WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!


Pages:     | 1 |   ...   | 16 | 17 || 19 | 20 |   ...   | 45 |

За 41-летний период наблюдений устойчивый снежный покров на стационаре наблюдался 32 раза - в годы, когда средняя за холодный период года температура воздуха была ниже 4,50 С (рис.4). При этом самой ранней датой установления снежного покрова была последняя декада ноября, а полностью снег сходит обычно не позднее середины апреля. Исключительно суровой зимой для всего рассматриваемого региона оказалась зима 1975-76 гг., когда снежный покров наблюдался 130 дней - с 6 декабря по 14 апреля. Максимальная высота его достигла 210 см на вырубке, а запасы воды в снежном покрове - мм.

При достаточно мощном снежном покрове очень четко различается его слоистость по профилю, определяемая сроками снегопадов. В верхнем 50-см слое обычно снег имеет наименьшую плотность - 0,25-0,30 г/см3, в среднем полуметровом слое - плотность увеличивается до 0,45 г/см3,а еще ниже - до 0,55-0,60 г/см3. Максимальная плотность снега в высокогорьях, где снежный покров залегает 4-7-метровым слоем, имеет величины 0,500,55 г/см3. Это приближается к теоретически максимальной плотности старого фирнизированного снега - 0,68 г/см3.

2000 6,4,2,0 0,Сумма осадков за XI-III Сумма запасов воды в снеге Средн. темп. воздуха за XI-III Рис. 4. Динамика сезонных сумм осадков (мм слоя), средней температуры воздуха (оС) и максимальных запасов воды в снеге (мм слоя) на ЛГС «Аибга» (по оси X - годы наблюдений) Установлено, что особенности теплового режима насаждений в зимнее время, обусловливают динамику снегонакопления. В течение зимы в буковых насаждениях формируются своеобразные режимы прихода и расхода солнечной радиации, а также особый микроклимат. Радиационный баланс за холодный период года в среднем составляет 11,воды в снеге за XI-iII Средн. температура воздуха Сумма осадков и запасов ккал/см2. Под пологом леса за это время расходуется около 6 ккал/см2.

Основная часть радиационного баланса уходит на нагревание биомассы и теплообмен с воздухом. В связи с этим среднесуточные температуры воздуха в лесу в холодный период на 0,3-1,70 выше, чем на вырубке, а суточные максимумы температуры - выше на 1,1-2,5 0. Следовательно, стволы деревьев, пронизывая толщу снегового покрова в лесу, при положительных температурах воздуха играют роль дополнительного источника тепла. В условиях сравнительно мягких зим это способствует более интенсивному уплотнению и таянию снега по всей толще снегового покрова.

Снежный покров подтаивает также от поверхности почвы, поскольку в лесу почва, как правило, имеет положительную температуру. За счет теплообмена с нижними слоями почвы при устойчивом снежном покрове расходуется ежемесячно 200-250 кал/см2.

Таким образом, в горных условиях лес оказывает важное воздействие на динамику снегонакопления и снеготаяния. Именно благодаря влиянию леса в холодное время года более равномерно пополняются запасы грунтовых вод на водосборах, а также уменьшается весенняя паводочная волна.

Влияние орографии на динамику накопления и расходования снегозапасов в горных условиях связано с влиянием высоты на осадки. Проведение параллельных снегосъемок на разных высотных отметках позволяет определить плювиометрический градиент (изменение с абсолютной высотой) для запасов воды в снежном покрове. Он оказался равным 91 мм на 100 м (в период максимума снегонакопления). Высота снежного покрова увеличивается в среднем на 16 см при подъеме на каждые 100 м.

Анализ среднемноголетних данных по близлежащим метеостанциям сети Роскомгидромета (таблица 15) показал, что плювиометрический градиент неодинаков на разных высотах - он изменяется от 30 мм/на 100 м (на высотах до 1000 м над ур.м.) до мм/100м (выше 1500 м. над ур.м.).

Таблица 15 - Снежный покров на ЛГС “Аибга” (под пологом леса) Сумма Д а т а Максимумы за зиму Средняя Гидроло- осадтемпература гические ков установвоздуха за схода высоты плотно- запасов годы (мм) за ления XI-III,оС снега снега, см сти, г/см3 воды, мм XI-III снега 1 2 3 4 5 6 7 1963-64 - - 25.XII 30.III 81 0,44 1964-65 2,0 - снежный покров неустойчив - 1965-66 5,0 - снежный покров неустойчив - 1966-67 3,1 1011 16.I 17.III 56 0,34 1967-68 - - 24.XI 24.III 58 0,33 1968-69 3,3 674 9.XII 12.III 48 0.35 1969-70 5,1 1198 30.I 11.II снежный покров неустойчив 1970-71 3,9 986 12.XII 31.XII 48 0,41 1971-72 - 1100 15.XII 5.III 58 0,40 Продолж. Табл.1 2 3 4 5 6 7 1972-73 1,9 868 19.XII 22.III 66 0,47 1973-74 1,4 1046 19.XI 22.II 45 0,44 1974-75 0,6 1388 21.XII 25.III 90 0,42 1975-76 1,0 995 6.XII 13.IV 148 0,53 1976-77 4,7 1031 снеж. покр. неуст. 18 0,42 1977-78 3,8 1337 30. XI 30.I 28 0,28 1978-79 3,3 1224 9.XII 25.I 42 0,14 1979-80 2,6 834 снеж. покр. неуст. 32 0,40 1980-81 3,0 1037 15.I 10.IV 36 0,46 1981-82 2,3 1759 19.XII 18.III 27 0,27 1982-83 1,5 1136 8.I 8.IV 112 0,47 1983-84 3,7 1039 снежный покров неустойчив - 1984-85 1,1 1215 13.XII 15.III 90 0,44 1985-86 3,2 1134 3.XII 1.III 45 0,28 1986-87 1,9 1252 9.XII 21.IV 80 0,49 1987-88 2,3 1422 30.XII 25.III 90 0,35 1988-89 1,1 1690 27.XII 29.III 170 0,40 1989-90 1,7 1424 снежный покров неустойчив - 1990-91 3,1 889 снежный покров неустойчив - 1991-92 0,9 1011 3.XII 8.IV 184 0,48 1992-93 0,5 1046 Нет данных 1993-94 2,4 989 14.XI 4.III 72 0,35 1994-95 3,2 1416 25.III 8.IV 28 0,28 1995-96 3,3 1103 25.I 8.III 25 0,15 1996-97 3,0 979 15.II 20.III 30 0,16 1997-98 2,9 1092 5.I 5.IV 82 0,34 1998-99 4,5 1164 5.II 3.III 55 0,16 1999-2000 1,9 1307 27.XI 5.IV 77 0,48 2000-01 4,5 881 18.I 26.II 7 0,11 2001-02 3,3 1751 23.XI 12.IV 48 0,32 2002-03 2,9 1101 27.XII 25.III 50 0,42 2003-04 3,6 952 10.II 15.III 80 0,40 2004-05 2,2 1603 23.XI 11.III 88 0,33 Средн. 2,7 1154 - - 53,2 0,35 Влияние высоты местности на процессы снегонакопления проявляется как из-за понижения температуры воздуха при подъеме, так и вследствие увеличения общего количества осадков с высотой. Представляет интерес сопоставление всех трех факторов одновременно. Отношение максимальных снегозапасов за зиму к сумме осадков за холодный период (ХI-III) можно назвать коэффициентом снегонакопления.



На рис.5 приведена зависимость среднемноголетних коэффициентов снегонакопления (по данным метеостанций сети Роскомгидромета) от средней температуры воздуха за XI-III. График связи имеет нелинейный вид и показывает, какая часть зимних осадков аккумулируется снежным покровом в зависимости от температурных условий зимы.

Таблица 16 - Среднемноголетние данные по зимним осадкам и снегонакоплению в пределах от предгорий до среднегорной зоны Ср. т-ра Сумм. Наиб. Ср. Сред. даты Число Высота Коэф.

за хол. осад- запас макс. дней Метео- над снего- попериод ков за воды в высот схода со сн.

станции уровн. накоп явл.

года, XI-III снеге, снега покроснега моря, м 0 ления снега С мм мм см вом Сочи 57 7,1 871 54 0,06 18 14.I - Калиновое озе- 460 5,8 1159 139 0,12 58 26.XII 26.III ро Красная 566 2,6 955 168 0,18 72 1.XII 4. IV Поляна Бабук620 - 1118 213 0,19 82 1.I 23.III Аул Пслух 980 1,0 929 293 0,32 123 12.XII 5. IV Караулка Ачишхо 1880 -3,0 2153 1986 0,92 482 14.X 12.VI 0,0,0,y = -0,22Ln(x) + 0,0,R2 = 0,0,0,0,-0,0 1 2 3 4 Средняя температура воздуха за сезон, град.

Рис. 5. Зависимость коэффициента снегонакопления от средней за сезон температуры воздуха в среднегорной зоне Северо-Западного Кавказа На основании этого графика можно давать количественную оценку запасов воды в бассейнах рек перед весенним снеготаянием.

Таким образом, для гор южного склона Северо-Западного Кавказа на высотах более 1200 м над ур. м. половина и более зимних осадков (XI-III) аккумулируется в снежном покрове и расходуется в весенне-летний период - с апреля до середины июня.

Коэф. снегонакопления y = 2E-05x2 - 0,1717x + 457,R2 = 0,-0 1000 2000 3000 4000 5000 6000 Коэффициент тепло- и влагообеспеченности Рис. 6. Зависимость максимальных запасов воды в снеге от коэффициентов тепло- и влагообеспеченности зимнего сезона y = 802,93e0,0005x R2 = 0,y = 54,394e0,0019x R2 = 0,0 500 1000 1500 Высота над уровнем моря, м Осадки,мм Запас воды Рис. 7. Связь между высотой и запасами воды в снеге за зиму в бассейне р.

Мзымты.

Как показано на рис. 7, максимальные запасы воды в снеге и количество осадков за зимний период практически совпадают по величине на высотах около 1800 м.

Макс. запас воды в снеге, мм зиму, мм Запас воды в снеге и осадки за y = -0,0006x + 2,3436x - R = 0,--0 500 1000 1500 2000 2500 3000 Высота над уровнем моря, м Рис.8. Зависимость максимальных запасов воды в снеге от высоты над уровнем моря в бассейне р. Мзымты (по данным измерений Росгидромета в 1986-1989 гг.) По данным измерений Росгидромета (в 1986-1989 гг.) нами получена зависимость максимальных за зиму снегозапасов в бассейне р. Мзымты (рис. 8).

По этим же данным зависимость коэффициента снегонакопления (представляющего долю осадков в виде снега от общей суммы зимних осадков) от средней за сезон температуры воздуха имеет линейный характер (рис. 9 ) 0,y = 0,0003x + 0,0,R = 0,0,0,0,0,0,0,0,0 500 1000 1500 2000 Высота над ур.моря, м Рис.9 - Связь между коэффициентом снегонакопления и высотой над уровнем моря (по данным Росгидромета за 1987-1989 гг) По нашим данным, на южном склоне Северо-Западного Кавказа высоты с отметками более 1000 м над ур.м. занимают 1040 кв. км, или 15% от всей его площади. Для этой части региона для основных крупных рек (Мзымта, Шахе и др.) высокогорья составляют более половины площади их бассейнов. Так, для р. Шахе высотная зона 1000-3000 м над Запас воды в снеге, мм Коэф. снегонакопления ур.м. равна 319 км2 (58% площади водосбора), для р. Сочи - 130 км2 (44%), для р. Мзымты - 355 км2 (40%).

На высокогорных частях бассейнов рек 60-80% и более от суммы осадков, выпадающих в холодный период года, зарегулированы снежным покровом.

Следствием расходования аккумулированных в зимнее время осадков является то, что на крупных реках, имеющих высокогорья, объем стока в апреле - мае достигает 4044 % от всего годового стока, а вариация годового стока в многолетнем разрезе наименьшая - 0,16-0,21.

Полученные закономерности накопления и таяния снега в горных районах СевероЗападного Кавказа, а также влияние на эти процессы лесохозяйственных мероприятий позволяют активно воздействовать (в определенных пределах) на водный баланс территории.

Таким образом, в горных условиях Северо-Западного Кавказа высота снежного покрова и запасы воды в снеге обусловлены температурным режимом и солнечной радиацией в лесу и на вырубках. Более интенсивное уплотнение свежевыпавшего снега в лесу происходит как за счет более высокой температуры снегового покрова, прогреваемого стволами деревьев, так и из-за осыпания снега, задержанного кронами деревьев. Так, под пологом леса снег тает более равномерно, а интенсивность снеготаяния здесь в начале весны в лесу выше, чем на вырубках, а к концу разрушения снегового покрова - ниже почти в 2 раза. Расчеты показывают, что при больших снегозапасах весеннее снеготаяние на площадях вырубок может давать до 30 мм осадков ежесуточно в течение 20 дней и более. Такое интенсивное и продолжительное поступление воды в речную сеть создает условия для формирования весеннего половодья и бурного развития эрозионных процессов в бассейнах рек.





Использование влияния лесной растительности на динамику снежного покрова для регулирования стока горных рек представляет важную задачу с точки зрения оптимизации водного режима региона. Лесная растительность оказывает положительное влияние на процессы снегонакопления и снеготаяния с точки зрения регулирования водного баланса.

И с п а р е н и е с п о ч в ы Испарение является важнейшей расходной статьей водного баланса и тем связующим звеном в природе, через который радиационный и тепловой балансы влияют на водный баланс суши. Суммарное испарение с лесных площадей состоит из физиологического испарения растительным покровом, или транспирация, физического испарения с поверхности почвы и испарения осадков, задержанных растительностью.

Анализируя осредненные величины интенсивности испарения с почвы по одновременным измерениям испарения на вырубках и под пологом леса, можно отметить, что интенсивность испарения с почвы зависит от сомкнутости крон насаждений и экспозиции склона, т.е. от тех же факторов, которыми определяется приток солнечной радиации к поверхности почвы. Так, для материнского насаждения интенсивность испарения с почвы весной, до распускания листвы, в 3,4 раза выше, чем летом, при полном облиствении крон. Смена экспозиции с юго-западной на южную приводит к увеличению интенсивности испарения в 1,3-1,9 раза.

Интенсивность испарения с почвы на вырубке значительно превышает испарение в нетронутом лесу: в 2,4 раза - весной, и в 3…6 раза - летом. После изреживания древостоев в результате выборочной рубки (с выборкой 40% по запасу) интенсивность испарения увеличивается в условиях одинаковой экспозиции - в 1,5…5,3 раза по сравнению с нетронутым лесом. Разница в интенсивности испарения под пологом леса и на вырубках тем больше, чем выше приток прямой солнечной радиации. В отдельные солнечные дни испарение на открытом месте в 8,8 раза превышает испарение под кронами. В ночное время испарение с почвы значительно, при этом на вырубке в безоблачные ночи отмечалось наличие конденсированной влаги на поверхности почвы, чего под пологом леса не наблюдалось.

Испарение с почвы значительно варьирует в зависимости от мощности и состояния подстилки (листового опада). Под пологом леса наибольшие отклонения отдельных измерений достигали ±35% от среднего значения интенсивности испарения, а на вырубке - до 67%. После выпадения дождей испарение влаги идет, в основном, с поверхности лесной подстилки, что несколько увеличивает испарение с почвы под пологом леса.

Для расчета суммы испарения с почвы под пологом леса за вегетацию по результатам измерений интенсивности испарения с почвы определена эмпирическая зависимость, связывающая интенсивность испарения с основными метеорологическими факторами и условиями увлажнения почвы. Из всех факторов, влияющих на испарение с почвы, наиболее существенно изменяется дефицит влажности. Влияние остальных факторов можно объединить одним эмпирическим коэффициентом, характеризующим определенный отрезок вегетационного периода. Эмпирические зависимости для расчета испарения с почвы под пологом материнского букового древостоя в окончательном виде выглядят следующим образом:

Е = n* [0,026 * (qn - q2) + 0,01 ] мм (34) Е = 0,011 n * (qn - q2) мм (35) Здесь: n - число часов светлого времени суток за расчетный период;

qn - максимальная упругость водяного пара при t почвы в мб;

q2 - упругость водяного пара на высоте 2,0 м под пологом леса, мб.

Формула (34) применима для расчета испарения с почвы при необлиственном состоянии полога; оценивается она коэффициентом корреляции в интервале r = 0,96…0,85.

Формулу (35) можно применять при полностью облиственных кронах; оценивается она коэффициентом корреляции r = 0,96 ± 0,01. По зависимостям (34) и (35) были рассчитаны декадные суммы испарения с почвы под пологом леса за весь период наблюдений.

Для нескольких вегетационных периодов проведено сравнение величин испарения, вычисленных по эмпирическим формулам и наблюденным по почвенным испарителям. Различия оказались в пределах 3…5%.

1965 68 71 74 77 80 83 86 89 92 95 Рис. 10 – Многолетняя динамика испарения с почвы на ЛГС «Аибга» Расчеты теплового баланса под пологом леса подтверждают полученные данные по испарению. Так, баланс коротковолновой радиации у поверхности почвы в лесу составил 4,68…4,87 ккал/см2, а за вычетом тепла, идущего на нагревание почвы - 4,22…4,ккал/см 2, что достаточно для испарения 72…77 мм влаги. Следовательно, на испарение с почвы в лесу расходуется почти целиком радиационный баланс под пологом, и дополнительно поглощается 0,22…2,32 ккал/см2 от турбулентного теплообмена между кронами деревьев и приземным слоем воздуха.

По многолетним наблюдениям, сезонные суммы испарения с почвы колеблются от 64 до 333 мм, т.е. более, чем в 4 раза, а средние его значения равно 149,8 мм, = 68,0 мм.

В целом испарение с почвы в лесу очень невелико и сравнимо с величиной перехвата осадков пологом древостоя, а в водном балансе склонов, покрытых материнским насаждением бука, составляет всего 7,3…15,6 % от выпавших осадков. Причинами этого являются малая проницаемость лесного полога для солнечной радиации, и теплоизоляционная роль лесной подстилки. Под пологом леса увлажнение почвы достаточно, и испарение здесь определяется проницаемостью лесного полога для солнечной радиации. Наибольшее испарение обычно наблюдается в весенние месяцы (апрель-май), летом колеблется от 7,0 до 28…50 мм за месяц, а к концу вегетации несколько снижается - до 15…17 мм.

Pages:     | 1 |   ...   | 16 | 17 || 19 | 20 |   ...   | 45 |










© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.