Содержание к диссертации
Введение
1. Теплофизические условия формирования мерзлотных почв 4
2. Природно-климатические условия района исследований 11
2.1. Климат 11
2.2. Многолетняя мерзлота в почвообразующих породах 17
2.3. Растительность мерзлотных областей 20
3. Объекты и методика исследований 23
4. Водно-физические свойства аласных почв 34
4.1. Водно-физические свойства почв 34
4.2. Режим влажности почв 40
4.3. Гидротермические пояса 48
5. Теплофизические свойства аласных почв 55
5.1. Особенности теплофизических свойств аласных почв 55
5.2. Сезонная динамика теплофизических свойств почв 70
5.3. Зависимость теплопроводности от влажности и объемной массы почвы 76
5.4. Пространственная изменчивость теплофизических свойств 80
Заключение 84
- Многолетняя мерзлота в почвообразующих породах
- Водно-физические свойства аласных почв
- Режим влажности почв
- Сезонная динамика теплофизических свойств почв
Введение к работе
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,
• 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.
Многолетняя мерзлота в почвообразующих породах
Лено-Амгинское междуречье относится к области сплошного распространения многолетнемерзлых пород. Сквозные талики существуют только под руслами рек Лены, Алдана, Амги и крупными термокарстовыми озерами (Соловьев, 1959; Анисимова, 1971). В пределах Лено-Амгинского междуречья мощность ледового комплекса увеличивается с юга на север, в соответствии с возрастанием мощности четвертичных отложений. Наибольших значений она достигает на возвышенных участках севернее оз. Мюрю (480-500 м), а уменьшается до 15-30 м в районе р. Улахан-Тарын (Босиков, 1991). Многолетнемерзлые породы на межаласных пространствах характеризуется как низкотемпературные. Средняя температура пород на глубине затухания годовых колебаний температуры (15-20 м) держится в пределах -3-6 С (Катасонов, Иванов, 1973). Отложения, слагающие межаласный тип местности, имеют двухслойное строение с общей мощностью до 80 м. Верхняя часть отложений вмещает повторно-жильные льды мощностью 8-14 м по вертикали. В нижнем горизонте, в мелкозернистых песках вскрыты прослои и линзы льда с примесью песка толщиной 1.5-2.0 м. Мощность мерзлоты в аласных ландшафтах имеет свои особенности. Она здесь уменьшается в связи с наличием подозерных и подаласных чаш протаивания (Иванов, Потапов, 1971). Изменения температуры пород в таликах зависят, в частности от мощности и площади таликов, отношения обсохшей площади котловины к подозерной ее части, глубины и температуры воды в озере и ее минерализации. По данным Н.П.Анисимовой (1971), температура пород в подозерных таликах аласов изменяется от -0,1 до +1,8 С. Наиболее высокие ее значения отмечаются в подозерной части, наиболее низкие — в прибортовой, под толщей современных ММП. Аласы формируются при протаивании мощных толщ подземных льдов и сильнольдистых пород с образованием озер. На исследуемой территории основную массу составляют повторно-жильные льды, которые имеют сетчатое криогенное строение (Босиков, 1991). Глубина аласной котловины находится в прямой зависимости от вертикальной мощности и объема вмещающихся подземных льдов. По наблюдениям мерзлотоведов, наиболее глубокие ал асы (30-40 м) характерны для Абалахской террасы, а неглубокие (3-6 м) - для Бестяхской. Мощность сезоннопротаивающего слоя (СПС) строго дифференцирована по почвенно-растительным поясам аласа. Так, она имеет максимальное значение в его периферической полосе, где господствует спепная растительность и почва отличается большой сухостью. Малая мощность СПС присуща заболоченной приозерной полосе с болотными почвами. Мерзлота, являясь водоупором, способствует насыщению нижнего пояса аласа до полной влагоемкости. Весной, из за небольшой мощности СПС, почвы нижнего пояса заливаются талыми водами. Летом по мере протаивания почв создается возможность внутрипочвенного оттока влаги из аласного озера к почвам примыкающих мезоповышений, поскольку в этом направлении увеличивается мощность СТС.
Таким образом, своеобразный климат и близкое залегание многолетней мерзлоты способствуют формированию вокруг аласного озера различных гидротермических поясов увлажнения с резким градиентом влажности, и тем самым создают характерное пространственное распределение теплофизических характеристик почвенного покрова. 2.3. Растительность Лено-Амгинское междуречье по лесорастительному районированию входит в Центрально-Якутский аласно-таежный округ, относящийся к Якутской провинции восточно-сибирских светлохвойных лесов (Щербаков, 1975). Основными лесообразующими породами здесь являются лиственница Каяндера (86%), сосна обыкновенная (8%), береза плосколистная (2%) с небольшой примесью ели сибирской. Преобладают лиственничники брусничные с подлеском из багульника, таволги, шиповника, можжевельника, ольхи, ивы, которые занимают среднеувлажненные места. Для более высоких и сухих участков характерны лиственничники лищайниково-толокнянковые. По увлажненным депрессиям среди тайги встречаются лиственничники багульниковые и голубичные моховые. Сосновые леса (в основном сосняки толокнянковые) занимают узкую полосу песчанных отложений Бестяхской террасы вдоль коренного берега р. Лены. Березовые леса представлены одним видом березы - плосколистной (Тимофеев и др., 1994). Характерной особенностью северной части Лено-Амгинского междуречья является насыщенность ее лугово-лесостепными ассоциациями, участие которых достигает 35% (Скрябин, Караваев, 1991). Тайга часто прерывается многочисленными беслесными пространствами, приуроченными к аласным котловинам. В аласах в связи с различными условиями увлажнения, по мере удаления от уреза воды в озере к периферии котловины, разные растительные сообщества распространены в виде отдельных концентрических поясов (Шелудякова, 1959; Усанова, 1961; Пермякова, 1962; Кононов, Гоголева, Бурцева, 1979). У самой воды находится полоса прибрежно-водной растительности, состоящая из зарослей тростника обыкновенного (Phragmites australis), камыша озерного (Scirpus lacustris), тростянки овсяницевой (Scolochloa festucacea), рогозы широколистного (Typha latifolia), аира болотного (Acorns calamus), манника трехцветкового (Glyceria triflora). На нижнем поясе аласа господствуют растительные сообщества болотистых и влажных лугов, основу травостоя которого составляют лисохвост тростниковидный (Alopecurus arundinaceus), бекмания восточная (Beckmannia syzigachne), полевица побегообразующая (Agrostis stolonifera), мятлик болотный (Роа palustris), осока камнелюбивая (Carex lithophila), осока вилюйская (Carex juncella), болотница болотная (Eleochatis palustris), лапчатка гусиная (Potentilla anserine). На среднем поясе аласа формируются настоящие луга в разной степени засоленные с преобладанием в травостое бескильницы тонкоцветковой (Puccinellia tenuiflora), ячменя короткоостистого (Hordeum brevisubulatum), мятлика лугового (Роа pratensis), горца сибирского (Polygonum sibiricum), млечника морского (Glaux maritime). На верхнем поясе развиты растительные сообщества остепненных лугов, представленные пыреем ползучим (Elytrigia repens), полынью замещающей (Artemisia commutata), осокой твердоватой (Carex duriuscula), тонконогом тонким (Koeleria cristata), подмаренником настоящим (Gallium verum). Растительность как основной источник органических веществ влияет на теплофизические свойства аласных почв. Как известно, теплофизические показатели органических веществ существенно отличаются от таковых минеральных веществ. Поэтому от объема и интенсивности разложения растительных остатков зависят абсолютные показатели и профильная динамика теплофизических свойств. Немаловажное значение для формирования теплофизического профиля почв имеет и корневая система растений, однако в настоящее время данная проблема остается еще малоизученной.
Водно-физические свойства аласных почв
По результатам наших исследований, по гранулометрическому составу, одному из важнейших показателей в почвоведении, исследованные почвы аласа классифицируются как легкие суглинки и супеси (табл. 4.1). В профиле аласной остепненной почвы доминировала крупнопылеватая фракция, а в профиле луговой и болотной почв - песчаная. Содержание частиц 0.25-0.01 мм в остепненной почве изменялась в пределах 73.1-83.4, в луговой почве -74-78.4, в болотной почве - 71.2-79.7%. Преобладание этих фракций связано с протеканием двух противоположных процессов, которые характерны для мерзлотных почв. В результате расклинивающего действия замерзающей воды и тепловых объемно-градиентных напряжений происходит измельчение первичных минеральных агрегатов. Одновременно с диспергацией идет процессом коагуляция, обусловленный физико-химическими и биологическими причинами (Ершов, 1979; Достовалов, Кудрявцев, 1967). Вместе с тем эти почвы заметно обогащены илистыми частицами. Содержание илистых фракций в иллювиальном горизонте аласной остепненной почвы достигает 13.5%, в аласной луговой почве - 12%. Что касается профиля аласной болотной почвы, то процентное содержание илистых фракций здесь менее изменчиво и лежит в интервале 8.7-10.7%. Как показывают наблюдения, исследуемые почвы особо не отличаются по гранулометрическому составу и слабо дифференцированы по почвенному профилю. Такая картина является характерной для мерзлотных почв, поскольку при постепенном и относительно медленном протаивании почвы, существенно ограничивается вертикальная миграция вещества. Известно, что в аласных почвах распределение гумуса в почвенном профиле относится к регрессивно-аккумулятивному типу, т.е. максимальное накопление гумуса отмечается в поверхностном слое и с глубиной ее содержание резко падает (Батыев, 1991). Такое гумусообразование закономерно и в пределах аласов. Ниже представлен график распределения органического углерода по профилю исследованных почв (рис 4.1), который построен по данным М.В. Оконешникой (1996). Основная масса гумуса была сосредоточена в поверхностном 10-20-ти сантиметровом слое почвы, что обусловлено поверхностным накоплением корневой массы в силу лучшей прогреваемости верхних слоев почвы и соответственно более интенсивным процессом гумификации и гумусонакопления. Похожая зависимость была отмечена в работах С.Н. Тюремнова, А.Ф. Большакова, И.С. Васильева (Роде, 1965), Б.Н.Мичурина (1964), где также наблюдалась понижение НВ по мере уплотнения почвы.
По расчетным данным, значения ПВ, НВ во всех почвах уменьшаются с глубиной (табл. 4.2). Очевидно, это связано с изменением объемной массы почвы. Поскольку объемная масса зависит от степени увлажнения почвы, то, на наш взгляд, вычисленные значения гидрологических констант в некоторых случаях могут быть ошибочными. Так, значения ПВ остепненной и луговой почв могут быть занижены, так как в случае полного затопления этих почв следует ожидать увеличения их общей порозности. При вычислении НВ, возможно данные для болотной почвы завышены, а данные для остепненной почвы занижены. Поэтому для более точного определения гидрологических констант расчетным путем, необходимо учесть динамику объемной массы в зависимости от изменения степени увлажненности почвы. Что касается общей порозности почвы, то она изменяется с изменением удельной и объемной массы почвы. Максимальное значение общей порозности отмечается в поверхностном менее уплотненном слое почвы. В болотной почве порозность достигает 85.3%, а в луговой и остепненной почвах соответственно 76.9 и 67.4%. Порозность иллювиальных горизонтов по типам почв существенно не отличается и составляет в среднем 40% от объема почвы. Порозность аэрации почвы при наименьшей влагоемкости (ПВ-НВ) в гумусовых слоях превышает 15% (табл. 4.2), что является благоприятным показателем для жизнедеятельности микроорганизмов. 4.2. Режим влажности почв Другим не менее важным показателем при формировании теплофизических свойств почвы является режим влажности почвы. Здесь правомерно остановиться на характеристике сезонной динамики влажности почв. Как было показано в предыдущей главе, гидрологические показатели почвы при ее относительно однородном профиле по гранулометрическому составу тесно связаны с объемной массой почвы. В этой связи нам интересно было сопоставить кривые изменения влажности по глубине с кривыми гидрологических констант. Пробы для влажности отбирали методом режущих колец и тем самым параллельно определяли объемную массу для каждого образца. Ниже представлены кривые внутрипрофильного изменения полевой влажности и объемной массы почвы в ее естественном сложении от глубины, а также границы изменения категорий влаги для данной почвы (рис. 4.3-4.6). При многократном определении влажности почвы отсутствует возможность изъятия почвенных образцов из одной и той же точки почвенного пространства, поэтому в каждый срок исследования распределение объемной массы и соответствующих гидрологических констант получается разным. По этой причине значения влажности почвы, определяемые в разные сроки измерения, будут отличаться не только за счет ее временного изменения, но и в силу пространственной неоднородности факторов, обуславливающих ее распределение в почвенном профиле.
При анализе результатов полевых исследований обнаружена корреляционная связь между влажностью и объемной массой почвы, которая в интервале плотностей от 500 до 1600 кг/м3 выражена аналитически в виде уравнения регрессии: со = -A-Ln(p) + В (4.3) где со - влажность почвы, в процентах от массы абсолютно сухой почвы; р -объемная масса почвы, г/см3; А и В - коэффициенты, зависящие от характера увлажнения почвы. При переходе к объемной влажности эта связь запишется в виде уравнения: со об = - р -A-Ln(p) + р-В. (4.4) Поскольку величина объемной массы в каждом горизонте изменяется в конкретном интервале, то, сравнивая со(р)-кривые (рис.4.7), можно с достаточной точностью определить не только изменение влажности почвы во времени, но и насколько отличаются исследуемые почвы по уровню увлажненности. Сопоставление со(р)-кривых в разные сроки измерения показывает, что степень увлажнения болотной почвы в течение полевого сезона остается неизменной и поддерживается на уровне близкой к ее полной влагоемкости. Кроме того, в избыточно увлажненных почвах наблюдается максимальный расход воды через испарение (Саввинов, Кононов, 1981). Поэтому стабильное увлажнение в течение всего полевого сезона возможно объясняется только наличием постоянного притока влаги, источником которого является надмерзлотный сток со стороны аласного озера. По мере движения от приозерного участка к периферии аласа степень увлажненности почв уменьшается. При этом хорошо прослеживается сезонная динамика влажности. Режим увлажнения аласных луговых почв считается оптимальным. Это подтверждают и наши данные. Так в середине лета влажность аласной луговой почвы в верхнем 5-ти сантиметровом слое опускается ниже ВРК, но с глубиною ее значение быстро растет и ниже 20 см влажность стабильно держится на уровне от ВРК до НВ (рис.4.3-4.6). При таком увлажнении влага обладает свойством сплошности (Роде, 1969) и при испарении передвигается из глубоких горизонтов к испаряющей поверхности. В результате летнего испарения уровень увлажненности несколько падает, но все же до середины августа влажность почвы не снижается ниже ВРК. В конце сентября в результате выпадения атмосферных осадков образуется обратный градиент влажности. Если увлажненность нижних горизонтов практически не изменяется, то в верхних гумусовых горизонтах появляется гравитационная вода. Самые низкие значения влажности отмечены в остепненной почве аласа. Характер ее водного режима, в отличие от других почв в большей степени зависит от атмосферных осадков. По нашим данным, в первой половине лета остепненная почва иссушается до отметки ВЗ, во второй половине теплого сезона с выпадением атмосферных осадков ее влажность начинает увеличиваться и к осени может достигнуть значения ВРК.
Режим влажности почв
Гидротермические пояса Исследованиями установлено, что аласные почвы, отличающиеся между собой по характеру увлажнения и обеспеченности теплом, приурочены к конкретным гидротермическим поясам. Каждый гидротермический пояс характеризуется определенными водными и тепловыми ресурсами. По этим параметрам, в частности А.И. Дмитриев выделяет 3 пояса: верхний гидротермический пояс (луг недостаточного увлажнения); средний гидротермический пояс (луг оптимального увлажнения); нижний гидротермический пояс (луг избыточного увлажнения). Формирование различных поясов увлажнения многие исследователи связывают с пространственным перераспределением атмосферных осадков по рельефу и различным характером водопотребления растениями в теплое время года. При этом перераспределению влаги по элементам рельефа придают главенствующую роль. Однако, на наш взгляд, такое объяснение все же недостаточно. Во-первых, в момент схода снега почвы протаивают на незначительную глубину, поэтому влагой насыщается только верхняя часть почвенного профиля. Во-вторых, протаивание почв верхних сухих поясов начинается раньше и происходит интенсивнее, чем в почвах нижних поясов, следовательно, остепненные почвы впитывают больше влаги, чем луговые и болотные почвы. В силу этого, весенние талые воды скорее должны сглаживать, а не усиливать существующий градиент увлажненности. В-третьих, во многих случаях хорошо развитая растительность летом препятствует поверхностному стоку воды сойтись в одном месте и тем самым благоприятствует более равномерному увлажнению почвы. На наш взгляд, в перераспределении влаги в почвенном покрове аласа заметную роль играет своеобразное горизонтальное внутрипочвенное движение воды. Аналогично восходящему потоку влаги в почвах с грунтовыми водами, в аласных почвах вода под действием капиллярных сил перемещается из влажных почв избыточно увлажненного нижнего пояса в почвы относительно сухого среднего пояса. Поток влаги поддерживается водой из аласного озера, но в процессе движения его интенсивность резко уменьшается. Это объяснятся по-видимому двумя причинами: во-первых, по мере передвижения влаги расширяется его область распространения, так как движение происходит в радиальном направлении; во-вторых, влага расходуется в процессе испарения. В своих рассуждениях мы отталкивались от известных положений.
Движение воды в почвах подчиняется основному закону переноса массы (плотность потока пропорциональна градиенту движущих сил) и вызывается движущей силой, возникающей в результате градиента потенциала. Согласно этому закону, вода в почве течет от мест с большой потенциальной энергией к местам с меньшей потенциальной энергией, а скорость течения пропорциональна градиенту потенциала и зависит от геометрии порового пространства (Воронин, 1986). Если влажность почвенного покрова аласа снижается по мере удаления от озера к периферии аласа, то значит в этом же направлении увеличивается и потенциал влаги. Поскольку с изменением влажности изменяются и свойства влаги, то при переходе от одного гидротермического пояса к другому влага будет передвигаться в разных формах. Влажность почв нижнего гидротермического пояса соответствует интервалу НВ - ПВ. При такой влажности в почве присутствует гравитационная вода, движение которой определяется силой тяжести и капиллярных сил. Гравитационная вода обладает свойством гидростатической сплошности (Роде, 1969), поэтому при наличии уклона водоупорного слоя она стекает под влиянием силы тяжести. Поскольку протаивание почвы в этом поясе сильно отстает и по интенсивности и по глубине от протаивания почв вышележащих поясов, то при относительно ровном рельефе дневной поверхности, надмерзлотный рельеф имеет наклон в сторону периферии аласа и гравитационная вода стекает в этом направлении. В связи с тем, что подвижность влаги уменьшается с понижением температуры, на распространение гравитационной влаги в форме грунтого стока над мерзлотным экраном отрицательно влияют низкие значения температуры. Вот почему влага в нижнем гидротермическом поясе протекает в основном в виде капиллярно-пленочного потока, а почвенный профиль пояса представляет с собой капиллярную кайму, увлажняемую боковым притоком воды из аласного озера. Скорость движения почвенной влаги определяется гидравлической проводимостью, которая зависит от гранулометрического состава, структуры и размера проводящих пор, а также от влажности почв. В начале лета, область распространения гравитационной влаги ограничивается верхним органическим слоем. Гумусовые горизонты обладают хорошей водопроводимостью, по причине их высокопористой структуры, поэтому в этих горизонтах боковой сток влаги происходит достаточно интенсивно.
С увеличением глубины протаивания, в область распространения гравитационной влаги включаются иллювиальные горизонты. Листоватое посткриогенное сложение иллювиальных горизонтов обусловливает хорошую водопроницаемость в горизонтальном направлении, но затормаживает вертикальное передвижение влаги (Коноровский, 1974; Саввинов, 1976; Саввинов, 1982). Таким образом, в почвах нижнего пояса аласа существуют все предпосылки для бокового сброса озерной воды. Влажность почв среднего гидротермического пояса находится в интервале НВ — ВРК. В этих пределах влияние силы тяжести на передвижение влаги незначительна, и перенос влаги осуществляется пародиффузным потоком в сочетании с пленочным и капиллярным движениями жидкости (Мичурин, 1975). Очевидно, что на границе с нижним поясом будет преобладать капиллярный поток, а на границе с верхним поясом пародиффузный поток. Другой отличительной чертой среднего пояса является то, что здесь наблюдается сильное иссушение поверхностного 5-ти сантиметрового слоя почвы, где влажность значительно ниже ВРК. Такое резкое снижение влажности почвы особенно характерно во второй половине теплого сезона, несколько затухает в конце осени. Последнее связано с тем, что по мере иссушения верхнего слоя почвы верхний уровень капиллярного потока влаги опускается в более глубокие горизонты. Следовательно, движение воды в вертикальном направлении ограничивается не только снизу мерзлотой, но и сверху слоем иссушения, поскольку последний характеризуется низкой гидравлической проводимостью. Таким образом, почвы среднего пояса, обладающие листоватым сложением, преимущественно открыты для горизонтального движения воды. Размеры нижнего и среднего поясов в основном будут определяться дальностью действия капиллярных сил и соотношением скорости притока и оттока влаги в почвах этих поясов. Для почв с грунтовыми водами существует понятие высоты капиллярного подъема воды, которая обратно пропорциональна радиусу пор. Если при подъеме воды через капилляр совершается работа по преодолению силы тяжести, то при горизонтальном движении перенос влаги ограничивается лишь силами трения. Поэтому при одинаковых значениях размеров пор, дальность горизонтального действия капиллярного увлажнения, видимо, в несколько раз превышает высоту капиллярного подъема. Наряду с этим на увлажненность среднего пояса существенное влияние оказывают атмосферные осадки, причем их роль двоякая. Во-первых, они непосредственно восполняют влагозапас почвы, во-вторых, при увеличении влажности растет и гидравлическая проводимость, которая способствует росту интенсивности поступления влаги с нижнего пояса аласа. Полевая влажность почв верхнего гидротермического пояса в течение теплого сезона колеблется в интервале от ВРК и ниже. Степень увлажнения почвы этого пояса всецело зависит от времени и интенсивности атмосферных осадков.
Сезонная динамика теплофизических свойств почв
Сезонная динамика теплофизических свойств почв Динамика объемной теплоемкости почв. Самые низкие значения объемной теплоемкости наблюдаются в профиле остепненной почвы. В середине лета, когда почва находится в наиболее иссушенном состоянии, объемная теплоемкость остепненной почвы изменяется в пределах от 0.95 до 1.66-10 Дж/м-К. Осенью с выпадением атмосферных осадков и уменьшением испарения почвенной влаги остепненная почва становится более теплоемкой. Так до середины сентября объемная теплоемкость увеличивается равномерно по всему профилю, при этом ее прирост относительно минимального летнего значения составляет 0.1-0.4 МДж/(м -К). В конце сентября отмечается резкое увеличение теплоемкости в верхнем полуметровом слое почвы. В это время величина ср изменяется в пределах от 1.75 до 2.32 МДж/(м -К) и является верхним пределом для талого состояния остепненной почвы. Что касается весны, то в это время протаивание почвы сопровождается процессами испарения, и к моменту достижения глубины протаивания до горизонта С, увлажненность остепненной почвы оказывается ниже ее осеннего значения. Несколько иная картина наблюдается в луговой почве. Поскольку эти почвы увлажнены в большей степени чем остепненные почвы, то соответственно они являются и более теплоемкими. В теплое время года максимум теплоемкости здесь приходится на весну. В отличие от остепненных почв луговые почвы через капиллярный поток получают дополнительную влагу от аласного озера, а поскольку весной обводненность озера максимальная, то соответственно приток влаги в это время будет максимальным. В течение теплого сезона, объемная теплоемкость постепенно уменьшается по всему профилю и только поздней осенью наблюдается ее рост в поверхностном гумусовом слое почвы. Так, в наших данных, в середине лета значение ср в профиле почвы изменяется в пределах от 1.32 до 2.6 МДж/(м -К). К осени ее значение несколько падает (от 1.32 до 2.28 МДж/(м -К)), а в конце осени отмечается резкий рост в верхнем полуметровом слое (от 2.08 до 2.50 МДж/(м3-К)). В болотной почве наибольшие изменения объемной теплоемкости наблюдались в период с июля до августа. Максимум теплоемкости отмечается в слое почвы 10-20 см. Его значение в июле составляла 3,5-106 Дж/(м3-К), затем в течение месяца понизилось на 8,6 %, а к осени практически не изменилось.
В иллювиальных слоях почвы сезонные колебания теплоемкости были незначительны, что объясняется стабильным уровнем увлажнения болотной почвы. Таким образом, с переходом в самые увлажненные пояса аласа почвы становятся более теплоемкими, при этом возрастает их профильная дифференциация. Наибольший контраст объемной теплоемкости по типам почв наблюдается в середине лета, когда профиль остепненных почв иссушается до своего минимального значения, а в болотной почве отмечается максимум влажности. При этом разница объемной теплоемкости между этими почвами составляет 700 кДж/(м -К) в поверхностном слое, на глубине 15-20 см - 2100 кДж/(м3-К), в минеральной части почвы около 1000 кДж/(м3-К). Поздней осенью этот контраст заметно уменьшается, поскольку степень увлажнения почв выравнивается за счет значительного повышения влажности остепненной почвы. Динамика теплопроводности почв. По данным полевых наблюдений, самые большие изменения теплопроводности, обусловленные динамикой влажности, происходят в профиле аласной остепненной почвы. Поскольку степень увлажнения остепненной почвы всецело зависит от количества выпадающих атмосферных осадков, то колебанию теплопроводности в основном подвержены верхние слои почвы. Так, за инструментальный период исследований колебания теплопроводности на глубине 30-40 см доходили до 0.5 Вт/м-К, в то время как в нижних слоях почвы она составляет всего 0.15 Вт/м-К. В течение лета минимальные значения теплопроводности отмечаются в середине июля, т.е. в период наибольшего иссушения остепненной почвы, когда влажность по всему профилю опускается до критических значений. В сентябре, в результате увеличение влажности теплопроводность аласной остепненной почвы достигает своего наибольшего значения. В луговых почвах аласа временные колебания теплопроводности менее значительны, вместе с тем они затрагивают весь почвенный профиль. Такое явление объясняется тем, что степень увлажнения аласных луговых почв помимо метеорологических условий зависит еще от интенсивности горизонтального капиллярного подтока почвенной влаги. По нашим данным, значения А, минимальны в середине лета и максимальны в конце осени, при этом ее разница между этими сроками наблюдений составляет 0.25-0.4 Вт/м-К. Необходимо отметить, что в аласных луговых почвах изменения теплопроводности не всегда соответствуют изменениям влажности. Так, если с июля значение влажности падает, то теплопроводность слоев ниже 30 см наоборот, растет. При этом объемная масса в течение лета практически не изменяется. По всей видимости, на изменения X влияют еще и структурные изменения, которые происходят в почве после ее протаивания. Как было указано выше, степень увлажнения аласной болотной почвы за лето практически не меняется, оставаясь на уровне близкой к ПВ. Но тем не менее и здесь наблюдается временной рост теплопроводности по всему почвенному профилю, что возможно объясняется динамикой объемной массы. Согласно Д.Д. Саввинову (1976), во влажных почвах образование ледяных прослоек при промерзании приводит к уменьшению объемной массы. После протаивания почва находится во вспученном состоянии и ее посткриогенная текстура сохраняется довольно продолжительное время. Вследствие этого, теплопроводность в аласной болотной почве с момента ее протаивания начинает расти и наибольшего значения достигает в середине августа. По видимому, именно в это время заканчивается осадка почвы в исследуемом аласе. В результате этой осадки прирост теплопроводности составляет 0.3-0.4 Вт/м-К. Однако только уменьшением объемной массы нельзя объяснить такой значительный прирост теплопроводности. По литературным сведениям, в сильно увлажненных суглинистых почвах увеличение объемной массы на 1 г/см приводит к росту X максимум на 0.2 Вт/м-К. На основании выше изложенного материала мы полагаем, что в увлажненных почвах аласа на динамику теплопроводности влияют и посткриогенные структурные изменения.
В целом, в теплое время года в аласных остепненных и луговых почвах динамика теплофизических коэффициентов, в основном, связана с колебаниями влажности почвы, а в аласных болотных почвах - с колебаниями объемной массы. 5.3. Зависимость теплопроводности от влажности и объемной массы почвы Известно, что наиболее значимыми параметрами, влияющими на теплопроводность почвы, являются гранулометрический состав, влажность и объемная масса почвы. Поскольку почвы изученного аласа практически не отличаются по гранулометрическому составу, то теплопроводность здесь, главным образом зависит от двух переменных: влажности и объемной массы почвы, т.е. выявление взаимосвязи между этими показателями сводится к обработке двухмерных данных. На практике, зависимость между случайными величинами обычно изучают методами корреляционного анализа, по результатам которого строят эмпирические формулы и номограммы. На сегодняшний день существует множество программных систем, ориентированных на визуализацию двухмерных данных, которые обычно представляют в виде изображений или поверхностей в перспективной проекции. Например, во многих науках о Земле, в частности, почвоведении возникает задача построения цифровой модели той или иной поверхности, заданной лишь в нескольких точках. Методами интерполяции такие данные переводятся в двухмерные наборы чисел - строится так называемая цифровая модель поверхности. Для решения подобных задач наибольшее распространение получил пакет Surfer. Мы использовали для исследования количественных связей теплопроводности от влажности и объемной массы. Он удобен для математической обработки и визуализации в виде карт изолиний и трехмерных изображений наборов данных, описываемых двухмерной функцией типа z=f(x,y). Математической «изюминкой» пакета является его алгоритмы интерполяции двумерных функций при переходе от нерегулярной сетки к регулярной (построение цифровой модели поверхности по значениям функции в отдельных произвольных точках). С помощью пакета Surfer 7.0 можно построить номограмму, состоящую из трех семейств помеченных линий, изображающих соответственно данные области изменения этих переменных.
