях.
В целом из анализа литературы вытекает следующие особенности мерзлотных почв. В области отрицательных температур почва приобретает новые свойства, которые обусловлены переходом поровой влаги в лед и формированием криогенной текстуры. Поэтому, в районах повсеместного распространения многолетнемерзлых пород формируются почвы, отличающиеся не только своеобразной морфологией, но и особенностями теплофизических свойств.
Удельная теплоемкость воды и льда, при обычных температурах принимается равной соответственно 4200 и 2100 Дж/ кг-К. В силу этого промерзание влажной почвы вызывает снижение удельной теплоемкости на 10-20 %.
Удельная и объемная теплоемкости талых почв и промерзших почв находятся как суммарная величина по отношению к теплоемкости составных частей, в связи с чем она определяется соотношениями (Иванов, Гаврильев, 1965):
для талого состояния
ср=(с>д+4,2-а))-р; (1,1)
для промершего состояния
ср=(Суд +2,1-(со+ conj) -p, (1.2)
где суд - удельная теплоемкость органоминеральной составляющей почвы, р -объемная масса почвы; со и сопв - весовая влажность почвы и прочносвязанная незамершая вода, отн. ед.
Для промерзающих и протаивающих почв, объемная теплоемкость включает еще тепло фазовых переходов воды. Поэтому ее величина зависит также от фазового состава поровой влаги. Дополнительные тепловые эффекты (положительные при плавлении льда и отрицательные при ее кристаллизации) приводят к тому, что теплоемкость становится эффективной величиной и может быть выражена формулой (Иванов, Гаврильев, 1965):
сэфр==(суд+сл(си+ coHJ)- p+Lo -p(dcoj dt), (1.3)
где Lq = 335-10 Дж/кг - скрытая теплота плавления льда при 0°С и нормальном атмосферном давлении; оонв- количество незамершей вод; /-температура.
В отличие от теплоемкости коэффициент теплопроводности не является аддитивной величиной. Это вызвано следующими причинами. Во-первых,
теплопроводящие свойства веществ, из которых состоит почва, изменяются в
б
широком диапазоне. Во-вторых, в такой многокомпонентной и многофазной системе как почва, со своеобразной структурой порового пространства, передача тепла производится под действием кондуктивного, конвективного и лучистого механизмов. Поэтому для почв коэффициент теплопроводности является эффективной величиной (Чудновский, 1962):
q _- Лэф-gradt (1.4)
где Лэф = Лк + Лкв + Лл , (здесь Лк - коэффициент кондуктивной теплопроводности, Лкв — коэффициент конвективной теплопроводности и А,-коэффициент лучистой теплопроводности.
Многочисленные исследования разных авторов показывают, что основным параметром, определяющим теплопроводность почвы, является влажность. По мере увеличения влажности изменяется качество контактов между почвенными частицами, кроме того, воздух замещается более теплопроводной водой. В мерзлотных почвах влияние влажности проявляется при фазовых переходах воды. Как известно, коэффициент теплопроводности чистого льда составляет 2,25 Вт/м-К (Вейнберг,1940), а воды - примерно 0,58 Вт/м-К, т.е. почти в 4 раза меньше. Поэтому при промерзании влажных почв коэффициент теплопроводности увеличивается примерно на 10-30 % (Иванов, Гаврильев, 1965; Павлов, 1974). В промерзающих и мерзлых почвах, также как и в талых почвах, приоритетным фактором по влиянию на изменение
теплофизических характеристик является влажность почвы (Куликов, Дугаров, Корсунов, 1997).
Известно, что кондуктивная теплопроводность почвы тесно связана с ее объемной массой. Региональная особенность профильного распределения объемной массы мерзлотных почв заключается в том, что ее значение не всегда увеличивается с глубиной. Это связано с тем, что образование ледяных прослоек в почве при ее промерзании обусловливает характерное листоватое сложение (Зольников. 1954; Коноровский, 1974; Саввинов, 1986) . После протаивания почвы с такой криогенной текстурой происходит ее неполная осадка, т.е. почва остается во вспученном состоянии, что способствует ухудшению тепловых контактов.
С посткриогенным строением мерзлотных почв также связана конвективная теплопроводность, т.е. перенос тепла в результате перемещения почвенной влаги, как в парообразной, так и в капельно-жидкой форме за счет внутрипоровой и межпоровой конвекции. Конвективная теплопроводность зависит от размеров пор и их формы, и наиболее сильно проявляется в диапазоне увлажнения почвы МГ - НВ, при этом ее доля от общей теплопроводности в некоторых случаях достигает 26% (Чичулин, 1988).
В мерзлотных областях, неравенство теплофизических свойств мерзлой и талой почв способствует превышению отрицательных теплооборотов над положительными и накоплению избыточного холода в почвогрунтах (Общее мерзлотоведение, 1978). Аналогичную роль играют напочвенные покровы. Их
влияние на формирование средних годовых температур фунтов зависит от
8
соотношения их теплоизолирующих эффектов в летний и зимний периоды. Например, термическое сопротивление напочвенного фиброслоя оценивается в талом состоянии величинами 0,12-0,30, а в мерзлом - 0,03-0,05 м2-К/Вт (Куликов, Дугаров, Корсунов, 1997). В летний сезон напочвенные покровы действуют на грунты охлаждающе, в зимний период - отепляюще (Павлов, 1979; Казанский, 1982). Исследования СП. Варламова, Ю.Б. Скачкова, П.Н. Скрябина (2002) показали, что термические свойства напочвенного покрова зависят от его видового состава и мощности, изменяются в больших пределах, при этом летнее охлаждающее влияние напочвенного покрова выше, чем зимнего отепляющего. При удалении напочвенного покрова повышается температура грунтов и увеличивается глубина сезонного протаивания. Рост тепловой нагрузки обусловливает вытаивание подстилающих жил льда и льдистых грунтов, что приводит к деформации мерзлотных ландшафтов. Деструктивные процессы в деятельном слое могут также развиваться при нерациональном землепользовании, нарушении оптимального режима орошения сельскохозяйственных угодий и других причин (Гаврильев, Угаров, Ефремов, 2001).
Таким образом, исследования показывают, что для мерзлотных почв характерно превышение отрицательных теплооборотов над положительными, что препятствует деградацию многолетней мерзлоты, которая в свою очередь обусловливает возникновение некоторых специфических природных явлений и процессов, сказывающихся на облике ландшафтов северных территорий. Для
того, чтобы представить полную картину теплофизических условий
9
формирования мерзлотных почв не хватает данных о том, как они протекают в отдельных типах почв. В этой связи научный интерес представляют теплофизические свойства почв уникальных аласных ландшафтов.
10
ГЛАВА 2. ПРИРОДНО-КЛИМАТИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ РАЙОНА ИССЛЕДОВАНИЙ
Северная половина Лено-Амгинского междуречья расположена в Центральной Якутии между 60 и 64° с.ш. и 115 и 130° в.д. Она относится к Центрально-Якутской низменности, соответствующей бореальному поясу Восточно-Сибирской мерзлотной области и подзоне средней тайги (Щербаков, 1974). По геоморфолого-почвенному районированию исследуемая территория расположена в пределах древней аллювиальной равнины, в Центрально-Якутской таежно-аласной провинции, где господствуют мерзлотные таежные оподзоленные и мерзлотные таежные палевые осолоделые почвы (Зольников, 1954, 1956; Еловская, Коноровский, 1978).
2.1 Климат
Климат северной части Лено-Амгинского междуречья, как и всей Центральной Якутии, определяется географическим положением и рельефом местности. Горные массивы, окаймляющие Центрально-Якутскую низменность, изолируют ее от влияния влажных океанических течений воздуха, и тем самым обусловливают экстраконтинентальный суровый климат (Шашко, 1961;Гаврилова, 1973).
Суммарная солнечная радиация составляет 3750-4200 МДж/м2тод, величина радиационного баланса - 1100-1250 МДж/м2-год. Годовой ход распределения радиационного баланса с апреля по сентябрь положительный, а
11
с октября по март - отрицательный. Наибольшие месячные суммы баланса приходится на июнь (340-380 МДж/м2-мес) (Гаврилова, 1973).
По данным Справочника по климату СССР (1966), среднегодовая температура воздуха отрицательная и варьирует в пределах -10-12 °С (рис.2.1 а), при этом, вследствие низких температур зимы и высоких лета годовые амплитуды температур достигают рекордных величин, как нигде на земном шаре (100-106 °С). Средняя температура самого холодного месяца в разных точках районах понижается до -42-46 °С, а самого теплого месяца достигает до +17-19 °С (рис 2.1 б, в). Переход среднесуточной температуры воздуха через 0 °С происходит в первых числах мая, а осенью - в конце сентября. Дней со среднесуточной температурой около 0 °С мало, что свидетельствует о резком росте температуры весной и быстром падении ее осенью. Сумма отрицательных температур составляет 5000-6000 °С, а положительных - лишь 1700-1900 °С (рис.2.2 а, б).
Основной период вегетации для большинства растений (переход среднесуточных температур через 10 °С) начинается в последних числах мая и заканчивается в конце августа. Сумма активных температур составляет 1400-1600 °С (рис.2.2 в). По высоким летним температурам рассматриваемый район почти не уступает некоторым лесостепным районам, поэтому здесь встречаются типичные лесостепные и степные ландшафты.
12
в
)
..." 1 С)
i I / Ich
'. ( Tg-
\ 1 i
Г - Намц Борогрнць» ,¦ -
•Л Маган №pxa 4 \
Jbcyrix ча
( f \ ^^
¦ s~'¦''' \ с
1BCK r> /° \
л...^ )
Бролог Г \ Am/ i
Верхоянский перевоз Боропшцы
Рис.2.1. Распределение среднегодовой (а), среднемесячной января (б) и июля (в) температур воздуха на территории Лено-Амгинского междуречья, С.
[3
в
}
\ hal ВИЙ Верхояимшй п( i )
¦ "'•- HaMni4, Еорогоицьв
/ ) Ым
\ -~-—^~^J | Manui Мзрха 1 Чур^пча
r щ r-^fT- ^, j / \K
Рис.2.2. Сумма средних суточных температур воздуха ниже О С (а), выше 0°С (б) и выше 10°С (в).
14
В пространственном распределении температур выявляется следующая закономерность: при продвижении на восток снижается сумма положительных, при соответствующем возрастании отрицательных температур, что подтверждается также данными среднегодовых значений температуры.
Основным источником пополнения запасов почвенной влаги аласов являются атмосферные осадки. В разные годы количество осадков разниться и может отклоняться от нормы, поэтому в засушливые годы уровень озерных вод аласов сильно понижается, а в годы с обильными осадками резко повышается.
Годовое количество осадков относительно невелико, примерно 250 — 300 мм (рис.2.3). По количеству выпадающих осадков северная половина Лено-Амгинского междуречья приближается к весьма засушливым районам планеты. Так, за теплый период года выпадает 190 - 230 мм осадков, или 75-85 % годового количества. За три летних месяца (июнь - август) выпадает 115-130 мм осадков.
Относительная влажность колеблется в пределах 50 - 70 %. Весной, в начале лета она может снижаться до 30 - 40 %, что вызывает интенсивное испарение влаги с дневной поверхности. Показатель увлажнения региона (отношение суммы годовых осадков к дефициту влажности) равен 0.18, что соответствует засушливому сектору (Шашко, 1961).
Малое количество годовых осадков и интенсивное испарение в летний период приводят к сильному высыханию почв, лежащих на периферийных
15 |
