Содержание к диссертации
Введение
1. Гидрология геосистем: основные понятия и проблемы 8
1.1. Проблема изучения процессов стокообразования 8
1.2. Понятие стокоформирующего комплекса и его вертикальная структура 12
1.2.1. Ярус растительного покрова 18
1.2.2. Почва и напочвенный покров 19
1.3. Современные методы расчета испарения и построения гидрологических моделей геосистем 24
2. Теплоэнергетические процессы в стокоформирующих комплексах 36
2.1. Уравнение теплового баланса стокоформирующего комплекса 36
2.2. Расчёт составляющих уравнения теплового баланса 39
2.2.1. Радиационный баланс 39
2.2.2. Турбулентный теплообмен с атмосферой 46
2.2.3. Теплообмен с подстилающей поверхностью 48
2.2.4. Энергия фазовых переходов и прочие составляющие теплового баланса 55
3. Перераспределение влаги в стокоформирующих комплексах 58
3.1. Водный баланс стокоформирующих комплексов 58
3.2. Осадки, конденсация и снегонакопление 60
3.3. Задержание влаги растительным и напочвенным покровом 67
3.4. Физико-гидрологические свойства почв 71
3.5. Поверхностный, внутрипочвенный и грунтовый сток 77
3.6. Суммарное испарение 83
4. Эколого-гидро-климатическая модель устойчивости стокоформирующих комплексов 90
4.1. Взаимосвязь теплоэнергетического и водного балансов 90
4.2. Эколого-гидро-климатическая модель устойчивости стокоформирующих комплексов 93
4.2.1. Условие выхода из цикла оптимизации температуры поверхности верхнего расчётного горизонта 99
4.2.2. Речной бассейн как совокупность составляющих его стоко формирующих комплексов 100
4.3. Критерии устойчивости стокоформирующих комплексов 101
5. Практическая реализация предлагаемой эколого-гидро-климатической модели 109
5.1. Оценка модели на основе климатических характеристик 109
5.2. Моделирование изменений климатических и почвенно-экологических условий лесного пояса водосбора Актру 115
5.2.1. Климатическая характеристика 115
5.2.2. Моделирование и прогноз гидроклиматических изменений почвенно-экологических условий на моренных комплексах в процессе сукцессии 119
5.2.3. Изменение факторов формирования стока в результате антропогенеза 124
5.3. Гидроклиматические свойства стокоформирующих комплексов района исследований
Заключение 132
Литература 134
Приложение 1. Описание почвенных разрезов в долине реки Актру 144
Приложение 2. Количественная характеристика пробных площадей 147
Приложение 3. Климатическая характеристика пробных площадей 151
- Понятие стокоформирующего комплекса и его вертикальная структура
- Расчёт составляющих уравнения теплового баланса
- Осадки, конденсация и снегонакопление
- Эколого-гидро-климатическая модель устойчивости стокоформирующих комплексов
Введение к работе
Бассейн реки (водосбор) - это система различных по структуре и функциям ландшафтных образований, объединенных в ландшафто-гидрологическую систему. Эта система образована путем переплетения морфологической и каскадной систем. Связующим звеном для этих систем является фильтрационная способность почв, которая одновременно служит морфологическим свойством склона и пороговым регулятором в каскадной гидрологической системе бассейна реки. Таким образом, между географическим строением бассейна и функционированием гидрографической сети существует тесная связь. В связи с этим для обоснованного анализа закономерностей водного режима и баланса бассейна и их устойчивости необходимо исследование связи выше названных характеристик с геоморфологическим положением бассейна и структурой его почвенного покрова и почвами, являющимися своеобразными гидротрансформаторами поверхностного стока (Росновский, 1998).
Актуальность предлагаемой работы как раз и вызвана тем, что существование конкретного ландшафта на определенном участке водосбора во многом обусловлено количеством и степенью соразмерности тепла и влаги на нём. Именно поэтому А.А. Григорьев считал, что задача географии заключается в изучении характерных для каждой типичной физико-географической зоны системы балансов вещества и энергии.
Наиболее перспективным направлением в изучении влияния факторов подстилающей поверхности на сток воды и "тепла", является не столько сопоставление стоковых данных парных объектов, как это часто встречается в гидрологических исследованиях, а детальное моделирование элементов теплового и водного балансов, и их соотношения для различных геосистем водосборов или, иначе говоря, стокоформирующих комплексов.
Цель. Основной целью данной работы является создание для лесного пояса Центрального Алтая обоснованной физико-математической модели
ландшафтных процессов водообмена в единстве с энергообменом (на примере бассейна р. Актру).
Для достижения поставленной цели решались следующие задачи:
обоснование особенностей формирования водного и теплового баланса ландшафтов горно-лесного пояса;
определение количественных характеристик почвенного и растительного покрова изучаемого района и их взаимосвязи;
выявление влияние высоты расположения геосистем на гидрофизические свойства входящих в них почв;
объединение на основе уравнения взаимосвязи теплоэнергетического и водного балансов B.C. Мезенцева в единое целое методик, описывающих ход отдельных гидроклиматических процессов и использующих при этом приемлемый минимум характеристик почвы и растительности, т.е. разработка физико-математической модели формирования водно-теплового баланса исследуемых ландшафтов;
оценка влияния сукцессии растительного покрова и процессов антропогенеза на формирование водно-теплового баланса исследуемых ландшафтов.
Объекты и методы исследования. В качестве объекта исследований была выбрана верхняя часть лесного пояса горно-ледникового водосбора Актру, расположенного в Центральном Алтае и наиболее изученного в метеорологическом и гидрологическом плане по сравнению с соседними водосборами (М.В. Тронов, Н.И. Белова, В.В. Севастьянов, Ю.К. Нарожный, Н.Х. Лупина и др.). Работа проводилась на пробных площадях, заложенных в 1999 и 2003 годах ФИЛ СО РАН, а в 2002 году на молодых моренах Малого Актру с учётом датировок отступления ледника.
При определении количественных характеристик почвенного покрова использовался метод почвенных монолитов (Агрофизические методы ..., 1966) и расчётные методы для определения удельной поверхности, водно-
6 физических и тепловых характеристик почвы (Мичурин Б.Н. и Лытаев И.А, 1967; Чудновский А.Ф., 1959; Росновский И.Н., 1993, 2001).
Научная новизна работы заключается в том, что впервые в практике
моделирования геосистем использовано уравнение связи
теплоэнергетического и водного балансов B.C. Мезенцева, а также разработана методология его применения для описания ландшафта (в целях экологии и физической географии). Что позволяет вести рассмотрение теплового и водного балансов в тесной взаимосвязи между собой с учётом минимума количественных характеристик наземного растительного покрова и почвенных горизонтов экосистем различных ландшафтов. Это впервые позволило рассчитать для Центрального Алтая ряд микроклиматических и гидрологических показателей. Кроме того впервые экспериментально доказано влияние высоты местности, а следовательно, атмосферного давления на основные гидрофизические свойства горных почв. Также показано, что сукцессии растительного покрова (как естественные, так и антропогенные) значительно изменяют структуру и величину водного баланса горных ландшафтов.
Положення, выдвигаемые на защиту:
Разработанная эколого-гидро-климатическая модель устойчивости стокоформирующих комплексов доказывает, что уравнение связи теплового и водного балансов B.C. Мезенцева (1973) наиболее перспективно для построения математических моделей гидроклиматической роли геосистем в ландшафте.
При определении водно-физических свойств почв горных ландшафтов необходимо учитывать атмосферное давление (высоту местности), так как его изменение влияет на их величину и, следовательно, на перераспределение стока в ландшафтах.
Антропогенные воздействия на геосистемы, также как и естественные сукцессии растительного и почвенного покрова приводят к существенному изменению гидроклиматической роли геосистем Центрального Алтая.
Практическая значимость, заключается в том, что предлагаемая в работе эколого-гидро-климатическая модель, реализованная в виде программы в Visual Basic, позволяет осуществлять на уровне фаций прогноз гидроклиматических последствий сукцессии растительности, антропогенных воздействий и климатических колебаний. Модель может служить для целей экологического нормирования механических воздействий на экосистемы, а также позволяет определять пределы существования экосистем любого типа ландшафтов. Полученные материалы могут быть полезны при чтении курсов лекций по гидрологии, физической географии, физике и географии почв. Часть полученных материалов уже используется при чтении курса «Системный анализ и математическое моделирование процессов в почвах» студентам БПФ ТГУ.
Апробация результатов. Основные положения данной работы докладывались и обсуждались на межлабораторных семинарах Филиала института леса и Института мониторинга климатических и экологических систем СО РАН, различных конференциях российского и международного уровня: «Международной конференции по измерениям, моделированию и информационным системам для изучения окружающей среды ENVIROMIS-2004» (Томск, 2004), «Международной конференции по геоэкологическим проблемам почвоведения и оценки земель» (Томск, 2002), «Научно-практической конференции по проблемам гляциогидроклиматологии Сибири и сопредельных территорий» (Томск, 2002). Всего по материалам диссертации опубликовано 11 печатных работ.
Объем и структура диссертации. Диссертация изложена на 152 страницах машинописного текста, содержит 30 таблиц, 10 рисунков и состоит из введения, 5 глав, выводов и 3 приложений. Список литературы включает 163 названия.
Автор выражает глубокую признательность всем тем, кто каким-либо образом помог в создании предлагаемой работы.
Понятие стокоформирующего комплекса и его вертикальная структура
Возрастающее антропогенное воздействие на природу выдвигает на первый план задачу выбора оптимальных территориальных образований для управления природопользованием, имеющих ясные пространственные границы, единую историю развития и единый цикл энергомассобменных процессов.
Основным движителем процессов энергомассообмена в ландшафтной оболочке Земли является процесс перераспределения поверхностного стока. Этот процесс формирует облик её поверхности, а также структуру речной сети в виде речных бассейнов разного уровня иерархии. Организующим началом речного бассейна являются его водный режим и баланс, от которых зависит его хоро - хронологическое развитие и возможности использования его ресурсов человеком.
В принципе, бассейн (водосбор) - это система различных по структуре и функциям ландшафтных образований, объединенных в ландшафто-гидрологическую систему (ЛГС) направленным по градиенту силы тяжести потоком воды и влекомых ею наносов различного состава и размеров (Ман-дыч, 1992). То есть, это природная система, сформировавшаяся в результате взаимодействия потоков энергии и вещества. Связующим звеном при этом выступает инфильтрационная способность почвенного покрова, которая является одновременно и морфологическим свойством склона и пороговым регулятором в каскадной гидрологической системе бассейна реки. В связи с этим для обоснованного анализа закономерностей водного режима и баланса бассейна и их устойчивости необходимо исследование связи выше названных характеристик с геоморфологической структурой бассейна и структурой его почвенного покрова (CII1I) и почвами, являющимися своеобразными гидротрансформаторами поверхностного стока (Росновский, 2002).
Водосборы относятся к классу геосистем со слабо развитыми обратными связями. Устойчивость их существования зависит от особенностей организации составляющих водосбор подсистем и элементов. Функционирование и изменение водосборов интегрально выражается гидрографом стока в замыкающем створе.
Современное состояние, как всего водосбора, так и составляющих его ландшафтных элементов является следствием действия совокупности факторов, действующих в данной точке топографического пространства.
Структура любого водосбора (бассейна) представляет собой иерархическую систему из составляющих его ландшафтных элементов (геосистем) различного типа сочленения (Виноградов, 1988; Мандыч, 1992).
В отличие от геосистем) под экосистемами понимаются функциональные системы, включающая в себя сообщество живых организмов и среду их обитания (Фёдоров и Гильманов, 1980). Однако такое определение экосистемы не имеет определенного объема и её понятие приложимо к системам любой размерности: от капли до вселенной (Дылис, 1978). Под аналогичным понятием биогеоценоза В.Н. Сукачев (Дылис, 1978) понимал совокупность на известном протяжении земной поверхности однородных природных явлений (атмосферы, горной породы, растительности, животного мира и мира микроорганизмов, почвы и гидрологических условий), имеющую свой определенный тип обмена веществом и энергией, и находящуюся в постоянном развитии.
В целом понятия экосистемы и биогеоценоза на уровне растительных сообществ совпадают. Именно экосистемы такого уровня, т.е. биогеоценозы и представляют интерес при изучении процессов формирования стока, так как растительность является одним из основных признаков однородности условий формирования стока.
В географии получил распространение более узкий термин - фация. Это как бы элементарная ячейка природно-территориального комплекса (ландшафта), характеризующаяся на своем протяжении одинаковым почвен-но-растительным покровом, микроклиматом и микрорельефом, а значит и условиями формирования стока (Сочава, 1978; Павлов, 1984; Виноградов, 1988). Это позволяет считать понятия фации и биогеоценоза синонимами, но рассматриваемыми с разных сторон: фация - с географической, биогеоценоз -с биоэнергетической. Эти понятия могут соответствовать в отдельных случаях элементарному стокообразующему комплексу А.Н. Антипова (1992), простой гидрологической системе (Мандыч, 1992), типу условий местообитания (Росновский и Копысов, 20026), стокоформирующему комплексу (Виноградов, 1988). За границей получил распространение термин Hydrologically Similar Units (Lempert & Ostrowski, 1997).
В соответствии с одной из целей данной работы - анализа поверхности водосбора с позиции изучения формирования стока, в дальнейшем будем использовать понятие стокоформирующего комплекса.
Стокоформирующий комплекс (СФК) - это участок территории водосбора, в пределах которого геоморфологические, растительные и почвенные условия можно считать однородными, а поэтому различные типы стокофор-мирующих комплексов имеют свою особую структуру водного и теплового балансов которые, учитывая их тесную взаимосвязь, следует рассматривать совместно. Исходя из выше сказанного, любой водосбор можно описать перечнем составляющих его стокоформирующих комплексов с указанием их относительной площади, а оценка водного баланса и стока производить путем синтеза их водных балансов (Басе, 1963; Виноградов, 1988).
Несомненно, каждому речному бассейну характерен свой набор СФК с преобладанием того или иного их типа и своя степень их разнообразия. Степень разнообразия стокоформирующих комплексов будет определять неоднородность водных свойств и водного режима бассейна, а преобладающий тип СФК - основной тип и направление водообмена в изучаемом бассейне.
Границы стокоформирующих комплексов могут быть довольно резкими, когда соседние участки мало влияют на пограничные зоны друг друга или размытыми с постепенным переходом, когда влияние прослеживается на существенном расстоянии и тогда целесообразно дополнительно рассматривать пограничные зоны.
В целом для стокоформирующих комплексов ведущими являются вертикальные потоки воды и тепловой энергии (рис. 2.1. и З.1.). Поэтому они могут быть представлены как набор емкостей, каждая из которых соответствует отдельному горизонту экосистемы: ярусы растительности, подстилка, почвенные горизонты (Росновский и др., 2003). Емкости характеризуются объемом вмещаемой ими воды (влагоемкостью) и тепла (теплоемкостью), а также водопропускной и теплоэнергопроводящей способностью, которые выступают в качестве факторов устойчивости стокоформирующих комплексов.
Дополнительным фактором устойчивости считается транспирационая способность растительности (Мандыч, 1992), которая во многом определяется вышеупомянутыми факторами, а потому мы считаем это излишним.
Расчёт составляющих уравнения теплового баланса
Основным источником энергии физических процессов, происходящих на Земле, является энергия солнца. По сравнению с ней энергия, получаемая от других источников ничтожна (Будыко, 1984; Братсерт,1985; Гаврилова, 1978; Павлов, 1984; Чирков, 1986; Чудновский, 1959а).
В атмосфере солнечная радиация частично поглощается водяным паром и аэрозолем, а частично рассеивается и отражается от облаков и земной поверхности. Энергетическую освещенность, создаваемую излучением, поступающим в виде пучка параллельных лучей, называют прямой солнечной радиацией. Причем в облачную погоду, когда коротковолновая радиация представлена в основном рассеянной, роль экспозиции не существенна, а поэтому в верхнем уравнении дополнительно введен интерполяционный учёт облачности. Это позволяет учитывать то, что при относительной облачности NOJ равной единице, экспозиция склона не оказывает влияния на приход суммарной радиации и, наоборот, при нулевой облачности роль экспозиции наиболее существенна.
Так как в горах существенное влияние на приход солнечной энергии оказывает закрытость горизонта, то её также необходимо учитывать. Обычно для этого учитывают относительную продолжительность солнечного сияния или вводят коэффициенты закрытости горизонта (Виноградов, 1988).
Если высота солнца при расчётном часовом угле оказывается ниже линии горизонта, то вводится поправочный коэффициент. Этот коэффициент характеризует долю рассеянной радиации и по нашим расчетам для Актру близок к произведению относительной закрытости небосвода и альбедо склонов. Линия горизонта СФК в нашей модели упрощенно определяется углами восхода ZB и захода Z3 солнца. Для получения лучшего результата необходимо проведение теодолитной съёмки закрытости (Выгодская, 1981) .
В местах, где связь между наличием снега и отрицательной температурой воздуха неоднозначна, годовой ход альбедо следует задавать для каждого расчётного периода. Также, если возможно снижение влажности верхнего метрового слоя почвогрунта до влажности завядания и ниже, то в алгоритм (2.10) необходимо добавить альбедо засушливого периода.
Помимо лучистого теплообмена в СФК осуществляется теплообмен вместе с частицами воздушного потока. В пересеченной местности на воздушный поток оказывают воздействие динамические и термические факторы (Павлов, 1984). Обзор способов определения турбулентного теплообмена приводится в работах А.Ф. Чудновского (19596), П.Н. Тверского (1962), А.И. Будаговского (1964), А.В. Павлова (1984). Однако, методов расчета теплоотдачи в воздух и испарения, для условий межполосных полей (пересеченной местности) не предложено (Чудновский, 19596), либо они чрезмерно усложнены. В случае длительного осреднения (декада, месяц), как и в инженерной практике, турбулентный теплообмен Р} можно определять из соотношения
Ньютона, т.е. по закону конвективного теплообмена при постоянном потоке теплоты, случай стационарного теплового поля (Лыков, 1978; Павлов, 1984): где aKj- коэффициент конвективного теплообмена, как правило, изменяется в пределах от 7 до 23 Вт/(м2 -К); t0 ;и 9, - средняя температура поверхности и воздуха на высоте 200 см, т} - продолжительность расчетного периода, сек. Здесь иj - средняя скорость ветра на высоте флюгера, м/с. Разница между температурой воздуха и температурой поверхности является обратной функцией проницаемости растительного покрова. Вертикальная составляющая скорости ветра в растительном покрове также снижается с увеличением относительной площади растительного покрова.
Осадки, конденсация и снегонакопление
Общеизвестно, что измерение атмосферных осадков выполняется недостаточно точно, особенно велик недоучёт зимних осадков (Мезенцев, 1973; Методы ..., 1976; Виноградов, 1988; Севастьянов, 1998). Также совсем не учитывается приход влаги от конденсации водяных паров на элементах земной поверхности, внутри почвы и особенно в каменистых осыпях гор (Роде, 1978). По причине этого сток горных рек превышает сумму выпадающих в их бассейнах дождемерных осадков (Высоцкий, 1952; Китредж, 1954; Дерпгольц, 1979 и др.).
Из-за точности измерений нельзя уверенно судить о наличии разницы в осадках над лесом и над безлесными участками (Субботин, 1979). Например, даже записи осадков на пунктах, расположенных в нескольких метрах друг от друга могут различаться на 20% (Китредж, 1954), а суточные суммы дождевых осадков менее 1 мм обычно не измеряются (Ретхати, 1989). В принципе при традиционном способе измерений иначе и быть не может, так только потери на смачивание составляют не менее 0,2 мм осадков (Методы ..., 1976). Поэтому водный баланс следует выражать с учетом конденсации (не учитываемой снегомерными и дождемерными наблюдениями) и подземного стока, уходящего за пределы бассейна помимо замыкающего стока (Тюрк, 1958).
Однако, А.И. Будаговский (1964) показывает, что при выпадении росы происходит лишь перераспределение влаги между почвой и поверхностью растительного покрова, а поступление влаги из воздуха достаточно не велико. Но в горных районах отличающихся контрастностью температур подстилающей поверхности существенную роль играет перенос воздушных токов с одних участков на другие, и поэтому при рассмотрении горных стоко-формирующих комплексов с ним нельзя полностью согласиться.
В описанной ситуации более или менее правдоподобную картину о количестве атмосферных осадках могут дать данные о стоке (Львович, 1971). Так А.В. Мезенцев (2001) предложил методику расчета водного баланса горных водосборов на основе идеи гидрологического контроля атмосферных осадков М.В. Тронова и реализованную методом гидролого-климатических расчетов (Мезенцев, 1973). К сожалению, такой подход из-за отсутствия данных о стоке с конкретных стокоформирующих комплексов и сложности их получения практически не применим при рассмотрении отдельных ландшафтов водосборов.
Таким образом, для стокоформирующих комплексов кроме знания измеренных осадков приходится дополнительно рассчитывать конденсационные осадки. Для этого будем раздельно рассматривать конденсацию на растительном покрове и в деятельном слое подстилающей поверхности под пологом растительного покрова.
Тепло конденсации сравнительно невелико и к тому же целиком расходуется на частичную компенсацию ночного эффективного излучения (Мезенцев, 1973). Листовая поверхность практически никакой теплоакку-муляции не осуществляет (Чудновский, 19596). Из этого можно предположить, что ночное эффективное излучение растительного покрова полностью компенсируется конденсацией, и тогда количественно конденсация на растительном покрове за расчётный период будет определяться следующим уравнением: где ЕГСФК . - эффективное ночное излучение всего СФК за расчётный период, определяемое по уравнениям (2.12) и (2.13); EFnH - эффективное ночное излучение под пологом растительного покрова, определяемое по уравнениям (2.20) и (2.13); L}- энергия фазового перехода определяемая соответственно по уравнению (2.40) или (2.41). Уравнение (3.6) показывает то, что на северных склонах конденсация должна быть больше, чем на южных. Это вызвано тем, что вследствие большей продолжительности сумерек ночное эффективное излучение северных склонов больше. Также конденсация будет возрастать, при увеличении площади растительного покрова, т.е. переохлажденной поверхности. Например, в Западном Саяне по наблюдениям В.В. Протопопова (1965)-R.; лесу за лето может выпадать на 35 мм больше росы, чем на открытом месте.
Почва имеет значительную теплоёмкость, что препятствует переохлаждению его поверхности, а потому будем полагать, что процесс конденсации в ней возможен только при температуре воздуха выше температуры поверхности почвогрунта. Данное условие обычно выполняется для склонов северной экспозиции под пологом леса. С учётом данного условия расчётное уравнение для конденсации в деятельном слое подстилающей поверхности под пологом растительного покрова запишется: Knj=—УУ-, npu&j t0J (3.7)
В целом, по литературным данным, в верхних слоях почвы в теплый период года в суточном ходе преобладает испарение, а в нижних (примерно с глубины 20 см) - конденсация. В холодный период преобладает внутри-почвенная конденсация (Лебедев, 1930; Калюжный и др., 1988). Суточный максимум внутрипочвенной конденсации обычно не превышает 0,8 мм/сутки (Роде, 1978).
Учёт процессов конденсации в зимний период затруднен. К тому же её роль не велика, так как влагосодержание воздуха не велико. Поэтому при температуре воздуха ниже 0С, будем считать, что процесс конденсации не идет, т.е. будем использовать следующее ограничение: {Kpnj = 0, при 0j o (з.8)
В целом используемый нами подход для расчёта конденсации приемлем. Особенно учитывая то, что традиционные подходы к метеоизмерениям не могут дать количественной характеристики конденсационных осадков на различных типах подстилающей поверхности. Причем даже современные ультразвуковые метеостанции, изготавливаемые в нашем институте (Кабанов и Тихомиров, 2004), также не позволяют разрешить эту проблему, так как позволяют определять лишь пульсации. Огромную роль в перераспределении влаги и сохранении её в течение длительного периода играет снежный покров. Состояние снежного покрова характеризуется в первую очередь высотой его залегания и плотностью. Высота снежного покрова зависит от количества выпавшего снега, его плотности, рельефа местности и растительности. Распределение запаса воды в снеге к началу таяния почти повторяет распределение высоты снежного покрова (Басе, 1963).
Данное уравнение учитывает то, что плотность свежевыпавшего снега зависит от температуры воздуха (0у), а максимальная возможная плотность снежного покрова- от его сложившейся мощности (/% м). BCIIj_x - обозначает влагозапас снежного покрова на начало расчётного периода и определяется по формуле (3.10); kSN - коэффициент метелевого переноса снега; Хп- осадки прошедшие растительный покров. Числовые обозначения в уравнение имеют следующее физическое обоснование: 100 - плотность снега выпавшего при сильном морозе; 100+200 - плотность снега выпавшего при температуре воздуха 2С; 450 - разница между верхним пределом плотности снега за счёт его проседания 7 00 кг /м3 и максимальной плотностью тонкого снежного пласта равной 250 кг 1мъ.
Эколого-гидро-климатическая модель устойчивости стокоформирующих комплексов
Основной целью преследуемой при создании данной модели являлось экологическое нормирование воздействий на природные комплексы, так как экологически безопасное природопользование не возможно без своевременного количественного прогноза последствий антропогенных воздействий и естественных сукцессии. Основой такого прогноза может служить только совместный детальный анализ возможных изменений теплового и водного баланса экосистем.
Принципиальная схема модели приведена на рисунке 4.1. В виду статистического характера некоторых используемых в модели зависимостей, расчёты могут проводиться только подекадно или помесячно.
В основе модели лежит точное уравнение связи теплового и водного балансов (4.1), хотя в своё время его автор B.C. Мезенцев (1973) посчитал, что оно из-за отсутствия массовых данных об элементах, определяющих величины rjj и Wj за отдельные внутригодовые промежутки времени, пока ещё не может быть применено в практических расчётах. А потому пошел путем создания частных форм уравнения связи балансовых элементов, известных как метод гидроклиматических расчётов. В настоящее время известны формулы, позволяющие рассчитывать все элементы, определяющие величины T]J и Yj за отдельные внутригодовые промежутки времени (декады, месяца), но все они требуют знания температуры деятельной поверхности и начальной влажности почвогрунта. Так как непосредственное измерение этих величин для различных стокоформирующих комплексов представляется почти не возможным, единственно возможным выходом является оптимизация начальной влажности почвогрунта и температуры деятельной поверхности (Kopysov & Rosnowskij, 2003). Условия их оптимизации будут рассмотрены ниже при описании модели. Ввод исходной метеоинформации
О местоположении стокоформирующего комплекса в ландшафте: географическая широта { р)\ высота над уровнем моря (нСФК); средний угол наклона поверхности склона (а); экспозиция склона (э); закрытость горизонта, отражаемая углами восхода (ZB) и захода (Z3) солнца, но лучше, если известен угол закрытия горизонта для каждого часового угла (zj.
Метеорологическая, осредненная за расчётный период: средняя температура воздуха (в}); упругость водяного пара \eBj) и дефицит влажности воздуха (dBj) в мв\ количество осадков с поправками к показаниям осадкомера {Xj); общая облачность \N0j), скорость ветра на высоте флюгера (;/;); количество дней с осадками (г1(;); прозрачность атмосферы (kAJ). Последняя может приниматься постоянной в течение года.
Почвенно-экологическая: тип древесно-кустарничкого покрова и его относительная площадь (LAIj) в период вегетации и зимой; тип напочвенного покрова; число расчетных слоев почвогрунта (//); их мощность (/), плотность (р,), полная влагоёмкость (пв), наименьшая влагоёмкость (##,), коэффициент фильтрации (кф1), удельная поверхность [s0i) и содержание гумуса в расчётном слое (/ ,). Продолжительность расчётного периода (г,) в сутках; коэффициент метелевого переноса снега (&w), который может существенно изменяться в зависимости от типа СФК и окружающего рельефа, но может быть оценочно взят из таблицы 3.1; и коэффициент увеличения энергозатрат при испарении капельно-жидкой воды (kKR), значения которого для различных типов растительного покрова пока не установлены, а потому задаются приблизительно в диапазоне от 3 до 8.
На четвертом этапе начинается расчет элементов водного и теплового баланса за расчётный период (месяц, декада), причем расчёт ведется за гидрологический год, т.е. с начала октября. Первоначально начальная влажность горизонтов условно принимается равной наименьшей влагоёмкости, а их температура - температуре воздуха за предшествующий расчётный период. В случае отсутствия древесно-кустарничковой растительности (lAI = о) верхние горизонты почвогрунта объединяются в один с соответствующим перерасчётом почвенных характеристик.
На девятом шаге вычисляется коэффициент фильтрации в зависимости от льдистости [кфіг}) по формуле 3.22 и производится расчёт влагообмена почвенных горизонтов. Поступление влаги к почвогрунту (/0 /) определяется по алгоритму 3.26, поверхностный сток (к _;) по формулам 3.27-3.29, внутри-почвенный сток (fj,J) ПО формулам 3.30-3.31, инфильтрация в нижележащий горизонт (/,;) по формуле 3.33 и суммарный сток (гу) по формуле 3.35. Относительная влажность почвогрунта на конец расчётного периода (vt, у) определяется по формуле 3.40, транспирации с расчётного горизонта {frKJ) по формулам 3.36-3.43 и физическое испарение с верхнего горизонта почвогрунта \l\j) по соотношению 3.44. На десятом этапе ведется расчёт теплопроводности почвы (Л,?;) в зависимости от влажности и льдистости по формулам 2.38-2.39 и теплопроводности снега (Ло j) по формуле 2.36. Теплообмен с подстилающей поверхностью (Од;) определяется по формулам 2.27-2.35. Распределение температур (f/ y) до глубины фазового перехода вода-лёд рассчитывается по формуле 2.31, а льдистость горизонтов (A, j) по алгоритму 2.33. На одиннадцатом этапе проходит проверка условия выхода из цикла оптимизации температуры поверхности верхнего расчётного горизонта (формула 4.3). Если условие не выполняется, то возвращаемся к началу цикла оптимизации температуры поверхности и задаем (i0J) меньше на 0,1 С. Если же условие выполняется, то производим присвоение значении выходным величинам.
По окончании цикла повторяем расчёт для следующего расчетного периода, и так до тех пор, пока не произведем расчёт для всего года. После чего производится сравнение начальных и конечных условий, т.е. выполняются ли равенства яЛл(/,-?,-/,-(Я) 0,1 и « (vtv j — \f. „) 0,0], Если равенства не выполняются, то возвращаемся на четвертый этап и производим перерасчёт при начальных условиях равных конечным, т.е. tiQ=tin и и ,0 = win. В случае выполнения этих условии при использовании среднемноголетних метеоданных проверяем равенство теплообмена с почвогрунтом за год нулю. Если равенство не соблюдается, то возвращаемся на третий этап и меняем глубину годового теплооборота. Когда, наконец, и последнее условие будет выполнено, то это означает завершение расчётов.
