Архитектура Аудит Военная наука Иностранные языки Медицина Металлургия Метрология
Образование Политология Производство Психология Стандартизация Технологии


Ландшафта (Исаченко А.Г.,1991)

 

Зоны Фитомасса, т/га Продукция, т/га/год
Полярные пустыни 1,6 0,2
Арктическая тундра
Лесотундра
Средняя тайга (темнохвойная) 6,5
Широколиственные западноевропейские леса
Широколиственные новозеландские леса
Суббореальные притихоокеанские леса > 1000 11-16
Луговые степи европейско-сибирские
Типичные суббореальные степи 10-13 10-13
Пустыни суббореальные (полынно-солянковые)
Пустыни тропические 1,5 0,5
Субтропические секвойевые леса > 1000 до 27
Влажные экваториальные леса 30-40

 

Значительная часть ежегодной продукции отмирает, разрушается и попадает в деструкционный цикл, меньшая часть закрепляется в приросте. Отмершее органическое вещество, как правило, неполностью минерализуется, аккумулируясь в разном количестве и разных формах в ландшафте. Скорость разрушения органической массы растёт с увеличением притока солнечного тепла. При недостатке тепла ежегодный опад не успевает разрушаться, и в ландшафте накапливается избыточная органическая масса. В экстрааридных ландшафтах, где достаточно высокий энергетический потенциал и незначительная продуктивность растений, интенсивность деструкции намного превышает продуцирование биомассы, и накопление мирового органического вещества практически отсутствует.

Основная часть органического вещества участвует в почвообразовании.

В почвообразовании участвуют 3 группы организмов: зелёные растения, микроорганизмы и животные, образующие на суше сложные биоценозы. При совместном воздействии организмов в процессе их жизнедеятельности, а также за счёт продуктов жизнедеятельности, осуществляются важнейшие звенья почвообразования – синтез и разрушение органического вещества, миграция и аккумуляция веществ. Вместе с тем функция каждой из этих групп как почвообразователей различна.

Зелёные растения в виде корневых остатков и подземного опада ежегодно возвращаются в почву, являясь единственным первоисточником органических веществ. Они участвуют в трансформации минералов почвы – разрушении одних и синтезе новых, в формировании сложения и структуры всей корнеобитаемой части профиля, а также в регулировании водно-воздушного и теплового режимов. Характер участия зелёных растений в почвообразовании различен и зависит от типа растительности и интенсивности биологического круговорота.

Лесная растительность преобладает на земной поверхности по своей биомассе. Она образует сложный многокомпонентный биоценоз в составе древесных, кустарниковых, травянистых и мохово-лишайниковых синузий. Главными особенностями в почвообразовании является многолетний жизненный цикл, ежегодное отчуждение лишь части биомассы (листья, хвоя, ветки, плоды, кора), сильная разветвлённая корневая система.

Для биологического круговорота в лесу характерно длительное выключение из него азота и зольных элементов, заключённых в многолетней биомассе деревьев и кустарников, трансформация опада на поверхности почвы с образованием лесной подстилки и разнообразных по составу водорастворимых органических и минеральных продуктов его разложения. При вымывании последних атмосферными осадками создаются условия для их активного взаимодействия с минеральной частью почвы (породы). Состав и свойства водорастворимых продуктов зависят от состава лесного ценоза, почвенной фауны и микрофлоры, а также гидротермических условий климата, атмосферы и почвы, и состава почвообразующих пород. Поэтому в различных условиях под разными типами леса формируются разные почвы.

Травянистая растительность по суммарной биомассе несколько уступает лесным формациям. Её отличительные особенности – укороченный жизненный цикл (1-3 года), ежегодное отчуждение с опадом от 40-60 до 100% биомассы, богатой азотом и зольными элементами, значительная доля в опаде корневых систем (25-90%), и, вследствие этого, большая часть опада трансформируется в условиях тесного контакта с минеральной частью почвы. Важная сторона такого превращения опада – накопление в верхней части профиля почвы гумуса и образования оструктуренных гумусовых горизонтов, обогащённых по сравнению с породой азотом и зольными элементами питания.

В почве развиваются различные группы микроорганизмов (бактерии, грибы, актиномицеты) и водоросли. Их количество колеблется от миллионов до миллиардов в 1 г почвы. Масса микроорганизмов составляет от 3 до 7-8 т/га, или около 1-2 т/га сухого вещества. Наибольшим содержанием микроорганизмов характеризуются чернозёмные и серозёмные почвы, наименьшим – почвы тундры и северной тайги. Содержание микрофлоры и её активность подвержены определённой динамике в годичном цикле почвообразования в связи с изменением гидротермического режима и многократными повторяющимися генерациями микроорганизмов.

Микроорганизмы выполняют весьма важные и многообразные функции в превращении веществ и энергии при почвообразовании, главными из которых являются трансформация органических веществ, образование различных простых солей из компонентов минеральных и органических соединений почвы, участие в разрушении и новообразовании почвенных минералов и в миграции и аккумуляции продуктов почвообразования. Деятельность микроорганизмов – непременное звено биологического круговорота веществ. Некоторые микроорганизмы способны к фиксации азота из атмосферы.

К животному миру, принимающему активное участие в жизни почвы, относятся различные представители простейших (жгутиковые, корненожки, инфузории), беспозвоночные (черви, членистоногие, энхитреиды и др.) и позвоночные животные (грызуны). Все они активно участвуют в процессе почвообразования.

Таким образом, органическое вещество в виде растительных и животных остатков и микроорганизмов и процессы его трансформации играют значительную роль в формировании почвы и её важнейших свойств и признаков. Органические вещества принимают участие в питании растений, создании благоприятных водно-физических свойств почвы, миграции различных элементов в почве и биосфере.

В почву поступают не только органические остатки отмерших растений (первичные органические вещества), но и продукты их микробиологической трансформации, а также остатки животных (вторичное органическое вещество). Первичная продуктивность различных наземных экосистем неодинакова и лежит в пределах от 1-2 т/га в год сухого органического вещества (различные виды тундры) до 30-35 т/га в год (влажные тропические леса). Поступление вторичных органических веществ микробиологического происхождения не превышает в большинстве типов почв 100-200 кг/га в год.

Основная часть органического вещества в почве представлена неразложенными остатками растений и животных (5-10%) общего содержания и «мертвым» запасом органических соединений – гумусом.

Гумусовые вещества представляют собой смесь различных по составу и свойствам высокомолекулярных азотсодержащих органических соединений, объединённых общностью происхождения, некоторых свойств и чертами строения.

Содержание гумуса в почвах различное и зависит от множества факторов. В луговых чернозёмных степях его запасы достигают 600-1000 т/га, в почвах широколиственных лесов – около 300 т/га, в таёжных – около 100 т/га, а в тундровых – около 70 т/га.

Что касается элементарного химического состава вещества, участвовавшего в биологическом метаболизме, то основную его часть составляют важнейшие элементы – биогены, главным образом, кислород, кремний, алюминий, железо, сера, калий, кальций, магний и микроэлементы. Они находятся как в почве, так и в почвообразующих породах.

Содержание отдельных химических элементов в литосфере и почве колеблется в широких пределах (табл. 7).

Таблица 7

Содержание (в весовых процентах) химических элементов

в литосфере и почвах (Виноградов А.П., 1957)

 

Элемент Литосфера Почва Элемент Литосфера Почва
O Si Al Fe Ca Na K 47,2 27,6 8,8 5,1 3,6 2,64 2,60 49,0 33,0 7,3 3,8 1,37 0,63 1,36 Mg C S P Cl Mn N 2,10 0,10 0,09 0,08 0,04 0,09 0,01 0,63 2,00 0,085 0,08 0,01 0,08 0,10

 

Минеральная часть почвы в значительной степени обусловлена химическим составом горных пород литосферы. Как в литосфере, так и в почве, на первом месте стоит кислород, на втором – кремний, затем алюминий, железо и т.д. Однако в почве в 20 раз больше углерода и в 10 раз больше азота. Накопление этих элементов связано с жизнедеятельностью организмов.

Зелёные растения, микроорганизмы участвуют в трансформации минералов почвы – разрушении одних и синтезе новых.

Важную роль играет углеродный обмен, с которым связаны биогенная трансформация солнечной энергии, баланс СО2 в геосистемах и её дальнейшая миграция, от чего, в частности, зависят характер обменных процессов в поглощающем комплексе почв, химизм вод речного стока и т.д.

Количество ассимилируемого углерода в десятки раз превышает величину потребляемых зольных элементов и азота. Например, ежегодное потребление СО2 тундровой растительностью составляет около 10 т/га, широколиственными лесами – 35 т/га, луговыми степями – 50 т/га, влажными экваториальными лесами – около 130 т/га. В большинстве сообществ свыше половины ассимилированного углерода возвращается в атмосферу при дыхании организмов, а остальная его часть возвращается при разложении в атмосферу в виде СО2. Небольшое количество углекислого газа растворяется в воде. В среднем поглощение и выделение углерода балансируется в годовом цикле, но небольшая его доля (менее 1%) аккумулируется в почве и выносится со стоком.

Связывание СО2 в процессе фотосинтеза сопровождается выделением свободного кислорода. При дыхании и разложении органических остатков кислород потребляется на окисление органического вещества до СО2. Поступление кислорода в атмосферу в результате биологического метаболизма превышает его потребление в тундре на 0,44 т/га в год, в южно-таёжных лесах – на 3,7 и в дубравах на – 6,1 т/га в год (Базилевич и др., 1986).

 

4.3. Перенос твёрдых веществ в ландшафте

Миграция вещества в ландшафте в значительной степени подчинена силам тяжести, которые в основном осуществляют внешние связи ландшафта. Сущность миграции вещества литосферы состоит в том, что с нею осуществляется латеральный перенос материала между ландшафтами, их морфологическими частями и безвозвратный вынос вещества в Мировой океан. Вещество литосферы мигрирует в ландшафте в двух основных формах: 1) в виде геохимически пассивных твёрдых продуктов денудации – обломочного материала, перемещаемого под действием силы тяжести вдоль склонов, механических примесей в воде и воздухе (пыль); 2) в виде водорастворимых веществ, т.е. ионов, солей и т.д.

Механический перенос твёрдого материала литосферы в основном осуществляется стоком талых и дождевых осадков. Часть атмосферных вод, не успевших испариться или просочиться вглубь, стекает непосредственно по поверхности склонов в депрессии рельефа суши, собираясь в более мощные струи. В результате образуются русловые потоки, изливающие свои воды в замкнутые впадины, превращая их в сточные или бессточные (в зависимости от климата) озёра. Часто они достигают непосредственно своего первоисточника – Мировой океан. На своём пути по земной поверхности до океана атмосферные воды проходят две фазы стока, получившие название склонового и руслового стока.

Таким образом, работа текучей воды создаёт, с одной стороны, формы размыва (овраги, балки, долины); формы накопления или аккумулятивные формы – с другой, осуществляя латеральный перенос материала между ландшафтами.

В распределении твёрдого стока обнаруживаются определённые черты широкой зональности. В тундре и тайге величина модуля твёрдого стока (Мт) не превышает 5-10 т/км2 в год, а средний слой ежегодного смыва – не более 0,002-0,004 мм. В зоне широколиственных лесов Мт обычно равен 10-20 т/км2 × год, в лесостепи достигает 150 т/км2 × год, в степи – 50-100 т/км2 × год. В пустынях твёрдый сток резко сокращается по причине практического отсутствия жидкого стока. В экваториальных ландшафтах Мт невелик (в бассейне р. Конго – 18-37 т/км2 × год, в бассейне р. Амазонка – 67-87 т/км2 × год).

Механический вынос твёрдого материала достигает своего максимума в горах и может составлять 2000-2500 т/км2 × год и более (в горах Средней Азии).

Со стоком взвешенных наносов ландшафты суши теряют ежегодно примерно 22-28 млрд т вещества, что составляет 150-180 т/км2 или слой толщиной около 0,1 мм.

Взвешенные наносы неполностью выносятся в океан, часть их откладывается в русле, а многие реки при впадении в океан образуют дельты.

Другим мощным фактором удаления твёрдого материала из ландшафтов служит дефляция – выдувание и развеивание почв и пород. Перенос и аккумуляция наносов происходят под действием ветра, превышающего пороговую скорость ветра, т.е. скорость, при которой начинается дефляция. Часть верхнего слоя земной коры (почва) поднимается на высоту 5-6 км и более и переносится иногда за тысячи километров от очага дефляции. Часть ее перемещается в приземном слое воздуха и аккумулируется на подветренных частях склонов, где резко снижается скорость ветра, а также у различных препятствий (лес, колки, лесные полосы, овраги, посёлки и т.д.).

В результате перемещения слагающих пород возникают, развиваются и исчезают определённые формы рельефа. Наиболее выражены эоловые процессы в пустынях, где их рельефообразующая роль очевидна, однако с разной интенсивностью они развиваются повсеместно и выполняют ту же роль по изменению строения поверхности литосферы, только медленно и малозаметно для наблюдателя, за короткий промежуток времени.

Эоловые процессы необходимо рассматривать как объективное явление на поверхности земли. На их развитие затрачивается колоссальное количество энергии, источником которой является солнечное излучение, а механизмом, выполняющим эоловые процессы, – циркуляция земной атмосферы. Исходя из этого, динамика усиления и затухания эоловых процессов представляется как следствие ритмичности природных явлений на Земле. Территории с выраженным проявлением эоловых процессов охватывают значительные площади в различных частях Земли. Они разнообразны по тектоническому, геологическому, геоморфологическому строению.

Слабое или полное отсутствие растительности благоприятствует дефляции. Явление дефляции практически отсутствует в лесной зоне умеренного пояса. Важнейшую роль в преобразовании рельефа эоловые процессы играют в пустынной зоне. Пустыни – явление климатическое, и важнейшее значение при их формировании имеют количество выпадающих осадков, температурные условия. Для возникновения эоловых процессов необходимо сочетание следующих факторов: обнажённая поверхность, выровненная или наклонная, сложенная сухими пылеватыми супесями, мелко– или среднезернистыми песками; ветровой поток, длительно действующий со скоростью более 4 км/сек. у поверхности; открытая местность, не создающая преград переноса пылевато-песчаных масс.

Эоловые процессы развиваются также на песчаных отложениях морского и флювиогляциального генезиса. Эоловые отложения распространены главным образом в аридных областях, но встречаются и в других природных зонах, на побережьях морей, озёр, на террасах рек.

В отличие от твёрдого стока эоловая миграция не представляет собой полностью необратимого потока. Частицы пыли удерживаются в атмосфере в среднем от 1 до 10 суток. За это время, находясь в обороте, они могут осесть частью в том же ландшафте, частью – в соседнем или более отдалённых ландшафтах и, наконец, частью – за пределами суши, т.е. в Мировом океане.

Миграция веществ в водорастворимых формах заслуживает отдельного внимания. Фильтруясь под действием гравитации в почвогрунты и горные породы, атмосферные осадки обогащаются растворимыми солями (в том числе и органического происхождения), которые вовлекаются в биологический круговорот, частью выносятся за пределы геосистемы с речным и глубинным стоком. Масса растворённых веществ, выносимых мировым стоком, почти на порядок меньше стока взвешенных наносов и определяется в 2,5-5,5 млрд т. Согласно М.И. Львовичу (1974), средний глобальный модуль ионного стока равен 20,7 т/км2, что соответствует слою химической денудации в 0,008 мм. В аридных ландшафтах речные воды сильно минерализованы, однако их вынос невелик. В гумидных ландшафтах, напротив, речные воды обильны, но слабо минерализованы. Поэтому зональные различия ионного стока относительно невелики. Для тундры, тайги и пустыни типичны близкие значения модуля ионного стока (Мн) не выше 10-15 т/км2 × год. В зонах широколиственных лесов и лесостепи Мн достигает 20-30 т/км2 × год, а в зоне экваториальных лесов он близок к 35 т/км2 × год. Наиболее интенсивной химической денудации подвергаются горные карстовые ландшафты, где годовой вынос растворимых солей достигает 100-200 т/км2 и более.

Второй важный выходной ионно-солевой поток связан с глубинными подземными стоками, который образуется в результате инфильтрации растворов в глубокие водные горизонты, залегающие ниже уровня местных базисов речного стока. В аридных областях, где практически отсутствует речной сток, глубинный сток служит важнейшим фактором удаления растворимых веществ из ландшафта. Так, в средней Азии область глубинного выноса солей занимает 1,4 млн км2, т.е. треть всей территории. Модуль ионного глубинного стока колеблется в пределах этой области, от 0,1 до 800 т/км2 × год (средняя – 11,4 т/км2 × год).

Большую роль в миграции водорастворимых солей играют воздушные потоки. С поверхности суши соли попадают в атмосферу с пылью, а также при испарении и трансформации. Главными поставщиками атмосферных ионов служат аридные ландшафты. Так, из аридной области Средней Азии путём испарения и трансформации в атмосферу поступает 7 млн т солей в год (1,64 т/км2 × год), а с пылью за пределы области выноса уходит около 5 млн т. К источникам поступления в ландшафтах водорастворимой части твёрдого стока следует отнести атмосферные осадки. Соли атмосферных осадков, выпадающих над сушей, имеют различное происхождение (океаническое, вулканическое, внутренняя транспирация) и могут мигрировать на другие ландшафты. Их количество незначительно и колеблется в пределах 10-30 т/км2 × год. Пути дальнейшей миграции ионов, поступающих в ландшафт с атмосферными осадками, разнообразны. Часть их задерживается на земной поверхности, откуда ветром они могут быть снова вынесены в атмосферу и образовать локальный круговорот. Часть возвращается в почву и участвует в абиотическом круговороте солей. Наконец, некоторое количество солей выбывает из ландшафтного круговорота и выносится речным и глубинным стоком.

Одним из факторов поступления вещества в ландшафтную оболочку является вулканизм. При извержении вулканов поступают лава, обломочно-магматический материал, пепел.

В глобальном балансе вещества некоторую роль играет поступление метеоритов и космической пыли, приблизительно оцениваемое в 10 млн т в год.

В большинстве ландшафтов механический вынос твёрдого материала преобладает над привносом. Наиболее интенсивной механической денудации подвергаются горные ландшафты, а среди равнинных – возвышенности, сложенные рыхлыми породами (лёссами) в условиях семигумидного климата и слаборазвитой растительности, а также равнины, подверженные дефляции.

Солевой баланс также отрицательный, поскольку поступление солей с атмосферными осадками и пылью не может компенсировать их выноса с поверхностным и подземным стоком. Дисбаланс особенно резко выражен в карстовых ландшафтах. Исключение составляют ландшафты пустынь, приуроченные к внутриконтинентальным бессточным равнинам, где поступление солей из атмосферы превышает величину ионного стока.

Абиогенные потоки вещества по своим масштабам сильно уступают биогенным. Суммарный вынос твёрдого материала реками Земли примерно на порядок меньше ежегодной продукции живого вещества на суше (в сухой массе), а суммарный ионный поток – меньше в 70 раз. Если рассмотреть эти соотношения по основным элементам – биофилам, то контраст окажется ещё более значительным. Вынос фосфора с ионным стоком в 1000 раз меньше его потребления организмами, азота – в 150, углерода – в 100, калия – в 12 раз; в биологическом круговороте участвует также больше магния, кальция, алюминия, кремния, чем в выходном ионном потоке. Биологический круговорот отличается высокой степенью замкнутости, и в выходные потоки попадает лишь небольшая часть продуцируемого органического вещества. Мировой сток органического углерода (в составе ионного речного стока) составляет около 1,7 т/км2 × год, а сток органического вещества в целом – около 3,8 т/км2 × год, что составляет лишь 0,2% ежегодной продукции биомассы. Однако на элементы, выпадающие из биологического круговорота, приходится примерно 20% ионного стока. Основные ионы речных вод лесных ландшафтов – Са2+ и НСО3 – образуются за счёт разложения органического вещества. Эти соотношения сильно дифференцируются по ландшафтам, притом они неодинаковы для различных химических элементов.

Таким образом, если сопоставлять биотические и абиотические потоки вещества в ландшафтах, можно сделать следующие выводы. По масштабам биотические потоки вещества значительно превосходят абиотические. В абиотических потоках доминирует латеральная составляющая, которая относится к внешним связям ландшафтов, в абиотической – вертикальная составляющая, относящаяся к внутренним связям. Абиотические потоки разомкнуты, и миграция веществ ведёт к потере вещества. Биотические потоки имеют характер круговоротов и способствуют удержанию вещества в ландшафте, выполняя в нём тем самым стабилизирующую функцию.

 

4.4. Трансформация энергии в ландшафте

Функционирование геосистем сопровождается поглощением, преобразованием, накоплением и высвобождением энергии. Потоки энергии в ландшафт поступают из космоса, земных недр, однако лучистая энергия Солнца многократно превышает все другие источники. Солнечная энергия является наиболее эффективной для функционирования ландшафта. Она способна превращаться в различные виды энергии и, прежде всего, в тепловую, а также в химическую и механическую. Именно за счёт солнечной энергии осуществляются внутренние обменные процессы в ландшафте включая влагооборот и биологический метаболизм. Все вертикальные и горизонтальные связи в ландшафте (внутри ландшафта и между ландшафтами) связаны с трансформацией солнечной энергии.

Поток суммарной радиации к поверхности суши составляет в среднем 5600 МДж/м2 × год, а радиационный баланс – примерно 2100 МДж/м2 × год. Вместе с этим, энергия космических лучей оценивается в 10,4 МДж/м2 × год, энергия приливного трения – в 0,1 МДж/м2 × год, тектонических движений – 0,03 МДж/м2 × год, тепловой поток из Земли – 2,0 МДж/м2 × год.

Преобразование приходящей солнечной радиации начинается с отражения части её земной поверхностью. Потери радиации на отражение зависят от характера поверхности ландшафта. Например, альбедо (отражательная способность тела) свежевыпавшего снега составляет 0,80-0,95, тающего снега – 0,3-0,6, светлых горных пород и почв (в том числе песков) – 0,2-0,4, тёмных горных пород и почв – 0,05-0,10, густого зелёного травостоя – 0,20-0,25, лиственного леса – 0,15-0,20 и хвойного леса – 0,10-0,15.

Эффективность излучения зависит от температуры поверхности, облачности, влажности воздуха и, естественно, сильно дифференцируется по ландшафтам. К примеру, приполярные ландшафты теряют около 87% суммарной радиации, тундровые – 80%, таёжные – 65%. Наименьшие потери присущи экваториальным лесным ландшафтам (47%).

Большое количество тепла, поглощаемое земной поверхностью, затрачивается на испарение, т.е. на влагооборот и нагревание воздуха. Это явление можно проследить по таблице 8. Соотношение затрат на испарение и турбулентный обмен в радиационном балансе существенно различается по ландшафтам и подчинено зональности. Так, в гумидных ландшафтах основная доля энергии расходуется на транспирацию, а в аридных – на турбулентный поток в атмосферу.

Таблица 8

Затраты тепла на испарение и турбулентный обмен

с атмосферой по ландшафтным зонам (Исаченко А.Г., 1991)

 

Зона Радиационный баланс, МДж/м2 × год Затраты на испарение Турбулентный обмен
МДж/м2 × год % МДж/м2 × год %
Тундра
Тайга северная
Широколиственные леса
Лесостепь
Степь
Полупустыня
Субтропическая влажная лесная зона
Тропическая пустыня < 200 < 5 > 2500 > 0,95
Саванная пустыня
Влажная экваториальная зона

Теплообмен земной поверхности с почвогрунтом имеет циклический характер. В тёплое время года тепловой поток направлен от поверхности к почве, в холодные – в противоположном направлении, и в среднем за год оба потока балансируются. Интенсивность этого теплообмена наибольшая в континентальных ландшафтах с резкими сезонными колебаниями температур воздуха и поверхности почвы. Теплообмен протекает в почвогрунтах на глубину 10-20 м., и его величина составляет несколько процентов от годового радиационного баланса, например, в тундре эта величина не превышает 10%. Часть радиационного тепла (2-5%) расходуется на таяние снега, льда, сезонной мерзлоты. При замерзании воды затраченное тепло выделяется.

В трансформации солнечной энергии важнейшая роль принадлежит биоте, хотя на биохимическую реакцию фотосинтеза растения суши используется около 0,5% от общего потока суммарной радиации, или около 1,3% радиационного баланса. При фотосинтезе используется так называемая фотосинтетически активная радиация (ФАР) – радиация, которая вызывает фотосинтез (процесс углеродного питания растений, осуществляемый при помощи радиации, поглощаемой хлорофиллом) с длинами волн в пределах 0,38-0,71 МКм. Растительный покров поглощает около 90% световой энергии ФАР, но на фотосинтез расходуется 0,8-1,0%, а подавляющая часть её идёт на транспирацию и поддержание определённых термических условий. Наиболее высокий коэффициент использования ФАР наблюдается при максимальной теплообеспеченности в сочетании с оптимальным соотношением тепла и влаги, т.е. на экваторе, наиболее низкий – в пустынях и полярных областях.

В процессе дыхания растений и разложения органических остатков использованная при фотосинтезе энергия снова превращается в тепло, но для создания биомассы потребляется лишь небольшая часть энергии. Например, по исследованиям, в широколиственных лесах из общего количества энергии 54,7% расходуется на дыхание растительного покрова. Из 45,3% энергии, накопленной в чистой первичной продукции, 18,9% остаётся в приросте, 1,1% выедается животными, 13,6% уходит в подстилку, 11,7% – в отмершие корни. При разложении (дыхании) подстилка теряет ещё 9,4%; 15,8% переходит в гумус, но из них 14,0% уходит на минерализацию гумуса, и лишь 1,9% накапливается. Таким образом, всего на дыхание уходит 79,2% ассимилируемой энергии, и 20,8% удерживается в живом и мертвом органическом веществе.

Функционирование геосистем имеет циклический характер поступления солнечной энергии. Например, в тайге северо-запада Русской равнины максимум солнечной радиации наблюдается в июне, наиболее высокая температура воздуха – в июле, а нижних горизонтов почвы – только в сентябре.

4.5. Динамика ландшафта

Под динамикой ландшафта Ф. Н. Мильков (1986) предлагает подразумевать функциональные, пространственные и структурные изменения, происходящие в природно-территориальном комплексе. Динамика ландшафта объединяет самые разнородные явления и процессы, в связи с чем возникает необходимость её расчленения и типологии. В настоящее время по изменению ландшафтов в пространстве и времени различают в основном 4 вида динамики: хорологическую, структурную, временную и генетическую.

1. Хорологическая динамика – это пространственное изменение границ ландшафта. Пространственное изменение ландшафта можно наблюдать постоянно. Так, непрерывно изменяется береговая линия морей, озёр и рек; продвигается вперёд или отступает кромка ледников; движется вверх к водоразделу незакреплённый овраг; смещаются русла рек и т.д.

Классический пример хорологической динамики – смещение природных зон.

2. Структурная динамика означает изменение морфологического строения ландшафтного комплекса и взаимосвязей между слагающими его структурными частями. В качестве примера можно себе представить только что возникшее небольшое озеро, которое через несколько лет мелеет, а на отмелях появляются тростниково-камышовые заросли – новые структурные единицы в ранге фаций и урочищ. Или, например, в сложном балочном урочище образовались боковые овраги. В данном случае балка как тип урочища сохранилась, но изменилась её морфологическая структура за счёт появления новых фаций – боковых оврагов.

Перестройка в структуре часто бывает настолько значительной, что изменения в ландшафте выходят за рамки внутритиповых, и один тип ландшафтного комплекса переходит в другой.

3. Временная динамика ландшафта – это все изменения, связанные со временем, длительностью и характером ритмичности динамических проявлений. Различают три её разновидности: динамика функционирования, циклическая динамика и периодическая динамика.

Динамика функционирования – моментальный срез процессов обмена веществом и энергией в ландшафтном комплексе. Это своего рода элементарная точка отсчёта временной динамики ландшафта. Из сопоставления таких срезов и времени в различные часы и дни наблюдений складываются общие представления о динамике ландшафта.

Циклическая динамика представляет собой изменения в ландшафтном комплексе по замкнутому кругу через очерченные отрезки времени. Широко известны проявления циклической динамики: суточные, лунно-суточные и сезонные.

Суточная динамика при смене дня и ночи влечёт за собой изменения в температуре, влажности и движении воздуха на протяжении суток.

Летом в антициклонных условиях часто наблюдается солнечное и тихое утро, в полдень – кучевые облака, во второй половине дня – грозы с порывами ветра. В условиях антициклона обостряется контрастность между смежными ландшафтными комплексами, усиливается обмен веществом и энергией между ними. Общий фронтальный перенос тепла и влаги ослабляется и нарушает суточную ритмику погоды.

Лунно-суточная динамика характеризуется приливоотливными изменениями в ландшафте, вызванными суммарным притяжением Луны и Солнца. Так как сила притяжения Луны намного (в 2,17 раза) превосходит силу солнечного притяжения, продолжительность приливоотливного цикла соответствует лунным суткам (24 ч 50 мин.). Приливы в морях бывают полусуточными. Наибольшей величины они достигают у изрезанных побережий окраинных морей и океанских заливов.

Под влиянием приливов на низких побережьях формируются специфические земноводные ландшафты – мангровые леса в тропиках, марши и ватты в Западной Европе.

Сезонная (годичная) динамика ландшафтов проявляется наиболее контрастно по сезонам года. Контрасты хорошо выражены в умеренном поясе, на севере субтропиков и на юге полярного пояса. Определяющим фактором здесь служит изменение термических условий. В зоне тропических саванн ведущим фактором сезонной динамики становится изменение условий увлажнения. Для годичной динамики саванн характерно наличие двух резкоконтрастных сезонов – сухого и влажного. В зоне влажных тропических лесов температура воздуха и количество осадков мало меняются на протяжении года, и выделение сезонов здесь теряет свой смысл.

Периодическая динамика – изменение ландшафта с повторением его состояния, напоминающим исходное, в сроки различной продолжительности. Пример периодической динамики – повторение тяжёлых засух или суровых малоснежных зим, вызывающих серьёзные нарушения в растительности и животном мире.

Распространённым видом периодической динамики служат землетрясения и вулканические извержения, трансгрессии и регрессии морей, смена ледниковых эпох межледниковыми в четвертичный период. Все эти примеры характеризуют периодичность длительной во времени направленной динамики ландшафтных комплексов.

4. Генетические виды динамики – это проявление динамики ландшафтов, вызванной суммой многих слагаемых. Из их числа всегда можно выделить ведущий фактор, и уже по нему различать генетические виды динамики. Выделяют шесть генетических видов динамики ландшафтных комплексов: спонтанная, климатогенная, тектоногенная, геоморфологическая, биогенная, антропогенная.

Спонтанная динамика – динамика саморазвития, протекающая в силу внутренних причин без влияния внешних факторов. Пример такой динамики – зарастание озёр, превращение их сначала в низинное, затем в переходное болото, наконец, формирование верховного сфагнового болота с возникновением на нём настоящих озёр с торфянистыми берегами.

К спонтанной динамике относятся гари в тайге. Гарь первоначально захватывается быстрорастущими и светолюбивыми берёзой и осиной. Через некоторое время под их пологом появляется ель. Достигнув верхнего яруса, ель создаёт густое затенение и вытесняет берёзу с осиной.

Спонтанная динамика протекает на фоне других генетических видов динамики, вызванных внешними, по отношению к ландшафту, факторами.

Климатогенная динамика обусловливается колебаниями климата различной продолжительности. Достоверно установлены различные ритмы большой продолжительности. Внутривековые и вековые ритмы связаны с проявлением солнечной активности, которые вызывают возмущения магнитного поля Земли и циркуляцию атмосферы, а через неё колебание температуры и увлажнения. Наиболее известны 11-летние, а также 22-23-летние ритмы этого типа, кроме того, имеются ритмы в 26 месяцев, 3-4, 5-6, 80-90, 160-200 лет. Сверхвековой 1850-летний ритм обусловлен изменчивостью приливообразующих сил в зависимости от взаимного перемещения Земли, Солнца, Луны и выражается в планетарных колебаниях климата.

Тектоногенная динамика вызывается в основном неотектоническими движениями. В настоящее время установлено, что главная роль в формировании основных черт современного рельефа эндогенного происхождения принадлежит так называемым новейшим тектоническим движениям, под которыми большинство исследователей понимают движения, имевшие место в неоген-четвертичное время, чем и вызвано появление термина неотектоническое движение.

Земная кора постоянно испытывает деформации практически всюду и разного характера: колебательные, складкообразовательные, разрывообразовательные. Например, в настоящее время поднятие испытывает значительная часть территории Северной Америки, примыкающей к Гудзонову заливу. Скорости поднятий этих территорий весьма значительны. Берега Северного моря в пред

Последнее изменение этой страницы: 2016-03-22; Просмотров: 36; Нарушение авторского права страницы


lektsia.com 2007 - 2017 год. Все права принадлежат их авторам! (0.25 с.) Главная | Обратная связь