Параметры температурных режимов почв естественных ландшафтов

Температурный режим почвы — изменение во времени её температурного поля — является важной характеристикой современного функционирования почв и энергетики почвообразовательных процессов. Главным источником энергии в почвах является солнечная радиация. Ее поступление в почву определяется радиационным балансом земной поверхности, т.е. разницей между поступившей прямой и рассеянной солнечной радиацией и эффективным излучением Земли, а также тепловым балансом деятельного слоя, в котором происходит преобразование поступившей радиационной энергии в главные тепловые потоки: затраты тепла на испарение влаги (или выделение тепла при ее конденсации), турбулентный теплообмен с атмосферой и теплообмен с более глубокими слоями почвы. Тепловой поток всегда направлен от более теплых к более холодным участкам, а его интенсивность зависит от градиента температур и удельной теплопроводности среды. Изменение температуры почвы под воздействием тепловых потоков определяется ее теплоемкостью. Моделирование температурного поля почв и его географических закономерностей остаются крайне сложной задачей в связи с огромным количеством факторов, влияющих на тепловой баланс поверхности почвы и теплопотоки внутри нее. Надежным способом оценки температурного режима является регулярное измерение температуры почвы на разных глубинах,осуществляемое на метеостанциях и экспериментальных площадках.

Подробный анализ данных метеостанций по температурам воздуха и почв был проведен В.Н. Димо [68], составившей мелкомасштабные карты среднегодовой и среднемесячных температур самого теплого и холодного месяцев, годовой амплитуды температур и суммы среднесуточных биологически активных (>10°C) температур в почвах СССР на глубине 0,2 м. Они отражали географические закономерности распределения температур почвы под травянистой (не лесной!) растительностью на площадках метеостанций и рассматривались автором как карты температурных режимов почв сельскохозяйственного освоения. В Атласе приведены компьютерные модели ряда параметров почвенного климата, построенные по данным многолетних наблюдений за температурой почвы, осуществляемых сетью метеостанций России (Атлас, с. 40–42). Вместе с тем, для оценки температурного режима почв естественных ландшафтов необходим анализ всех факторов, влияющих на преобразование радиационной энергии на поверхности Земли и тепловые потоки в почвах. На основе карт В.Н. Димо в Атласе представлена интегральная оценка температурного режима почв естественных ландшафтов России с учетом различных экологических факторов, необходимых для правильной интерпретации осредненных данных и отраженных на карте в виде значков. Использовались опубликованные данные по температурам почв на экспериментальных площадках в естественных ландшафтах различных регионов и обобщающие работы [22,28, 47, 85, 89, 139, 258 и др.].

Среднегодовая температура почвы на глубине 20 см (Tср) отражена в виде изолиний с интервалом 4° для температур ниже 4°С и 2° для более высоких температур.Очевидна общая тенденция возрастания Tср от северных к южным широтам. Наиболее холодные почвы(–12°С) характерны для зоны Арктических тундр и полярных пустынь в пределах Северной Земли, Новосибирских островов. Отчетлив глубокий прогиб изолиний отрицательных Tср к югу в Средней и Восточной Сибири, отражающий влияние Сибирского антициклона, способствующего длительному зимнему промерзанию почв. Изолированные ареалы с отрицательной Тср выделяются в высокогорьях Кавказа и Алтае-Саянской области. Наиболее высокие значения Тср (12—14°С) наблюдаются в Предкавказье.

Среднегодовая температура является устойчивой термической характеристикой почвы. Влияние экологических факторов на Тср изучено недостаточно и, зачастую,имеет неоднозначный характер. Под темнохвойными лесами с высокой сомкнутостью крон Тср на 1—2°С ниже, чем под луговой растительностью за счет затенения поверхности летом и уменьшения мощности снегового покрова зимой. В мелколиственных лесах, эта разница уменьшается до 0,5—1°С. Широколиственные леса в лесостепной зоне снижают летние температуры и существенно повышают зимние за счет интенсивного снегозадержания, в результате чего Тср под их пологом оказывается на 1—1,5°С выше, чем на открытых пространствах. В светлохвойных листопадных лиственничных лесах с лишайниково-моховым покровом в малоснежных континентальных мерзлотных районах Заенисейской Сибири со спокойным ветровым режимом отепляющее воздействие леса в зимний период незначительно. При ветровом перераспределении снега и его накоплении в лесных массивах оно нарастает и «перекрывает» охлаждающее влияyие лесной растительности летом. Так, Тср почвы под лесными массивами Колымской низменности на 4—5°С выше, чем на тундровых участках. Влияние гранулометрического состава почвы на Тср незначительно. Заболоченные торфяные почвы оказываются более холодными. Влияние вертикальной поясности проявляется в понижении Тср воздуха и почвы с высотой; при резко выраженной инверсионной поясности в континентальных районах Сибири сильное зимнее выхолаживание почв депрессий может оказывать воздействие и на понижение Тср в этих условиях. Влияние экспозиции склонов на повышение Тср в почвах южных склонов наиболее значимо в континентальных районах с большой долей прямой солнечной радиации в радиационном балансе и возрастает от южных к северным широтам. Образование пучинно-бугорковатого и трещинно-полигонального криогенного микрорельефа сопровождается дифференциацией органогенных горизонтов почв с их развитием в лучше увлажненных и защищенных от снежной коррозии межбугорковых западинах. Накопление органического вещества и торфа обусловливает слабое прогревание почв западин летом. Зимой при повышенной температуропроводности мерзлой почвы охлаждение почв микропонижений проходит более интенсивно, однако в районах с перевеванием снега этот эффект затушевывается теплоизолирующей ролью снега, накапливающегося в них. В целом, Тср почв понижений на 1—2°С ниже, чем почв бугорков и межтрещинных полигонов.

Данные о среднегодовой температуре позволяют косвенно судить и о характере процессов промерзания-оттаивания. Промерзание почвы, сопровождающееся фазовым переходом вода-лед, меняет ее теплофизические характеристики и сопровождается развитием разнообразных криогенных процессов. Пребывание почвы в мерзлом состоянии означает существенное замедление всех трансформационных и миграционных процессов. Область сплошного развития устойчивой низкотемпературной мерзлоты находится к северу от Тср, равной –4°С. Положение изолинии Тср, равной 0°С, примерно определяет область распространения несплошной и островной мерзлоты. По характеру промерзания-оттаивания выделяются температурные режимы: (а) мерзлотный (Тср < 0°C при наличии многолетней мерзлоты); характерно длительное (> 8 мес.) пребывание почвы в мерзлом состоянии, ее одностороннее (сверху) оттаивание до кровли многолетней мерзлоты и двустороннее (медленное снизу и различное сверху) промерзание (эффект промерзания снизу усиливается в холодных континентальных районах); по глубине оттаивания различают поверхностно-, неглубоко-, средне-, среднеглубоко, глубоко- и сверхглубоко-оттаивающие (25, 50, 100, 150, 250 и > 250 см, соответственно) почвы; (б) длительно-промерзающий (Тср от 0 до 2—4°С, многолетняя мерзлота отсутствует или залегает глубже границы ежегодного промерзания, почва находится в мерзлом состоянии 5—8 мес.); оттаивание двустороннее (сверху и снизу), промерзание одностороннее (сверху) на глубину от 0,5—1 м в подзолах Кольского полуострова до 2—4 м в буро-таежных почвах, подбурах и подзолах Дальнего Востока, дерново-таежных юга Забайкалья, серых лесных и черноземных почвах лесостепи Западной Сибири; (в) промерзающий (Тср 4—8°С, почва находится в мерзлом состоянии 2—5 мес.); оттаивание двустороннее, промерзание одностороннее, медленное на глубину 1,5—2 м в буроземах Дальнего Востока, 1—1,5 м в подзолистых почвах Коми, 0,3—1,0 м в дерновоподзолистых почвах и менее 0,5 м в серых лесных и черноземных почвах Европейской России; (г) кратковременно-промерзающий (Тср 8–12°С, почва находится в мерзлом состоянии 1—2 мес.); характерен для черноземов и каштановых почв Предкавказья с глубиной промерзания до 20—30 см; (д) непромерзающий (отрицательные температуры на глубине 20 см отсутствуют; Тср >10—12°C). Отметим более интенсивное промерзание песчаных почв по сравнению с суглинистыми и глинистыми и влияние зимних температурных инверсий в континентальных областях Сибири на глубину промерзания почв межгорных котловин; в легких щебнистых почвах Забайкалья она может достигать 5—8 м.

Среднемесячная температура почвы на глубине 20 см в самый теплый летний месяц (Тл) — июль в европейской части и июль или август в азиатской части страны.Этот показатель сильно зависит от влияния региональных и местных факторов. Охлаждающее влияние оказывает затенение лесом. В сухих светлохвойных или широколиственных лесах с маломощной подстилкой Тл на 2—4°С ниже, чем под травянистой растительностью; в густых темнохвойных, лиственно-темнохвойных или светлохвойных лесах с кустарничковым ярусом и мощными торфяно-подстилочными горизонтами эта разница возрастает до 6—8°С. Охлаждающую роль леса усиливает многолетняя мерзлота, граница которой летом под лесом на 20–40 см выше, чем на открытом пространстве. В мерзлотнотаежных глеевых и неглеевых почвах под северо- и средне-таежными лиственничными лесами преобладают низкие Тл (<4°С), чему способствует неглубокая высокольдистая мерзлота, тяжелый гранулометрический состав,сильный гидроморфизм почв (на карте В.Н.Димо эти территории характеризуются диапазонами Тл 8—12 и 12—16°C). В сухомерзлотных щебнистых перегнойно-карбонатных почвах, подбурах и палевых почвах на тех же широтах Тл возрастает до 4—8°С. С увеличением высоты местности Тл понижается и в нормальном и в инверсионном типах высотной поясности. Почвы крутых склонов южной экспозиции в континентальных районах Сибири получают намного больше летнего тепла, эффект экспозиционной дифференциации усиливается различиями в растительном покрове. Огромное влияние на дифференциацию Тл оказывает криогенный микрорельеф. Почвы бугорков и межтрещинных пятен в различных районах тундровой и северотаежной зон оказываются на 4—5°С теплее, чем почвы межбугорковых понижений и трещин. Важную роль в прогреваемости почв играет их гранулометрический состав. Легкие песчаные почвы имеют более высокие Тл, чем суглинистые и глинистые почвы. Так, самые теплые почвы северной тайги с Тл 12—20°С — сухие подзолы на легких песчаных породах под сосновыми лесами южной Карелии.

Сумма активных среднесуточных температур выше 10°С на глубине 20 см (ΣTа) — главный показатель теплообеспеченности почв. В северотаежных и тундровых почвах Сибири температуры теплого сезона на этой глубине часто не достигают 10°С. Вместе c тем, в пятнисто-полигональных и пятнисто-бугорковатых почвенных комплексах типичных и южных равнинных тундр почвы пятен прогреваются в отдельные годы выше 10°С, а ΣTа может достигать 100—150°С. Влияние местных и региональных факторов на ΣTа схоже с их влиянием на Тл. На огромной территории от Европейского Севера до Забайкалья и Дальнего Востока ΣTа почв лесных ландшафтов варьирует от 0 до 500 и 1000°С, оставаясь на нулевом уровне в тяжелых почвах с торфяно-подстилочными горизонтами и в торфяных почвах и достигая максимальных значений в легких щебнистых почвах под травянистыми светлохвойными лесами. Максимальная теплообеспеченность (3000—4000°С) характерна для предкавказских черноземов, каштановых и бурых пустынно-степных почв.

Годовая амплитуда температур почвы на глубине 20 см между самым холодным и самым теплым месяцем является показателем контрастности температурного режима почв в летнем и зимнем циклах, или показателем континентальности почвенного климата (КПК). В связи со значительным уменьшением величин Тл и некоторым увеличением зимней температуры для лесопокрытых территорий, значения КПК для них ниже, чем на карте В.Н. Димо. Минимальные значения КПК (8—16°С) характерны для почв северной половины европейской части России и самого севера Западной Сибири. Почвы притихоокеанских районов имеют более высокие значения (12—20°С). Максимальные величины (28—36°С) характерны для легких каштановых и бурых пустынно-степных почв европейского юго–востока (за счет их сильного прогрева летом), а также почв межгорных котловин Южной Сибири и легких щебнистых почв Оймяконского «полюса холода» (за счет их выхолаживания в зимнее время). Воздействие местных факторов на КПК имеет ряд специфических черт. Почвы легкого гранулометрического состава характеризуются повышенными значениями КПК по сравнению с почвами тяжелого гранулометрического состава за счет большей прогреваемости летом и выхолаживания зимой.

Торфяные болотные почвы и почвы с мощной оторфованной подстилкой имеют пониженную континентальность за счет их низкой прогреваемости летом. Лесная растительность понижает значения КПК,однако в лиственничных лесах малоснежных континентальных районов Средней и Восточной Сибири ослабленным ветровым переносом снега это понижение несущественно.И в океаническом (нормальном)и в континентальном (инверсионном) типах вертикальной поясности КПК уменьшается с высотой. Почвы южных склонов более континентальны по сравнению с почвами северных склонов за счет интенсивного прогрева летом разница между ними усиливается при наличии контрастного (лес-степь)растительного покрова. Дифференциация почв по КПК наблюдается в бугристо-западинных и трещинно-полигональных криогенных почвенных комплексах: почвы повышенных участков характеризуются более высокими значениями КПК по сравнению с почвами понижений и трещинных зон. Присутствие постоянной льдистой мерзлоты, как и повышенная обводненность (луговость) почв, снижают КПК за счет уменьшения их летнего прогрева. В лесостепных районах повышенная КПК наблюдается для степных участков.

В заключение следует отметить специфику температурного режима пахотных почв. Распашка повсеместно приводит к повышению летних и среднегодовых температур и увеличению контрастности почвенного климата. Ее влияние на зимние температуры менее выражено и зависит от местных условий. Изменение температурного режима в пахотных почвах по сравнению с естественными особенно проявляется при освоении почв из под лесной или тундровой(Воркута) растительности за счет устранения затеняющего влияния крон и уничтожения изолирующих торфянисто-подстилочных горизонтов. В степных и сухостепных почвах влияние распашки на температурный режим почв менее значительно. Таким образом, температурное поле пахотных почв становится более однородным по сравнению с температурным полем естественных почв. Отепляющее воздействие распашки ярко проявляется в континентальных районах с высокотемпературной (–4—0°С) льдистой мерзлотой, в которых нарушение естественных изолирующих органогенных горизонтов усиливает протаивание почв, сопровождаемое развитием термокарста. К аналогичному эффекту часто приводят и лесные пожары. Почвы таежно-лесной зоны, использующиеся под пастбища и сенокосы, по своему температурному режиму занимают промежуточное положение между почвами под лесом и почвами под пашней.

Д.Е. Конюшков, Т.В. Ананко, П.И. Тихонравова

• Параметры температурных режимов почв естественных ландшафтов, масштаб 1:30 000 000