Содержание к диссертации
Введение
ЧАСТЬ I Геоэкологическое преобразование точечных значений тепла и влаги в пространственно-временные поля элементов водного и теплового балансов
Глава 1. Геотопологическое соответствие атмосферных осадков и температур воздуха координатам географического пространства 11
1.1. Геотопология и геоэкология потоков тепла и влаги деятельной поверхности и приземной атмосферы 11
1.2. Информационное обеспечение и гидрометеорологическая изученность ... 16
1.3. Однозначные соответствия температур воздуха и атмосферных осадков параметрам географического пространства 18
Глава 2. Геоэкология пространственно-временных структур тепла и влаги внутригодового гидрологического цикла 29
2.1. Геоэкологические подходы и построения внутригодовых структур и последовательностей гидрологического цикла 29
2.2 Инвариантные признаки теплового фактора в формировании составляющих бассейнового стока 37
2.3. Гляциальные факторы формирования предвесеннего стока 41
2.4. Геоэкологическая структура гидрологического цикла - основа построения полей элементов водного и теплового балансов 45
ЧАСТЬ II Геоэкологические основы бинарной, топологической, региональной и планетарной организации систем тепла и влаги
Глава 3. Геотопосистемы: однопараметрические поля и модели пространственной организации тепла и влаги 60
3.1. Структурные и функциональные свойства геосистем - основы пространственно-временной организации тепла и влаги 61
3.2. Пространственно-высотная организация параметров снежного покрова... 64
3.3. Мультипликативные поля атмосферных осадков 76
3.4. Однопараметрические поля пространственно-временных связей радиационного баланса с температурами воздуха 86
3.5. Зональные, региональные и топологические поля коэффициентов стока и
их ландшафтная индикация 91
3.6. Фрактальная и мультипликативная структура элементов гидрологических сетей 113
3.7. Геотопологические основы организации пространственно- временных изменений тепла и влаги 121
Глава 4. Бинарные системы тепла и влаги - основа оценок устойчивости и безопасности природных комплексов 128
4.1. Теория развития бинарного гидролого-климатического процесса, оценка его устойчивости, напряженности и чувствительности 128
4.2. Зональные почвенно-гидрологические критерии влажности, влагоемкости почвогрунтов и устойчивости геосистем 141
4.3. Плювиально-гидрологические критерии устойчивости внутригодовой прерывности и непрерывности водных потоков 151
4.4. Опыт оценки устойчивости гидрологических систем и их средозащитных свойств по параметрам зарегулированности водных потоков 157
4.5. Подходы к оценке гидролого-климатической и гидролого-экологической безопасности территории 170
Глава 5. Зонально-меридиональные системы тепла и влаги - основы гидролого-климатического районирования материков 180
5.1. Геоэкологическое обоснование гидролого-климатического районирования Евразии 180
5.2. Зональные и меридиональные рубежи гидролого-климатических систем... 187
5.3. Геоэкология режимов тепла и влаги зонально-секторных геосистем 192
Глава 6. Планетарные пояса систем тепла и влаги - структуры единого гидролого-климатического поля Земли 204
6.1. Концепция развития планетарного гидролого-климатического поля 204
6.2. Планетарные гидролого-климатические пояса 212
6.3. Качественная оценка планетарной взаимообусловленности океанических, атмосферных и гидрологических режимов 220
ЧАСТЬ III Геоэкологическая, гидролого-климатическая и мелиоративная организация территории
Глава 7. Форма и содержание подходов к анализу геоэкологических ситуаций тепла и влаги территории 228
7.1. Бинарная дифференциация гидролого-климатических ситуаций на планете Земля 228
7.2. Заповедники и проблемы мониторинга природы Центральной Азии 232
7.3. Географо-климатическое обоснование Забайкальской природной территории, как геоэкологического ядра Евразии 234
7.4. Гидролого-климатическая оценка геоэкологических ситуаций Байкальского региона и озера Байкал 251
7.5. Формирование стратегии освоения новых районов Сибири с учетом геоэкологического анализа тепла и влаги 266
Глава 8. Гидролого-климатические проблемы аридиіации и мелиорации ландшафтов 285
8.1. Проблемы аридизации континентальных районов Северо-Восточной Азии 285
8.2. Гидролого-климатические основы мелиорации земель и ландшафтов 302
Основные результаты исследований 308
Литература
- Информационное обеспечение и гидрометеорологическая изученность
- Инвариантные признаки теплового фактора в формировании составляющих бассейнового стока
- Мультипликативные поля атмосферных осадков
- Зональные почвенно-гидрологические критерии влажности, влагоемкости почвогрунтов и устойчивости геосистем
Информационное обеспечение и гидрометеорологическая изученность
Решение задач устойчивости и безопасности территории обусловило необходимость привлечением в арсенал геоэкологических исследований новых методов физической географии, гидрологии и климатологии, раскрывающих условия формирования водных режимов геосистем. Потребность в гидролого-климатической информации с позиций геоэкологии продолжает возрастать, становится актуальной для теоретической гидрологии и практической деятельности человека. Актуальным становится также совершенствование прежних теоретических и практических знаний гидрологии и климатологии как составных и неотъемлемых частей географии - синтетического учения о пространственных системах. Проблема сводится к сближению еще обособленных между собой гидрологии, климатологии и географии на основах экологии, геоэкологии и теории систем.
Однако в современных исследованиях процессов влаго- и теплообмена еще не преодолен барьер установившейся несовместимости гидрологии, метеорологии и географии, на которую в свое время указывали М.А. Великанов (1940) и В.В. Шулейкин (1941). Между ними найдена лишь методологическая общность в решении ряда задач планетарного уровня. Закономерности пространственной организации элементов водного и теплового балансов остаются в ряде случаев не обоснованными. Поиск путей направленной интеграции гидрологических и климатических исследований следует считать актуальной задачей географии. Проблема сводится как к совершенствованию применяемых методов, так и к их замене современными.
В первой четверти XX века наметился глубокий разрыв между бурно развивающейся экологией, новым природопользованием и традиционной географией. Если экология решала задачи обусловленности живых организмов окружающей средой (Одум, 1975), то география занималась изучением природных комплексов и их пространственным размещением. Так как обе науки по структуре и функционированию своему были природными, то возникла необходимость найти между ними естественную общность. Эту задачу решил немецкий географ К. Троль (Troll, 1939). Им было обосновано геоэкологическое направление в географии, устанавливающее целесообразность объединения двух подходов - «горизонтального», состоящего в изучении пространственного взаимодействия природных явлений и «вертикального», заключающегося в изучении взаимоотношений между явлениями в рамках определенной геосистемы (Экологический энциклопедический словарь, 1999). Исходя из данного подхода, геоэкология решает задачи обусловленности структур и внутренних связей геосистем и их пространственно-временных изменений от внешних факторов. Имеется множество определений геоэкологии (Реймерс,1992; Чибилев, 1998; Кочуров,1999 и др.). Все они построены по единому сценарию, определенному А.Г. Исаченко (1980) - «сущность экологического подхода состоит в том, что предметы и явления объективной действительности рассматриваются как среда того или «иного субъекта», т.е. совокупность условий, влияющих на само существование или развитие этого «субъекта» (с. 60).
В.Б. Сочава (1970) отмечал, что экологический подход позволяет устанавливать механизм взаимосвязи между многими компонентами, составляющими геосистему. Основой такого механизма является геотопология, которая изучает дробные подразделения природной среды, формирующиеся внутри региональных геосистем (Сочава, 1974а). Она исследует также локальные, пространственно-временные изменения климатических и гидрологических процессов и компонентов, обусловленные в основном трансформацией тепла и влаги на поверхности земли и в приземных слоях атмосферы. Таким образом, геотопология является методологическим инструментом геоэкологии, совместно обеспечивающим познание пространственной организации тепла и влаги.
А.Н. Ласточкин и А.И. Жиров (1995) считают, что с целью познания и определения экологических оценок, прогнозов и планирования рационального природопользования необходимо решать задачи обусловленных распределением и перераспределением тепла и влаги закономерностей геотопологической дифференциации ландшафтной оболочки. В качестве топологической основы принимаются представления о рельефе земной поверхности как совокупности связанных между собой местоположений. Каждой земной элементарной поверхности соответствует элементарный слов приземного воздуха, которые взаимообусловлены потоками энергии и вещества (инсоляционными, циркуляционными, гравитационными) и, следовательно, находятся в однозначных соотношения.
Местоположению природного комплекса придавал исключительное значение Э. Нееф (1974) - «Все географические явления привязаны к неким географическим местностям, которые обособляются через посредство своего местоположения и в особенности через посредство связей этого положения с соседними местностями и областями» (с. 29).
На факт первичного элемента геосистемы - физической поверхности Земли, указывал А.А. Крауклис (1974). «Это - экран, поглощающий и трансформирующий энергию внешних источников и тем самым обеспечивающий возникновение, «совершенствование» и существование эпигенетических сфер - лито-, атмо-, гидро- и биосферы. В этом смысле геосистему можно рассматривать как природный эффект, связанный с земной поверхностью, границы простирания геосистемы вверх и вниз от физической поверхности Земли определяются распространением упомянутого эффекта» (с. 90). Эти выводы следует считать следствием обобщений научных исследований видных ученых прошлого века и настоящего времени. В.И. Вернадский (1967) рассматривал биосферу «как область земной коры, занятую трансформаторами, переводящими космическое излучение в действенную земную энергию - электрическую, химическую, механическую, тепловую и т. д.» (с. 231).
Традиции геотопологического изучения гидрологических, климатических режимов и комплексов имеют давнюю историю. Это микро- и мезо-географические исследования влаги и тепла в приземном слое воздуха, в почвогрунтах. Условия формирования местных климатов и гидрологических процессов всегда связывали со спецификой места их развития, особенностями рельефа и вообще с представлениями о местоположении как исключительно важной части природного комплекса с заранее заданными географическими координатами и установленной метрикой его поверхности.
Имеется множество работ по геотопологическим исследованиям климатических и гидрологических явлений. В них опорным моментом анализа выступает место, географическая точка, на уровне которых осуществляется пространственно-временная трансформация тепла и влаги. Это работы А.И. Гольцберг (1952), М.К. Гавриловой (1967, 1978), А.Н. Ласточкина (1991, 1992, 1993).
В географию В.Б. Сочава (1974а, 1978) внедрил понятия о топологии, геотопологии и топогеосистемах, как дробных подразделений природной среды, формирующихся внутри региональных геосистем. Это первичные наземные природные комплексы, в которых географическое местоположение и приземный слой воздуха взаимообусловлены взаимодействием тепла и влаги, являются основным каркасом построения элементарной геосистемы.
Все геотопологические исследования решают единую проблему - поиск связей между природными комплексами, явлениями и режимами на уровне земной поверхности, между точками географического пространства. Эта проблема лишь частично решена. С позиций гидрологии и климатологии актуальным остается познание законов пространственных изменений и трансформаций тепла и влаги, обоснование топологических аспектов климатической и гидрологической безопасности территории. В связи с этим, геотопологические исследования дополняются нами геоэкологическими. Подобный эколого-топологический подход обеспечивает поиск информации для дробных территориально разобщенных подразделений природных и социально-экономических сред и определяет их пространственно-временную интеграцию. Решается, таким образом, проблема пространственно-временного единства подразделений природно-общественных сред, спонтанной и антропогенной их динамики, природного объекта и окружающего пространства.
Инвариантные признаки теплового фактора в формировании составляющих бассейнового стока
Географическое пространство бассейна р. Чары изучено слабо. Поэтому возникает необходимость увязывать ограниченную информацию с параметрами других более изученных процессов, явлений, компонентов и по выявленным зависимостям устанавливать правила определения необходимой информации.
Методом гидролого-климатических расчетов по значениям атмосферных осадков и теплоэнергетических ресурсов определяются испарение и сток рек. Однако его применение осложняется некоторой неопределенность параметра «п» в уравнении (1), который от Арктики до южных степей Сибири изменяется от 1 до 4 и отражает в ряде случаев не сопоставимые между собой зональные, региональные и топологические соотношения тепла и влаги.
Нахождение параметра «п», как обоснование методического приема поиска реальных соотношений между составляющими водного и теплового балансов, осуществлено на примере Чарского бассейна. Анализировалось сравнение измеренного стока за 1951-1977 гг. с рассчитанным по атмосферным осадкам и теплоэнергетическим ресурсам. При «п» равном 2 расчетное испарение оказалось завышенным и сток, следовательно, заниженным. Последующие расчеты показали, что при «п», равном 1,5, прослеживается балансовое соответствие между измеренными и расчетными данными. Однако повторить эти расчеты не представилась возможность. Поэтому измеренные значения стока были увязаны с расчетными. Корреляция оказалась невысокой 0,65-0,85, но она хорошо отражают систематическое смещение расчетных выборок относительно измеренных. Данный факт свидетельствует о наличии признаков направленной сходимости между ними, о принципиальной достоверности метода гидролого-климатических расчетов и о доступной корректировке полученной информации. Сравнение измеренных данных по стоку с рассчитанными по уравнениям регрессии показало, что согласно критериям Стьюдента и Фишера нет различий между их выборочными средними.
Любая корреляция нивелирует реальный ход развития гидролого-климатического процесса, как во времени, так и в пространстве. Остаются неучтенными экстремальные отклонения от средних значений выборки. Это вполне закономерное явление, так как в природе редко, но создаются такие ситуации, при которых нарушается преобладающе естественное формирование атмосферных осадков, стока рек и температур воздуха. К ним следует отнести эпизодически повторяющиеся засухи, обмеления рек и, наоборот, катастрофические ливневые дожди и наводнения. Поэтому в поле корреляций между элементами гидролого-климатического процесса довольно часто прослеживаются единичные или немногочисленные группировки данных, отклоняющиеся от основных выборочных закономерностей. Подобное характерно и выявленным связям между измеренными и расчетными значениями стока, определенных по методу гидролого-климатических расчетов. Поэтому, в целях получения обобщающих связей, отражающих тенденцию реального сопряжения расчетных данных с измеренными, из двух сравниваемых выборок, исключались экстремальные значения. Полученные, таким образом, регрессии имеют коэффициент корреляции в пределах 0,65-0,85.
Лишь в июле удалось зафиксировать относительно надежные корреляции между экстремальными отклонениями расчетных значений от измеренных. Большая часть выборки сформировалась при атмосферных осадках больше 75 мм и меньше - 150 мм, при температурах воздуха в пределах 11,5-14,0С. Зависимость, отражающая максимальные отклонения измеренного стока от расчетного, характерна климатическим ситуациям, когда месячное количество осадков превышает 150 мм, а средняя месячная температура воздуха опускается ниже 11,5С. Минимальный измеренный сток (при больших расчетных) формируется, когда месячные суммы осадков меньше 75 мм, а температуры воздуха, превышают 14С. Подобная дифференциация корреляций расчетных и измеренных величин стока подтверждает наше положение о приоритетности климатических ситуаций, когда численные значения атмосферных осадков и температур воздуха находятся в обратных пропорциях.
Таким образом, следует сделать вывод, что модель гидролого-климатических расчетов нормируется только осредненной частью выборки, сформировавшейся при стандартных для территории климатических средах. Однако на этих территориях эпизодически формируются другие климатические ситуации, экстремальные, не соответствующие обычным стандартам. Территория как бы погружается в иное, не характерное ей климатическое состояние, привнесенное другими средоформирующими факторами, видимо преобладающе экстремально планетарными и астрономическими. В таких случаях наблюдается разрыв сред формирования интенсивных, средних и замедленных стоковых процессов. Поэтому модель гидролого-климатических процессов не фиксирует экстремальные отклонения, так как не содержит в своей структуре определяющих их параметров.
Месячные корректировочные уравнения расчетного стока в работе не приводятся. Они не представляют собой ни теоретической, ни практической значимости. Были использованы как технический прием перерасчета стока, определенного гидролого-климатическим методом за 1940-1950 гг., когда сток не измерялся. Восстановленные, таким образом, ряды стока за период 1940-1950 гг. и измеренные за 1951-1981 гг. позволили проанализировать временную изменчивость гидрологических режимов более чем за 40 лет (см. табл. 1 приложения). При этом, был реализован гидролого-климатический прием корректировки измеренных элементов водного баланса. В водобалансовых расчетах трудно определяемым является испарение в целом с речного бассейна и в частности с водной поверхности, болотных, лесных, степных, каменистых и других элементов ландшафта. Обычно по измеренным атмосферным осадкам и стоку рек рассчитывается испарение, хотя такой способ в большинстве случаев не приемлем. Во-первых, не корректное или методически несовершенное измерение осадков и стока влечет за собой систематические ошибки в определении испарения. Таких примеров множество. Наглядным является внесение поправок в показания осадкомеров на недоучет осадков из-за влияния ветра. Во-вторых, в природе отмечается не соответствие по времени участие одновременно поступивших на ландшафтную поверхность ресурсов тепла и влаги. Атмосферные осадки в твердой фазе накапливаются зимой и лишь при положительных температурах в виде талых вод попадают в речную сеть. И, в-третьих, поровая и агрегатная структура почвог-рунтов формируют разные состояния влагоемкости: пленочную, молекулярную, капиллярную, наименьшую и полную. Поэтому одной из актуальных задач гидрологии является определение испарения независимым способом, с использованием теоретических и косвенных методов ландшафтной гидротермодинамики.
Исходной базой решения поставленной задачи послужили наблюдения за стоком реки Чары 1951-1977 гг. и система метеорологических станций, расположенных в бассейне на разных высотных уровнях - от 708 м (ст. Чара) до 1570 м над уровнем моря (ст. Удокан). Были получены осредненные на весь бассейн суммы атмосферных осадков и температур воздуха за каждый месяц указанного периода. По этим данным рассчитали все элементы текущего водного баланса и оценили их соответствие реальным значениям.
Оказалось, что рассчитанное испарение по приведенной методике несколько большее, чем испарение, определенное по разнице между осадками и измеренным стоком. Здесь имеются в виду параметры баланса, осредненные за многолетний период, что обеспечивает их использование для непосредственных расчетов за 1951-1977 гг. Средние годовые величины атмосферных осадков части бассейна, ограниченного створом с. Чары, равны 667,9 мм, а многолетний средний сток - 397,8 мм. Следовательно, испарение с бассейна должно быть равным 270,1 мм. Однако, его величина, определенная по методу гидролого-климатических расчетов, составила 298,18 мм, т.е. на 28,08 мм больше.
Последующий анализ показал, что балансовая невязка не является следствием исходных данных по осадкам и максимально возможному испарению. Она в основном обусловлена применимостыо в уравнении (1) параметра «п». При осредненной за 1940-1977 гг. сумме атмосферных осадков 656,3 мм и максимально возможном испарении 334,6 мм величина испарения при следующих параметрах «п» будет равна:
Мультипликативные поля атмосферных осадков
По весьма неполным материалам были составлены обзорные карты лавинной опасности (Тушинский, 1949, 1963; Лосев, 1966). Когда же начала строиться Байкало-Амурская железнодорожная магистраль, актуальность проблем оценки опасных природных явлений стала очевидной. В пределах Северо-Муйского тоннеля, Удоканского месторождения меди и других были выполнены режимные наблюдения за снежным покровом и сходом лавин. Они позволили сделать вывод о широком распространении опасных природных явлений и их взаимообусловленности. Так, при повышенной снежности и лавинной активности проблема оценки опасных природных явлений стала очевидной. В пределах Северо-Муйского тоннеля, Удоканского месторождения меди и других были выполнены режимные наблюдения за снежным покровом и сходом лавин. Они позволили сделать вывод о широком распространении опасных природных явлений и их взаимообусловленности. Так, при повышенной снежности и лавинной активности возможны селевые проявления. Интенсивные ливневые дожди вызывают моментальные подвижки рыхлых отложений склонов, а землетрясения усиливают как лавинную, так и селевую опасность. Познание взаимообусловленности многочисленных природных процессов и их связи с глобальными климатическими и геологическими процессами определило начало широкомасштабных географических обобщений. Но им предшествовал период, когда оценка природных явлений основывалась только на данных Госкомгид-ромета и экспедиционных работах. Со всей очевидностью было установлено, что вся собранная информация охватывала в основном долины и днища котловин. Остальная горная система оставалась слабо изученной. Показательна в этом отношении работа «Лавины в районе трассы БАМа» (1984), в которой при наличии огромного фактического материала нет широкого географического обобщения. В связи с этим актуальность оценки опасных явлений в горах осталась прежней. Она даже возросла, если учесть, что после завершения укладки главного пути магистрали начато освоение зоны ее влияния и особенно минеральных ресурсов горных районов (Напрасников, Кириченко и др., 1981; Напрасников, Кириченко, 1987, 1999).
В настоящее время наиболее эффективными методами познания полей снега являются - стационарно-статистический и географический. Первый метод наиболее приемлем при изучении снега на локальном или топологическом уровне, т. е. в пределах небольших площадей. При огромном числе измерений, обеспечивающих репрезентативность статистических рядов, выполняются крупномасштабные снегомерные съемки. Однако территорию больших географических регионов невозможно охватить стационарно-статистическими измерениями. Ввиду этого возникла необходимость в разработке географических концепций, позволяющих выявлять закономерности пространственного распределения снежного покрова и определять с допустимой погрешностью его параметры. За основу был принят один из ведущих географических законов горных районов - высотно-поясное пространственное распределение природных элементов и их режимов. Геосистемный подход к данной проблеме позволил выделить районы, в которых прослеживается довольно выраженная корреляция годовых норм атмосферных осадков, их жидких и твердых составляющих с абсолютными высотами местности (табл. 9 приложения). По выявленным региональным зависимостям были определены параметры снега на метеорологических станциях и там, где они не измерялись.
Твердые осадки. Количество твердых атмосферных осадков закономерно увеличивается с востока на запад и с юга на север: с 8 % годовой нормы осадков в Благовещенске, Хабаровске и Комсомольске-на-Амуре до 29 % в Братске и Мижнеангарске; с 10 % в Чите и Могоче до 34 % в Бодайбо и Алдане. В межгорных котловинах Тункинской, Верхнеангарской, Баргузинской, Муйской, Чарской твердые осадки не превышают 12-15 % годовой нормы. На Северо-Байкальском, Патомском, Алданском нагорьях выпадает наибольшее количество твердых осадков, что обусловлено северным и северо-западным переносом воздушных масс. Количество зимних осадков здесь составляет 28-30 % на абсолютных высотах 200- -00 м и 40-50 % на высотах 1800-2000 м. Наименьшее количество твердых осадков выпадает на Витимском плоскогорье - 14-15 % годовой нормы на абсолютных высотах 1600-2000 м.
В высокогорных районах хребтов Байкальского, Баргузинского, Верхнеангарского, Северо-Муйского, Кодара и Удокана доля твердых осадков превышает 40 %. На всей территории зоны магистрали имеет место региональная изменчивость твердых осадков с ростом абсолютных высот местности.
Плотность снега. В межгорных котловинах Верхнеангарской, Муйской, Чарской, в долинах рек Зеи и Бурей плотность снежного покрова практически не изменяется и в сред-нем остается равной 0,17 г/см . Выше 700 м плотность снега начинает увеличивается и достигает максимальных значений - 0,40-0,46 г/см3 на абсолютных высотах местности 2500— 3000 м. На Северо-Байкальском и Патомском нагорьях плотность снежного покрова изменяется от 0,18 г/см на абсолютных высотах 200-400 м до 0,30 г/см на высотах 1500-1700 м. Для всей высокогорной части зоны БАМ выше 1700 м плотность снега изменяется по единой зависимости.
Витимское плоскогорье и Южное Забайкалье характеризуются малыми величинами плотности снежного покрова и незначительным ее увеличением с ростом абсолютных высот местности. Так, на высоте с 400 до 800 м плотность снега соответственно изменяется с 0,16 до 0,22 г/см"\ Это позволило выделить Витимское плоскогорье и Южное Забайкалье в район с неустойчивым залеганием снежного покрова в течение всей зимы. Максимальным высотам снежного покрова характерна большая его плотность. В южных районах региона данный максимум прослеживается в марте, а в северных - в апреле. Зафиксирована определенная зависимость между плотностью снега и его высотой.
Плотность свежевыпавшего снега изменяется от 0,04 до 0,07 г/см3 , сухого от 0,08 до 0,12 г/см . В высокогорных районах под действием ветра свежевыпавший снег может в те-чение двух-трех суток уплотняться до 0,21-0,26 г/см и выше. В отдельных слоях метелевого снега плотность достигает 0,58-0,60 г/см"\
Во время установления устойчивого снежного покрова его плотность самая низкая. В зимнее время снежный покров уплотняется, достигая наибольших значений в периоды максимальных запасов воды в снеге - в марте ниже 100 абс. вые, а в гольцах - в апреле-мае. После схода сплошного снежного покрова начинают таять навеянные и лавинные снежники, наиболее распространенные в высокогорных районах. Плотность их составляет 0,41-0,62 г/см и практически не зависит от гипсометрического положения.
Плотность снежного покрова в Кодаро-Удоканском районе определена путем привлечения большого фактического материала экспедиционных исследований в хребтах Удокан, Кодар, Южно-Муйский, Хамар-Дабан и др. Она закономерно увеличивается с ростом высот местности. На период максимальных запасов воды в снежном покрове его в Чарской котло-вине изменяется с 0,17 г/см на высоте 700 м до 0,45 г/см на абсолютных отметках 2900-3000 м. Снежный покров северного макросклона хр. Кодар плотнее южного на 0,05 г/см3. Выше 1700 м рост плотности снега с высотой одинаков для Кодара и Удокана.
Запасы воды в снежном покрове на территории юга Восточной Сибири и Дальнего Востока распределяются весьма неравномерно. Если на днищах котловин Верхнеангарской, Муйской и Чарской запасы воды в снеге не превышают 70 мм, то в горах они достигают 400-500 мм. В Амурской области запасы воды изменяются с 50 мм на высотах 400 м до 350 мм на абсолютных отметках 1900-2000 м. В высокогорных районах Северо-Байкальского, Станового и Патомского хребтов запасы воды в снежном покрове на высотах 1800-2000 м не превышают 300-350 мм. На Витимском плоскогорье выше 1700 м они равны 70-80 мм.
Запасы воды в снежном покрове Кодаро-Удоканского района закономерно увеличиваются с ростом абсолютных высот местности - с 50 мм на днище котловины (700 м) до 350 мм на высотах 2200-2800 м. В гольцовом высокогорье хр. Кодар слой воды в снеге составляет 500-550 мм.
Зональные почвенно-гидрологические критерии влажности, влагоемкости почвогрунтов и устойчивости геосистем
При этом Н.М. Алюшинская отмечает, что «осадки и испаряемость, по существу, определяют не только тип ландшафта, но и структуру его водного баланса, поскольку между зональными величинами Е0/Р и коэффициентом стока существует тесная зависимость» (с. 486). В данной цитате Е0 отражает величину испаряемости, а Р - сумму осадков.
Следует отметить, что зональное формирование стока в основном определяется климатическими факторами. Но в ряде случаев зональные гидрологические режимы трансформируются структурами геосистем. Склоны разных экспозиций неоднородно увлажняются и обеспечиваются теплом, трансформируя тем самым их зональные потенциалы в региональные и даже местные, топологические ресурсы.
Западинные формы рельефа степей и пустынь задерживают дождевые воды. В условиях повышенных температур воздуха они интенсивно испаряются и, соответственно, уменьшает местный речной сток. Здесь имеет место редукция стока. Карст нарушает водный баланс территории. В одних ее частях уменьшает поверхностный сток, а в других - повышает. Поэтому, между зонально предопределенным и сформировавшимся местным стоком могут быть значительные расхождения. Именно это обстоятельство определило проблему поиска связей между зональными, региональными и топологическими (локальными) факторами, формирующими и трансформирующими поверхностный сток.
Зональный сток рассматривается нами как базисный, потенциально ресурсный. Разница между зональными и региональными величинами стока отражает его естественные дефициты или избытки, которые можно восстановить соответствующими способами мелиорации деятельной поверхности геосистем.
Зональные характеристики стока рассчитывались по закономерностям, выявленным Н.М. Алюшинской (1974), региональные - по измеренным данным и методами, обоснованными на их информации. Однако зональный подход не лишен недостатков. Так в уравнении (7) сложным и спорным является определение максимально возможного испарения (испаряемости). Разные способы его определения влекут за собой разные результаты расчетов, что убедительно показано в работах М.И. Будыко, Л.И. Зубенок (1961) и Л.И. Зубенок (1976). Чтобы использовать наиболее приемлемый из них, нами способы определения испаряемости комплексным методом (Ем к) и через радиационный баланс увлажненной поверхности (Ем.р.б.) были унифицированы и выражены через суммы температур воздуха выше 10С (Напрасни-ков, Дмитриева, 1980): Ем. к = 250 + 0,10 0 Т ,ос +0,00003 Т2 10с ; (8) Ем.р.б= 334 + 0,111 Т ,ос + 0,0000192 Т2 ,0ос. (9) Исходные данные были взяты из монографии Л.И. Зубенок (1976). Расчеты максимально возможного испарения выполнялись и по формуле B.C. Мезенцева : ZMaK = 0,2»T ,o0c + 306, (10) где Т іо - сумма температур воздуха выше 10С.
Данные таблицы 17 показывают, что испаряемость, определенная комплексным методом (Емк) меньше испаряемости, рассчитанной по радиационному балансу (EM.p..f,.). Максимальные ее значения получаются при расчетах по формуле B.C. Мезенцева, в основу которой заложены теплоэнергетические ресурсы положительного дневного радиационного баланса. Основная причина подобных различий заключается в том, что в тундровой и лесной зонах, т.е. в районах избыточного увлажнения, температура деятельной поверхности в летнее время выше температуры воздуха. «Разность температур деятельной поверхности и воздуха создает турбулентный перенос тепла от подстилающей поверхности к атмосфере, на что затрачивается часть энергии радиационного баланса деятельной поверхности» (Зубенок, 1976, с. 143). Эта разница в лесостепи небольшая. Но в степях и полупустынях уже наблюдается обратный процесс. Увлажненная поверхность оказывается более холодной, чем приземной воздух. Поэтому из него часть тепловой энергии излучается к поверхности почвогрунтов. В результате этого их теплоэнергетический потенциал превышает величины радиационного баланса увлажненной поверхности.
Результаты расчетов испаряемости (максимально возможного испарения) по формулам (8), (9) и (10) Индекс формул Суммы температур воздуха выше 10С (Т ю) 500 1000 1500 2000 2500 (3)-ЕМК(4) - Ем.р.б.(5) - Ем.м. 308 394 406 380 464 506 468 544 606 570 633 706 688732 806
Таким образом, от зоны тундр к полупустыням интенсивность испарения возрастает не только за счет роста величин радиационного баланса, но и за счет формы теплообмена между подстилающей поверхностью и приземной атмосферой. Последний фактор и является определяющим в зональных различиях интенсивности гидролого-климатического процесса. В уравнении взаимообусловленности водного и теплового балансов он представлен параметром «п». Его значения увеличиваются с 1,5-2,0 в тундре до 3,0-4,0 в степях и полупустынях.
В Прибайкалье и Забайкалье еще сохраняется отток части радиационного тепла от подстилающей поверхности в приземную атмосферу. Поэтому здесь теплоэнергетические ресурсы испарения ниже радиационного баланса и, следовательно, обеспечивают меньшее испарение, что и подтверждается расчетами по формуле (9), т. е. комплексным методом. Расчеты испаряемости (максимально возможного испарения) по формуле (10), наоборот, несколько завышены, так как основаны на учете всего теплоэнергетического потенциала - радиационного баланса, без вычета тепла на таяние снега и прогревание почвогрунтов. В южных ландшафтах эти составляющие теплового балансов существенно уменьшаются. Поэтому, если в северных регионах планеты правомерней использовать для определения испаряемости уравнение (8), то в южных - уравнение (10). Однако отсутствуют географические ориентиры, которые определяли бы пространственную применимость этих эмпирических зависимостей. Поэтому расчет составляющих водного и теплового балансов для каждой метеорологической станции Прибайкалья и Забайкалья выполнен в трех вариантах (табл. 12-18 приложения), с использованием рассчитанных значений испаряемости по уравнениям (8), (9) и (10). В последствии другим» методическими приемами, а также на материалах непосредственных измерений доказывалась большая достоверность одного из предложенных вариантов.
Таким образом, были рассчитаны зональные величины испарения, стока и коэффициентов стока более чем для 1000 метеорологических станций Прибайкалья и Забайкалья. Эти характеристики распространили на геосистемы, в пределах которой расположен метеорологический пункт. По ним определялись гидрологические характеристики для сходных природных комплексов.
Была осуществлена высотная дифференциация зональных коэффициентов стока (рис. 9, 10). Геосистемы карты (Ландшафты..., 1977) также были дифференцированы по признакам формирования ими территориально однородных высотных спектров (рис. 1. приложения). В пределах пространственно-высотных профилей определялись абсолютные высоты местоположений основных природных комплексов и через зависимости рис. 9 устанавливались их зональные гидролого-климатические характеристики (табл. .19 —29. приложения).
По данным метеорологических станций и гидрологических постов Прибайкалья и Забайкалья для этих же высотных интервалов рассчитывался местный, топологической размерности коэффициент стока. Точность определения оказалась невысокой, но вполне достаточной, чтобы установить тенденцию, обобщающую закономерность их пространственно-высотного распределения. Таблицы 19-29 приложения дополнили местным, региональным коэффициентом стока. Его сравнение с зональным коэффициентом стока обеспечило выявление территорий, сток на которых в зависимости от ряда местных факторов оказался меньшим, т. е. регионально дефицитным.
