2.3. Тепловые особенности ландшафтов

Радиационный баланс земной поверхности является важнейшей составляющей теплового баланса. Более или менее полное представление о потоках тепла, существующих между поверхностью ландшафта и выше и ниже расположенными его частями, позволяет получить уравнение теплового баланса. Уравнение теплового баланса имеет общий вид:

R = LE + P + А, где

R – радиационный баланс, LЕ – затраты тепла на испарение, P – теплообмен между поверхностью ландшафта и прилегающим воздухом, А – теплообмен между поверхностью ландшафта и нижележащими слоями ландшафта.

В приведенном уравнении учтено не все поступающее и расходуемое тепло, в частности, затраты тепла на фотосинтез и дальнейшую трансформацию в биогенном компоненте ландшафта, затраты тепла на таяние снега, неотраженно и тепло приносимое с осадками и т.д. Поэтому уравнение теплового баланса, как и уравнение водного баланса носит приближенный характер. Уравнение теплового баланса может быть в ряде случаев расширено.

Уравнение теплового баланса деятельного слоя ландшафта (т.е. ее внутреннего пространства в пределах которого осуществляется расхождение радиационного тепла) имеет следующий вид (Дьяконов, 1991):

R = L (E + T) + P ± A_n + F+ B_z − LC, где

R – радиационный баланс, E – физическое испарение, T – транспирация, P – затраты тепла на турбулентный обмен с атмосферой, A_n – поток тепла в почву и из почвы, F – затраты тепла на фотосинтез, B_z – тепловой сток, LC – тепло, выделяющееся при конденсации водяных паров, L – скрытая теплота парообразования. Физическое испарение (Е) и транспирация (Т) составляют суммарное испарение - Е. Размерность уравнения: кДж/м², ккал/см², кал/см²мин. В приведенном уравнении не учтен тепловой поток из глубин Земли к нижней границе геосистем.

Так как в среднем за год верхний слой почвы не охлаждается и не нагревается, то для среднего многолетнего периода теплообмен между почвой и нижележащими слоями равен нулю (А = 0), то и уравнение теплового баланса упрощается до следующего вида: R = LE + P .

Важнейшими расходными составляющими теплового баланса являются затраты тепла на суммарное испарение и турбулентный обмен с атмосферой. Теплопоток в почву за годовой цикл в среднем многолетнем равен 0, в противном случае, если бы он был положительным, то происходило бы разогревание земной поверхности, если бы он был отрицательным, то мы были бы свидетелями формирования многолетней мерзлоты. Отметим, однако, что такие периоды в истории Земли были и, видимо, не однократно, о чем свидетельствует наличие многолетней мерзлоты (реликтовой и современной). Вынос тепла со стоком, затраты на процесс фотосинтеза составляют не более 1-4 % радиационного баланса.

Основной расход тепла на поверхности ландшафта связан с затратами тепла на испарение. В среднем на это идет около 80 % величины радиационного баланса. Испарение осуществляется при наличии влаги и градиента влажности между подстилающей поверхностью и приземным воздухом. Поэтому с изменением градиента меняются и условия испарения. В течение суток величина испарения может быть равна нулю или иметь положительный и отрицательный знаки. Если воздух над данной поверхностью насыщен водяным паром и охлаждается, то из него выпадает часть влаги в виде росы, инея или тумана. При этом будет выделяться тепло в количестве около 0,6 ккал на 1 гр сконденсированной воды. В умеренных и высоких широтах испарение идет в основном днем, но в низких широтах оно возможно и ночью.

Величина испарения с открытой водной поверхности ограничивается наличием тепла, а с поверхности суши – также и наличием влаги. С уменьшением запасов воды в ландшафтах испарение уменьшается и может прекратиться, если вся доступная для испарения влага будет исчерпана.

Одновременно с поверхностью почвы и воды испаряют также и растения. Растения испаряют подаваемую по проводящим сосудам влагу к устьицам листьев. При благоприятных условиях с поверхности листьев испаряется (транспирируется) почти столько же воды, сколько с открытой водной поверхности. Транспирируемая растениями влага может составлять существенную долю в суммарном испарении. Известна большая транспирационная способность многих типов лесов, высокопродуктивных ценозов естественной растительности. С другой стороны, определенные ценозы выработали приспособления для уменьшения транспирации и сохранения влаги. Практически все растительные ассоциации различаются по величине транспирируемой влаги. Таким образом, растительный покров в значительной мере влияет на количество испаряющейся влаги и затраты тепла на испарение.

При больших тепловых ресурсах – высоком значении радиационного баланса – величина испарения обусловлена в основном увлажнением территории. В районах избыточного увлажнения без длительного сухого периода с поверхности почвы и растительностью испаряется почти столько же, сколько с открытой водной поверхности. В тропических широтах, при постоянном наличии тепла, годовой ход испарения определяется годовым ходом осадков, а в умеренных и высоких широтах – также и ходом радиационного баланса. При длительных засушливых периодах, например, в пустынных ландшафтах, испарение может не быть совсем, и затраты тепла на него в такие периоды равны нулю.

Таким образом, затраты тепла на испарение зависят от геофизических свойств литогенной основы ландшафта, ее увлажнения, характера растительного покрова, а также географического положения и состояния атмосферы. В результате всего этого затраты тепла на испарение в ландшафтах и их морфологических частях будут неоднородными как в пространственном, так и во временном отношении. Имеющиеся результаты наблюдений показывают, что морфологические части ландшафта по этому показателю нередко различаются в несколько раз.

В геофизике ландшафта введено понятие максимально возможного испарения – испаряемость (Е₀). Испаряемость – это потенциальное количество влаги, которое теоретически может испариться, если все радиационное тепло будет израсходовано на испарение: Е₀ = R / L. Между испарением и испаряемостью существует связь, проанализированная на примере природных зон.

Отношение испарения к испаряемости (Е/Е₀), как и радиационный индекс сухости М.И. Будыко, выступает репрезентативным геофизическим индикатором физико-географических зон и подзон. Так, соотношение Е/Е₀ для зон и подзон характеризуется следующими величинами пустынная – менее 0,15, полупустынная – 0,1-0,45, степная – 0,3-0,55, лесостепная – 0,55-0,7, широколиственные и смешанные леса – 0,67-0,75, южная тайга – 0,72-0,80, средняя тайга – 0,76-0,85, северная тайга – 0,80-0,85, тундра, крайне северная тайга – 0,85-0,90.

Поверхность ландшафта участвует постоянно в активном тепловом обмене с прилегающими слоями атмосферного воздуха. Последний, будучи прозрачным для солнечных лучей не поглощает их, а нагревается от поверхности ландшафта за счет энергии радиационного баланса.

Количество тепла, идущего на обмен поверхности с воздухом, зависит, в первую очередь, от величины радиационного баланса, увлажнения и затрат тепла на испарение, а также от термического градиента между поверхностью и воздухом, шероховатости поверхности и скорости ветра. Недостаточно увлажненные пустынные ландшафты тропических широт обладают наиболее высокими показателями теплообмена между поверхностью ландшафта и прилегающим воздухом. Так, на нагрев в этих ландшафтах тратится до 80 % радиационного баланса. В умеренных и высоких широтах определенную часть года турбулентный теплообмен направлен от атмосферы к поверхности ландшафта, а на ледниковых покровах такое направление характерно для всего года.

Теплообмен поверхности ландшафта с его нижележащими слоями (литогенной основой) происходит вследствие разницы в температурах. Тепло передается в основном молекулярным теплообменом. Днем от нагретой поверхности часть тепла уходит в почву и грунты, нагревая их. Ночью, в результате охлаждения поверхности за счет теплового излучения, часть отведенного вглубь тепла снова возвращается к поверхности. Если днем тепла поступает больше, чем расходуется ночью, то оставшееся тепло постепенно накапливается и распространяется все глубже и глубже. Когда приход тепла становится меньше расхода, накопленное в литогенной основе ландшафта тепло поступает к поверхности и тратится на испарение и теплообмен с воздухом. Так создается годовой теплообмен поверхности и литогенной основы ландшафта, в котором участвуют до 25 % радиационного баланса. Интенсивность этого теплообмена в каждом конкретном месте зависит от многих причин – количества тепла, поступающего на к поверхности и идущего на ее нагрев, разницы в температурах между поверхностью и нижними слоями, свойств почв и грунтов, в частности, их теплоемкости, теплопроводности, влагонасыщенности, пористости и т.д. Как отмечалось раннее, для всех этих признаков характерна большая территориальная неоднородность, пестрота и частая сменяемость. Поэтому и доля радиационного баланса, идущего на теплообмен с литогенной основой ландшафта и абсолютное выражение этой энергии будут также изменчивы и тесно связаны с морфологическими частями ландшафта. Температура и запас тепла в почвах, сезонное промерзание, оттаивание многомерзлых пород и т.д. являются внешним выражением размаха теплообмена поверхности и литогенной основы.

Таким образом, все составляющие радиационного и теплового балансов, сами балансы и их структура различаются как по крупным территориям, на региональном уровне, так и по небольшим природным комплексам, морфологическим частям ландшафта. При этом различия между небольшими территориями нередко не уступают различиям между крупными регионами. Первопричинами, приводящими к различиям в морфологических частях ландшафта, являются различия его литогенной основы.

Вынос тепла со стоком из ландшафта – величина, находящаяся в пределах точности определения составляющих теплового баланса. Однако в ряде случаев тепловой сток может выступать одним из определяющих факторов формирования ландшафтов , например, в поймах и долинах крупных северных рек (Дьяконов, 1991). Его можно определять по формуле:

B_z = t_c Q ,

где t_c – температура воды за рассматриваемый интервал времени, ⁰С, с – удельная теплоемкость воды, Q – расход воды в г.

Ландшафты могут быть описаны энергетическими характеристиками: либо абсолютными их значениями (суммарной радиацией, радиационным балансом, затратами тепла на испарение и турбулентный обмен, для отдельных сезонов года – величиной потока тепла в почву), либо относительными величинами. Последние (LЕ/R, Р/ R, LЕ/Р) принято называть показателями структуры теплового баланса. Крайние выражения теплового баланса отмечены летом для пустынной зоны, когда R ≈ Р, и весной для тундровой зоны, когда R ≈ LЕ. Наиболее репрезентативным показателем выступает, пожалуй, соотношение LЕ/Р (Дьяконов, 1991). Географическое распределение испарений зависит от энергетических ресурсов (для тундровой и лесной зон) и условий увлажнения (для лесостепной, степной, полупустынной зон). По данным теплобалансовых стационарных наблюдений в районе Игарки и Воркуты, в тундровой зоне в летний период отношение LЕ/R не превышает 54 %. Это связано с плохой водоотдачей распространенных здесь мохово-торфяных комплексов. В лесной зоне отношение LЕ/R в летнее время возрастает до 80 %, уменьшаясь в степной и особенно в пустынной зоне (Дьяконов, 1991).

Специфической особенностью теплового баланса луговых геосистем в период с положительной температурой воздуха выступает повышение теплового потока в почву в области распространения мерзлых пород. Оно может достигать 10-14 % по отношению к R.

Суточный ход составляющих теплового баланса (его структуры) специфичен для каждой зоны (подзоны). Тождественен только суточный ход составляющих теплового баланса.