Бесплатный автореферат и диссертация по биологии на тему

Экология и теплоэнергетика мерзлотных почв Забайкалья

ВАК РФ 03.00.27, Почвоведение

Автореферат диссертации по теме "Экология и теплоэнергетика мерзлотных почв Забайкалья"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ ИНСТИТУТ ПОЧВОВЕДЕНИЯ И АГРОХИМИИ

На правах рукописи УДК 631.43

КУЛИКОВ Анатолий Иннокентьевич

ЭКОЛОГИЯ И ТЕПЛОЭНЕРГЕТИКА МЕРЗЛОТНЫХ ПОЧВ ЗАБАЙКАЛЬЯ

Специальность - 03.00.27 - Почвоведение

Авто реферат

диссертации на соискание ученой степени доктора биологических наук

НОВОСИБИРСК 1995

Работа выполнена в Бурятском институте биологии Сибирского отделения РАН.

Научные консультанты:

д.б.н., профессор В. М. Корсунов д.с-х. н. В. И. Дугаров

Официальные оппоненты:

доктор биологических наук В. М. Курачев доктор биологических наук А. М. Татаринцев доктор биологических наук, профессор В. П. Фирсова

Ведущее учреждение: Бурятский сельскохозяйственный институт

Защита состоится 22 февраля 1995 г. на заседании специализированного совета Д-002.15.01 при Институте почвоведения агрохимии СО РАН (630099, Новосибирск, 99, ул. Советская, 18, конференц-зал).

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института почвоведения и агрохимии СО РАН.

Автореферат разослан " ^ _1995 г.

Ученый секретарь специализированного совета, доктор биологических наук

М. И. Дергачева

в в к л к н и к

Актуальность. Познание количественных закономерностей функционирования почв и их экологической роли - вахне тая задача современного почвоведения, йта задача(обретает еще болысую значимость в , ¡»-гионах, где возникают новые связи и соотношения яочв со средой, вызванные мерзлотой и криогенными процессами. Чтобы выявить особенности мерзлотного почвообразования, использования и сохранения почв необходимо изучение их своеобразных физических свойств и режимов, формирующихся под влиянием криомигиации и фазовых переходов влаги, морозного пучения, термокарста, растрескивания и др. Мерзлотные условия, равно как и литологические и фитоценотические, еще больше усложняются при расчлененном рельефе и обособлении в этой связи множественой сети экологических ниш с разным режимом выветривания и почвообразования. Актуальны исследования гидрологической роли лесов на мерзлотных почвах, которые все больше становятся объектом хозяйственного использования, а их сведение привело к экологическим негативам и дивергенции почвенных свойств.

Решение этих и других проблем потребовало новых, особенно количественных подходов, реализованных в рамках экологии почв, а с учетом пространственных масштабов объектов - топозкологии почв.

Диссертация является теоретическим обобщением материалов, полученных лично автором, а также совместно с сотрудниками Бурятского института биологии 00 РАН в рамках плановых тем и РНТИ "Сибирь"

Цель исследований состояла в количественной оценке сопряжения почва-среда, познании и математико-статистичеоком обосновании особенностей почв мерзлотных ландшафтов по криологическим, водно-теп-лобалансовым и теплоэнергетическим параметрам, э на этой основе -разработке подходов к численной типологии почв по гидротермическим показателям и агромелиоративных прогностических моделей.

Поставлены следующие задачи:

1. Датъ информационно-статистическую оценку связей в системе почва-среда и изучить специфичные гидротеплофизическне процессы и свойства мерзлотных почв;

?.. Установить водно-теплобалансовые и теплоэнергетические параметры почв разного гранулометрического состава, гид^ртермические .

различия зкопары лее-степь, в том числе выяснить основные черты дивергентных изменений мерзлотных почв на вырубках. Разработать элементы численной типиэацик почв по водному и тепловому режимам;

3. Выявить пространственные закономерности формирования почвенных тепловлагоресурсов в склоновых ландшафтах и на основе количественных оценок наметить пути ландшафтно-адаптированного аемле-•пользования;

4. Вывести циклическую и трендовую составляющие в многолетней динамике тепло- и влагообеспеченности и предложить агромелиоративные прогностические модели.

Объекты и методы исследования. Стационарные исследования поч£ проводились в »иной части Витимского плоскогорья, в пределах Пог-ромнинско-Еравнинско-Телембинской системы котловин, занятой севон-номерзлотными, а на северо-востоке - мерзлотными лугово-степными I лесными ландшафтами. Горное обрамление котловин представляет собо! южную тайгу, где эдификатором выступает лиственница даурская.

Детально исследованы мерзлотные почвы: луговые, лугово-черноземные, черновем (в т.ч. сеаонномерзлотный), солонец, лугово-лесные, подволистые, глесвемы таежный и болотный и дерново-лесные.

Пространственные закономерности формирования почвенных тепловлагоресурсов изучались на полигонах-трансектах, рассекающих ти пичные для региона меаоформы рельефа, где проводились соррякенны во времени и пространстве гидротермические наблюдения и съемки.

Методы исследования физических свойств и гидротзрммческог режима общепринятые (Агрофизические методы..., 1966; Вадюнина Корчагина, 1974; Принципы организации..., 1976). Последователь» реалиаовывался количественный "подход, особенно в рамках теплонв[ гегики почв. Пространственные градиенты измерялись с помощью т< поклиматических коэффициентов. Достоверность и воспроизводимое результатов и выводов обоснована статистически. Испольвовались м тода параметрической и непараметричеокой статистик, информацио ный, компонентный и кластерный анализы.

Научная новизна работы в том, что в рамках понятия о топоэк логии почв получены информационно-статистические меры связи по со средой, разработан теплоэнергетический подход к их исследо! ни», а на этой основе проведена типизация. Впервые количестве» оценены пространственные гидротермические контрасты, индуцировг ные рельефом, хозяйственной деятельностью человека и равлйЧ! почв по гранулометрическому составу. Математико-статистическ

способами учтен вклад факторов среди в дисперсию почвенных свойств и показаны их возможности для численной типологии почв по водно-тепловому режиму. Автором выявлены региональные тренды агроме-теорежкма, предложены прогнозные модели, энергетический критерий оценки устойчивости мерзлотных почв к внешним воздействиям и кинетические уравнения дегумификации и распада вносимой органики в основных почвах региона.

Защищаемые положения:

- информационно-статистические меры связи почв со средой;

- особенности криогенных процессов по их почвенно-физическим следствиям, гидротермические и теплоэнергетические параметры мерзлотных почв;

- закономерности формирования тепловлагоресурсэв, агрохимических свойств и продуктивности агроценозов в склоновых ландшафтах и прогностические модели.

Практическое значение и реализация исследований. Изученные закономерности пространственной дифференциации почв по агромелиоративным свойствам и срокам достижения физических кондиций, выявленные коэффициенты контрастности почвенных свойств и режимов, разработанные методы тепловой мелиорации и прогностические модели создают реальные предпосылки для экологически и экономически эффективного землепользования в мерзлотных регионах, особенно в условиях расчлененного рельефа Забайкалья. Результаты исследований, опубликованные в монографических сводках, статьях и методических указаниях нашли внедрение при разработке проектов Бурятского фили-ша института "Росгипрозем" и проекта " Настоящее и будущее Бай-сальского региона (возможности устойчивого развития)".- Новоси-Зирск, 1994.

Публикации и апробация работы. Основные положения диссертации !зложены в 60 печатных работах, из которых 2 монографии. Они также шробированы в докладах на симпозиумах, съездах, конференциях и овещаниях разных уровней, ежегодных научных сессиях Бурятского аучного центра СО РАН и Бурятского СХИ.

Содержание работы. Диссертация представляет собой рукопись бъемом 467 машинописных страниц, в том числе содержит 84 рисуньф, 6 таблиц и библиографию из 330 наименований. Она состоит из вве-ения, 6 глав и основных выводов; приложений - 17.

л

Экология почв и информационно ета'шстичоскня оценка связей в систем«? почва-среда

Основы экологии почв заложены еще В.Е.Докучаевым (1883). Позднее это направление развивалось Л.И.Прасоловым (цит, по: 1978), В.Р.Волобуевым (1963), а в настоящее время И.А.Соколовым (1985), Г.В.Добровольским, Е.Д.Никитиным (1990) и др.

В рамках экологии почв Прасолова-Волобуева предлагается понятие о топоэкологии почв, которое также дополняет и развивает представления Г.Н.Высоцкого (1909) о почвенно-растительных топах. Топоэкологил почв имеет целью как и у В.Р.Волобуева (1963, стр.5) "...изучение закономерных соотношений между почвой и средой ее формирования в их взаимодействии и развитии", однако, объект ограничен натурно наблюдаемыми и поддающимися количественному экспериментальному изучению элементарными территориальными выделами топологического ранга организации геосистем (Сочава, 1978) и почвенных ландшафтов (Корсунов, Красеха, 1990), т.е. в первую очередь ЭПА -элементарными почвенными ареалами, а также почвенными цепями и рядами. Кроме того предметом топоэкологии почв являются количественные пространственные различия в почвенных свойствах и режимах, возникающие из-за неоднородности таких топоэкологически значимых факторов среды как рельеф, гранулометрический состав, характер хон зяйственной деятельности человека.

Информационный анализ широко используется в почвоведенш (Карпачевский, 1Э81; Бурлакова, 1984; Маркина, 1992 и др.). Нш псдход отличается тем, что в качестве явления брались типы почв, ) не их отдельные свойства (Куликов, 1991).

По абсолвтной величине передаваемой информации и коэффициент эффективности передачи информации в системе почва-климат доминиру ет длительность периода с 00°С (0,933 бит), которую можно связат с длительностью активного почвообразования. Хорошо индицируютс почвы по годовой сумме осадков (0,764 бит) и сумме активных темпе ратур воздуха (0,697 бит).

По коэффициентам наибольшего правдоподобия установлены гидре термические параметры экологических ниш почвообразования. Рассш тан энтропийный показатель устойчивости (ЗПУ) почв как отношен! фактической энтропии (Н®) к максимальной (Ни). По мере Нф~»Нм по' ва все более отдаляется от экологически равновесного состоянш

(1583 У

Цифры п кружках - коэффициенты эффективности передачи информации. Факторы среды: М - материнская порода, Нм - высота, Р -

Рис.1. Иирглмотры од-нофнкторчих каналов спяаи почв со средой, биты.

растительность, Г -

гран, состав пород, У

- уклон, Ф - фацип, И.

- испаряемость, Э -экспозиция.

приближаясь к разрушающему порогу. Эти данные позволяют прогнозировать ход почвообразования в связи с изменениями климата.

Сопрязкаиие поча с топпэкологичаскими факторами покаааки на рис.1. По абсолютной величине положение на склоне и экспозиция не-:ут информацию о почве а количестве 0,295 и 0,282 бита. Важно откатить, что новая информация (гмэрдкентностъ), возникающая в ус-зояннвшбйся при переходе от однофакторных к двухфакторным связям :истеме, наиболее часта, если одним из компонентой выступает экс-гоаиция склона. Это свидетельствует о сильном влиянии этого топо-экологического фактора на почвы.

Энтропия почв уменьшается по мэре увеличения возраста пород и фиблияения почв к климаксу. Это свидетельствует о самоорганизуются свойствах почв, способность которых к откачке избытка энтро-1ии инициируется энергетическими ингегадиими от «ивого вещества.

í. Гидротермические движения почв (ГДП). Суточные ГДП вовни-лют в весеннее и осеннее время при ночном замерзании и дневном ттаивании и выражаются в площадкой пульсации поверхности. Ампди-

Особекности криогенных процессов и гндротеплофи-змчееннх свойств мерзлотных почв

туда суточных ГДП увлажненной поверхности черного пара равняется 6-10 мм. а сухой поверхности целины - только 2-3 мм 'Дугаров, Куликов. 1990). Суточные ГДП повторяются 70-80 дней в году и служат криогенным фактором дезинтеграции почвенных агрегатов.

Максимум сезонных ГДП при промераании сверху равняется 144 мм, причем поле деформации неравномерно. Участками более интенсивных ГДП являются криогенные трещины. По параметрам интенсивности и коэффициенту неравномерности пучения почвы Забайкалья имеют региональные особенности, вызванные резкой континенталькостью климата и их слабой защищенностью с поверхности снегом.

С сезонными ГДП связаны изменения порогности, водопроницаемости и объемной массы, причем они сохраняются в посткриогенном цикле в течение 1-2 месяцев. В слоях особенно интенсивного лъдэвы-деления плотность почв уменьшается до 1360±50 кг/ч3, тогда как в слое с низким льдосодержакием ОМ ж 1590±30 кг/м3.

Криогенное растрескивание почв а анизотропность профиля. Трещинообразование является основной причиной анизотропности почвенного покрова и профиля. По измерениям в траншеях получена статистическая выборка, распределение которой достоверно (Р«0,99) оказалось двухмодальным, что указывает на наличие двух разных почвенных таксонов. Статистически доказано наличие скрытой периодичности в ряду пространственных колебаний мощности гор.А1, а путем скользящего сглаживания лолучены параметры криогенной регуляр-| но-циклической сети в строении почвенного покрова лугостепей.

Анизотропность профиля мерзлотных почв проявляется в его мор-фонной организации и инволюциях горизонтов. Между морфонами разность по объемной массе может составлять 330 кг/м3 и обвэй пороз-кости - 16%. Наиболее выделяются темноокрашенные морфоны. Так, их удельная поверхность относительно вмещающей толщи обычно больше нг 10 м2/г, а максимальная разность между морфонами достигает до 77 м"/г. Энергетическое поле удержания влаги в такой почве также неоднородно. На границе между морфонами возникает перепад давленш до 9-11-103 кПа.

3. Гидротепловое взаимодействие мерзлоты и почвы. Гидравли ческая связь в системе мерзлота-почва проявляется в достоверно положительной корреляционной связи (г» 0,47-0,88), а коэффициент регрессии указывают на то, что увеличение влажности в надмералот ном слое только на 100 мм вызывает приращение влажности в 0,5-слое на 30-35 мм.

Корреляционно-регрессионным анализом установлено, что меряли тв понижает теплосодаржания слоя 0-0,Ь м на И.Ьй МЛж/м5"-, н темпе ратупу на R°0. В мерзлотных дерново-подзолистых почвах охлаждающий эффект мерзлоты больше на 9-11%, чем в мералотных лугово-черноземных. Этот и другие факты позволяют считать таежные лчндганфтк яре нами наиболее активного криогенена.

Л. Особенности гкдротепдофизтеоких свойств мерзлотных лочя. Экспериментальное исследование ОГ'Х - основной гидрофизической характеристики - мерзлотных лугово-черноземных почв показало, что, несмотря на количественные особенности, форма кривых вполне типична (Глобус, 1969; Муромцев, 1979; Судницын, 1979; Воронин, 1986). Такая зависимость аппроксимируется обратной экспоненциальной функцией (Калюжный и др., 1988): ¥т » - 1022 ехр (-3,Ь8 W'), где W' зависит от экспериментально определяемых гидрологических характеристик НВ и ВЗ. Показатель W' здесь, а также в зависимостях коэффициента влагопроводности Кт (W) - наиболее значимый параметр, а расчетные модели применимы только к тем почвам, которые в осях НВ-ВЗ располагаются в закономерной последовательности. График зависимости ВЗ (НВ) для почв Забайкалья (п«45) имеет экспоненциальный вид. Число разрезов с аномалиями и выходящее за пределы доверительных интервалов, к которым неприменимы расчетные методы, весьма незначительно. Этим самым доказывается возможность применения расчетных способов к почвам Забайкалья.

Гидрофизика промерзаюше-протаивающих почв специфична, т.к. по мере появления новой твердой (льдистой) фазы структура порового пространства постоянно изменяется. Сведения о потенциале влаги в мерзлой почве достаточно разноречивы: VM изменяется с темпом 24,4 атм/°С (Koopmans, МШег, 1966), или 12,1 бар/°С (Steenhuls, 1977). Для сравнительно-экологических исследований нсми использованы модели, предложенные A.M.Глобусом (1983).

В талых почвах приоритетным фактором, влияющим на теплофиаи-ческие коэффициенты (ТФК), является влажность, поэтому зависимость ТФК (W) можно назвать основной теплофизической характеристикой (ОТХ), что находится в соответствии со структурно-функциональным подходом (Вороник, 1986; Чичулин, 1984). Приоритет влажности проявляется в том, что при ее изменениях величина коэффициента теплопроводности разных почв изменяется на 2Р.6-.Ч16Х, а коэффициента температуропроводности - на 37-56Х, тогда как при естественных колебаниях такого другого важного показателя, как объемная масса, -

- 8 -

соответственно только на 26-100 и 27-30%.

Экспериментальные исследования показали, что форма кривых от: мерзлотных лугово-черноземных почз подчиняется известным ааконо мерностям (Основы агрофизики, 1959; Панфилов и др., 1981). На сов мещенных графшсах зависимости теплопроводности XÍW) и объемно теплоемкости C(W) для всех почв четко выделяются две ветви. Д критической точки влажности, равной BFK для суглинистых почв, (>. и (С) возрастают параллельно, а после WKp рост (X) сильно замедля ется, пленочная форма влаги сменяется объемно-капиллярной, а дальнейшем структурно-функциональные свойства почв все больше ог ределяются водной фазой. Ввиду опережающего роста (С) теплоаккум} ляция сопровождается слабым увеличением температуры. Знание 01 необходимо при тепловой мелиорации, качественно различной при ра; ном мерзлотном состоянии почв.

В промерэающе-протаивающем состоянии ТФК являются эффективш ми параметрами, зависящими от изменяющегося соотношения вла; ность-льдиетость. При сравнительно-экологических исследованиях д, мерзлых почв теплопроводность достаточно точно определяют по мод лям, основанным на зависимости Ам= nXT(W). По нашим исследсвани можно принять п = \М/Хт = 1,5-2,0 (Дугаров, Куликов, 1990).

5. Криогенеа и микробиологическая активность почв. В тэпл период в мерзлотных лугово-черноземных почвах фиксируется микрос ганизмов от 3-6 до 20-30-10б кл/г. Наибольшая активность микробу ты ограничена и совпадает с коротким (1 месяц) периодом олтиш тепла и влаги. При переходе в гор.В число клеток падает в ее раз, а ниже глубины прогревания до 5°С почвы почти стерильны всю -толщу деятельного слоя населены микроорганизмами узкие гуму рованные трешины. по которым клетки с инфильтрирующейся вла часто выносятся до мерзлотного водоупора. Биогенность почв ме лотно-таежных ландшафтов уступает почвам лугостепи на один, инс два порядка.

Установлена связь микробиологической активности с гидрте; ческими условиями почв. Она, в частности, для бактерий на Mi (слой 0-20 см), имеет вид (R « С,505): п а 1647 + 125 W г! где п-103 кл/г, W - влажность, t - температура почвы. I

С установленными особенностями, микробиологической активн! почв связана специфика их пищевого, ¿режиму, в частности высокая фективность минеральных удобрений (Гамзиков и др., 1991). I

- 9 -

Редротедогка и танлгганаргеткла мерзлотных почв

3 последние годы внимание к исследованию физических свойств и рэиимсв почв становится все более пристальным. И это не случайно. При современном уревке испольгованая и деградации печв все чаще лимитирующими их продуктивность становятся физические факторы.

1. Рахим и бнлялС влаги и тепла в мерзлотных почвах луго-во-степнж лвядшафтов. Накопленный в Забайкалье материал по мерзлотным и сеэонномерзлотным почвам позволил обобщить его в виде^, статястичесглх моделей (Руликоь и др., 1893). Проверка показала репрезентативность изученных нами поче по морфрл эгиче с кому строению к физико-химическим свойствам. Вместе с тем, установлена более высокая вариабельность свойств мерзлотных почв, чем, например, се-зонномерглоткых черноземов Забайкалья (Колосов, 1983) и Алтая (Бурлакова, 1984). Зто является следствием криогенного преобразования профиля мерзлотных поче.

Физичесэде свойства. Дугово-черноземные почвы изучались рядом исследователей (Цыбкитсв, 197'; Панфилов, .1973; Агрофизическая ..., 1978 и др.; Саввннов, 1976 и др.; Дугаров, 1978 и др.; Куликов и др., 19815; Дугаров, Куликов, 1990; Керженцев, 1992).

Величина энтропии чутко отражает изменение гракулометр;песко-го состава по профилю и реагирует на карбонатность и лиюлоги» почв. Установлена регрессионная связь энтропии с содержанием физической глины для средне- и тяжелосуглинистых почв.

Мерзлотные солонцы имеют тяжелосуглинистый состав, а столСча-тый и нижележащий горизонты - среднесуглинистыо, что также характерно для солонцов Западной Сибири (Курачев, Рябова, 1981). Рлгтз 1,5-м толщи, также как и в фоновых срэднесуглинистых почвах, залегают г;зубодиспероные породы.

Мерзлотные лугово-черноземные среднесуглинистые почвы при НВ в 1-м слое удерживают 290 мм, а тяжелосугдчниг.тыз - 350 кол влаги, т.е. по сибирской классификации (Почвенно-физические..., 1977) они являются высоко- и очень высоковлагоемкими. Мерзлотные солонцы также относятся к выссковлагоемккм почвам. Установлено, что в среднесуглинистых почвах в ультра- (<• 0,2 мкм) и микропорах (3-0,2 мкм) удерживается до 55% влагк Н5, а остальная часть влаги (45Х) находится в системе средних и крупных пор (Куликов и др., 1986). В тяжелых почвах и особенно при текстурной дифференциации основное количество влаги находится в порах размером < 3 мкм (Агрофизичес-

кая..., 1976), поэтому в них велик недоступный аапао влаги; последний в наученных почвах составляет >1/2 НВ. Вследствие этого величина ДАВ сравнительно небольшая и недостаточна аэрация при Кй, Почвы лугостепей обладают высокой водопроницаемостью, чему в немалой степени способствует криогенная трещиноватсеть. В агроландваф-тах водопроницаемость с поверхности становится еще больше.

На основе дисперсионного анализа доказана статистическая достоверность влияния гранулометрического состава на водно-фкзичесюй свойства почв.

Водный режим и баланс. Данные по влажности представлены в виде хроноизоплет, построенных ка статистической основе, а свертка многолетней информации проведена путем расчета непара.\»тркческих статистик - квантилей. Их анализ позволил считать, чуо мерзлота не всегда зона гидрологического покоя. Это проявляется в переменной , влажности толщи пластичномерзлой консистенции, находящейся в пределах температур 0°...-2°С и содеркадэй незамервшую влагу.

Ясно проявляется осенне-зимнее криомиграционное парораспределение влаги. Пои этом формируется С-образный профиль влакности, который Д.Д.Саввинов (1979) справедливо считает показателькшд для почв мерзлотного ряда. 3 почвах с карбонатным барьером наряду с верхним и кюшим максимумами в сред>шной зоне криогенного кссусэ-ния часто отмечается небольшой пик, а гидрологический прсфидь приобретает Е-образный вИд. На границе этого горизонта часто воаника- | ет перепад потенциала влаги до 60-140 Дк/кг.

Почвы более легкого состава отличается кальм ^йквантидь'юсл диапазоном влаги в нижней части профиля, что связано с грубодкс-перснш составом породы, • где постоянно содержится свободная влага надмералотной верховодки (рис.2). В тяжелых почвах из-за дефицита свободной порозкостк образование надиерэлотной верховодки вовмсано только после при криогенного разуплотнения, т.е. мерзлотные почвы обладают способности) к самоподдержанию криогидрокорфиака. В мерзлотном солонце верхний квартиль не достигает величины НВ. Это означает, что понятие НВ для них имеет больше теоретическое значение, чем практическое. Такое же явление характерно для солонцов Кулунды (Панфилов, 1973).

Коэффициент устойчивости (КУСт) увлажнения - величина, обратная статистическому коэффициенту вариации - для тяжелосуглинистой почвы рёшен 0,91 и 0,92, а для среднесуглинистой - 0,61 и 0,76. (пахотные варианты этих почв, соответственно для мая и июня). По

ел

и »

(^¿t' s" k ••{ ;

y

iv \

s

a

к

Рис.2. Квантили влажности целинных мерзлотных лугово-чер-,ноземьых средне-(а) и тяжелосуглинистых !б) почв эа 19681973 гг.

Квантили: 1 - С,25 (нижний квартиль), 2-0,5 (медиана),

3 - 0,75 (верхний квартиль),

4 - НБ.

■'Чзу-.,

ьеличине КУСт мерзлотный солонец занимает промежуточное полояени?.

Е засушливый период (май-июль) перепад потенциала влаги (А?) имеет положительный знак, что указывает на восходящее двюйонук-влаги. Между слоями 0,1-0,2 и 0,4-0,5 Д¥* 870-950 Дж/кг - в сред-несуглинистой почве и не Солее 150 Дж/кг - в тяжелосуглинистой почве. Во влажной полоЕине теплого сезона знак ÛV сменяется или становится слабоположительным.

По среднемкоголетним данным величина капиллярного прихода, ьлэги равняется 11-17% от всей приходной части водного баланса. Ô среднесуглинистой почве эта статья баланса нередко возрастает до 20-30Х. Общий эваподесуктивный расход влаги из 1-м слои ji май-сентябрь равняется 422 мм - на среднесуглинистых и 357 мм - на тяжолоеуглинистых почвах. Использование влаги белее продуктивно ni

тяжелосуглинистей почвы: коэффициент влагопо-ребленин ячменя равен IP.2, а из более легких - 23,а мм на 1 ц зерна. Повышение продуктивности использования злагоресурсоЕ возможно путем применения удобрении хорошо зарекомендовавших себя :<ак на -,тих, так и на солонцовых псчвах региона. Общий расход влаги на эваподесукцию из мерзлотного солонца колеблется от 241-467 (целина) до 263-&78 мм (пашня). Установлена гесная синхронная динамика величин суммарного елагопотребления и осадков, т.е. по г.оличеству осадког, (Ос) предыдущего года мэжко прогнозировать ожидаемый эвачотранспирационный расход: (Е0с+ En) а '150 - О 6 Ос (г«-0..9Б9; Р«0,05).

На основе полученного многолетнего материала разработана система количественных показателем водного режима эти:: и доугих почв (всего подробно изучено нами 17 типов и разновидностей почв). Такой подход органично вписывается в экологическое направление в гадрологии почв, развиваемое ф.Р.Зейдельманом (1691 н др.) к дополняет попытки по-новому подойти к оценке и классификации водного режима, предпринимаемые целым ряпом авторов (Воронина и др., 1973, Панфилов, 1973, Романова, Капцлевич, 1981; Азьмука, 1986; Ефремов и др., 1986 и др.). Эта система - не только кокц?нтрированная информация о водном режиме почв, но также основа для сравнивайте л!--ного анализа и автоматической классификации.

Тепловой режим и баланс. Глубина суточных теплооборстог. в мерзлотных лугово-черноземных почках относительно невелика, что связано с выхолаживающим влиянием мерзлоты, формированием нулевой завесы, гасящей тепловые импульсы, и внутриоуточными изменениями теплофизическмх коэффициентов. Так, по зависимости X (t) мох« заключить, что величина Л ноч:>ю в условиях резкоконтинентального климата уменпшается не менее, чем на 50%. При прочих разных условиях этот теплофизический механизм способствует уменькению замо-розкоопасности. Повышенная теплоемкость тяиелкх почв ьыража&тся в более сглаженном хеде температур. Об stom такяе свидетельствует большая величина коэффициента устойчивости температуры - в мае и ияне Куст о 0,48 иО,88, а в средиесугяинистой - 0,14 и 0,64.

_Биологически активная температура проникает в профиль тяжелосуглинистых почв до 0,4-0,5 м, а температура 5°С до 1 м. Глубина прогревания среднесугдикиетых почв до этих температур больше на 0,3-0,4 ,м. Мерзлотные солонцы до 10°С прогреваются на глубину С.4Ь-0,65 и. Суима активных температур в мерзлотных лугово-черно-зекных почвах колеблется от 10СЮ до 1700°С. Мерзлотный солонец пс

атому показателю превосходит их на 100-200°С. м. Привкдком мерв-лотного типа температурного режима изученных почв является более глубокое проникновение отрицательных температур, чем такой же величины положительных-, разность в глубинах составляет 0,15-0,3 м.

Климат мерзлотных лугово-черноаемных почв по классификации В.Н.Димо (1972) оценивается как резкоконтинентальный, а при вспашке он становится экстраконтанннтальным, т.к. при этом годовая амплитуда колебания температур на глубине 0,2 м возрастает от 32-37 до 40-44°С.

Среднегодовая температура в среднесуглинистой почве равна -2°С, тяжелосуглинистой -3,е°0, в солонце -1.5°С. Среднегодовую температуру можно определить по голевому ходу температуры в подошве сезонноталого слоя, где во всех почвах региона в конце февраля и середине июля температура становится равкой среднегодовой.

Для. температурного режима характерна временная дясснмметрия, выражающаяся в относительной укороченнооти пеоиода промерзания, вызванной замерзанием почвы снизу за счет резерва холода в мерало-те. Другое условие - большой охлаждающий импульс атмосферы.

Баланс теплосодержания в смсе 0-1 м целинных (числитель) и пахотных (знаменатель) мерзлотных лугово-черноземных почв разного гранулометрического состава аа май-сентябрь, кДж/'м2 (1971-1980 гг.)

Таблица \

Приход

Расход

Баланс

| ЕйКОСТЬ | теплооОиека

Среднесуглинистые

26377/21482 14553/ 9486

+11824/ +4996 40930/ Э096*

Тяжелосуглинистые

32845/32851 14759/ 1Э018

+18086/ +19833 47604/ 45860

Мерзлотный солонец полугидроморфный, целина

19551

11914

+762Г7

31465

ь мерзлотных регионах в 2 раза превышающий импульс отеплении.

В мае теплосодержание в приповерхностном слое мерзлотной лу-гово-черноземной почвы равняется 100-200'10е Дж/м3, однако, отсутствие наклона кривой распределения теплосодержания к оси ординат ухе с глубины 0,3-0,6 м свидетельствует об изотермическом режиме в нижней еще мерзлой толще. Выразив теплосодержание в "запасной" форме, получили, что в июле-августе в слое 0-1 м оно в среднем равно 20-26 МДж/м2. В мерзлотном солонце экстремумы теплосодержания в июле равны 11-20 МДж/м2. Теплосодержание тяжелосуглинистых почв больше на 4-8 КЩж'м2, чем среднесуглинистых.

Баланс теплосодержания за май-сентябрь в почвах лугостепей складывается с положительным сальдо. Тяжелые почвы отличаются повышенным поглощением тепла и большей емкостью теплообмена. Величина последней при вспашке снижается (табл.1). Установлена тесная (г = 0,724. Р = 0,99) зависимость теплобалансового показателя (+Б) от коэффициента увлажнения Иванова и выведено прогнозное уравнение.

Мерзлотный режим. Глубина прстаивания почв по годам изменяется в небольших (±0,1-0,2 м) пределах. Аномально глубокое протанва-ние наблюдается только в высоковлажные годы, когда в почву дополнительно с дождевой водой поступает до 18 ОДд/м2 тепла. Средкесуг-линистая разновидность в лугостепи протаивает в среднем до 2,8 м, тяжелосуглинистзя до 2,15 м, а мерзлотный солонец до 2,5 и. Вспаа-ка вызывает достоверное увеличение (на 0,2-0,5 м) глубины сезонного протаивания.

По такому показателю, ;сак темп протаивания - отновенкс текущей глубины протаивания .к максимальной - все почвы близки мевду собой. Для практического использования в сельском хозяйстве н строительстве предложены графики и выведены регрессионные уравнения, устанавливающие связь (г - 0,930-0,981) глубины протаивания почв с суммой температуры воздуха.

На протаивание среднесуглинистых почв(0®)затрачивается энергии от 37,5 до 193,5 МДж/м2. Величина 0® в более тяжелых почвах больше на 35 (целина) - 13 (пашня) ВДж/м2.

Для мерзлотных почв показательным является встречное промерзшие снизу, происходящее за счет накопленного резерва холода речной мерзлоты. Оно составляет 20-35% от всей мощности сдоя промерзания. хотя его доля в общей теплоэнергетике промерзания невелш« всего 5-7Х. Мощность слоя потенциального промерзания среднееуг-линистой почвы равна 3.04. а тяжелосуглинистой - 2,34 и, что на

- 1Ь - '

О.:: м больше, чем мощность их фактического протаивания. Зта рав кость становится меньше в связи с вековыми изменениями климата, т.к. за последние 80 лет в регионе глубина протаивания почв увэли-чилзеь на 0,2-0.6 м.

Материал по тепловому режиму мерзлотных почв лугостепей, а также по есрм другим изученным почвам других ландшафтов Забайкалья обобщен в виде системы количественных показателей. Радиационный баланс (К) рассчитан по данным актинометрических станций Забайкалья по сеязи с суммой активных температур почвы : И в 492,2+0,6 ^МДж/м" год), а энергетика почвообразования - по формуле В.Р.Волобуена (1974). Разработанная система показателей - полная и концентрированная форма обобщения и основа численной типизации почв по тепловому редиму.

Пространственные контрасты. Разные почвы неоднородны по свога свойствам. Количественные измерения можно провести с пожз>ю коэффициента тополиматической контрастности КТКа А,/В1 и по абсогэтиой разности ТКР- А1-В1, где А и В - значения 1 для сравниваемой почеы и почеы, взятой за норму (среднесуглинистач разность). В лугостепи наибольший НТК по запасу влаги в 1-м слое составляет 1,55, а ТКР-120 юл. Температура тяжелой почвы нияе, чем более легкой, т.е. величина ТИР отрицательна (-0,1...-1,8°С), КТК-0,79-0,85. Столь г.е значительные величины КТК и ТКР возникздат меяду пахотными и целинными почва;.®, что позволяет считать вспаику фактором создания вторичных пространственных контрастов.

.': . Режим и баланс влаги и тепла в мерзлотных почвах леешх ландшафтов. Объекты исследования - мерзлотные подзодкелге почвы разного гранулометрического состава под коренным лчетееиикчнккси и подверженные остепнению, а также мерзлотные лугоео-лесные почвы на старой вырубке под вейниково-ерниковым лугом и лесом.

Сопоставление морфологии и физико-химических свойств со статистическими моделями (КуликоЕ и др., 1993) показало типичность объектов исследования. Криогвдроморфиэм' проявляется в высокой вариабельности почвенных параметров.

Физические свойства. Глинистый состав мерз-лотных подзолистых поче унаследован от породы. Двучленность литологии мерзлотных лу-г0е0-лесных почв также как подзолистость отчетливо диагностируется величиной энтропии.

При оглеении упаковка элементарных частиц становится совершенной (Зайдельман, 1991). Однако в мерзлотных торфянисто подзо-

- -

листо-глеевых почвах этому противостоит процесс криогенного оамо-рыхления, который также противонаправлен вертикальному лавлинип. только в толще от 0,5 до 1,5 м возрастающему на 16 ООО кГ1а.

Глинистые почвы независимо от генезиса и топоэкологическпй позиции очень высоковлагоемки, при НВ в 1-м слое удерживают свыше 300 мм, тогда как среднесуглинистые почвы средневлагоемки (200-260 К1м). Послойное распределение НВ находится в соответствии с текстурной дифференциацией профиля подзолистых почв, что также отмечено В. А.Хмелевым и др. (1988). В гор.Вк мерзлотных лугово-лесны'у почв заметно снюхается величина ДАВ, что указывает на снижение здесь подвижности влаги. При увлажнении до НВ остаточная пороэ-ность резко снижается в иллювиальном горизонте подзолисты'/ ночь. Воздушный режим также ухудшается в зоне капиллярной каймы надмерз-лотной верховодки.

Водный режим и баланс. Мерзлотные дерново-подзолистые почин под редкостойными лесными колками и на вырубках испытывают остеп-нение. Это выражается в относительной сухости их профиля. В глинистых почвах формирование надмерзлотной рерховодки затруднено недостатком крупных некапиллярных пор, ее образование и криогидро-морфизм всецело объясняется криогенным саморыхлением. В почвах двучленной литологии, надмерзлотнак верховодка - постоянный участник гидрологических процессов.

По соотношению квантилей с кривой НВ можно заключить, что для Есех лесных почв характерен периодически промывной водный режим. Промачивание профиля этих почв происходит более часто, чем в лу-гостепи. Почвы лесных биогеоценозов отличаются пониженной устойчивостью увлажнения (Кус'т*0,5-0,6), что согласуется с выводом Л.О.Карпачевского (1981). Криомиграционное накопление влаги в верхних слоях в лесных почвах достигает 2.0-100 мм. При благоприятном увлажнении (на уровне НВ) и оптимальной скорости промерзания (при термоградиенте 0,2-0,3°С/см) интенсивность криомиграциониого накопления влаги максимальна.

Эвапотранспирационный расход влаги колеблется от 200 до 270 и больше зависит от характеристик леса, чем от гранулометрического состава почв.

Установлено (Карпачевский, 1981), что у деревьев всасывающий потенциал досткге^т -2300...-3200 Дж/кг (у полевых культур *

-1500 Дж/кг). По дашиь расчетам потенциал падает до -2000...-Э000 Дж/кг только в слое О.ОЬ м остепняющегося лесного колка. В

не/мало тронутых лесах под защитой органогенного покрова потенциал влаги обычно не бывает ниже 160...-450 Дж/кг, т.е. мерзлотные^леса по условиям увлажнения находятся в благоприятных условиях.

Ыерзлотно-тепловое равновесие почв в южной части криолитоэоны легко нарушается при изменениях условий внешнего теплообмена. При сведении леса начинается деградация вечной мерзлоты, а в активный вдагооборот вовлекается дополнительное количество (от 50 до 200 мм) влаги векового запаса мерзлоты.

В гидрологически активном сезонноталом слое под лесом содержание влаги не менее чем на 50 мм больше, а эваподесуктивный расход меньше на 50-100 мм, чем в степи. Мерзлотные леса Забайкалья являются влагонакопителями и увлажнителями ландшафта.

Тепловой режим и баланс. В Забайкалье радиационный баланс в кронах деревьев может достигать 2082,6 МДж/м2тод. Однако под полог леса проникает значительно меньшее количество радиационной энергии. По М.К.Гаврилсвой (1978), радиационный баланс ослабляется на 1% на 1 балл сомкнутости леса. Это выражается в том, что в июне-августе под лесом температура почвы на глубине 20 см на 3-4°С ниже, чем в степи, при высокой сомкнутости леса и наличии мохо-во-торфяного покрова эта разность возрастает до 7-10°С, а биологически активная температура проникает в минеральную толшу спорадически на глубину не более 0,05-0.1 м. На вырубках, где почва лишена теплоизолирующего фиброслоя, а частично и снега, происходит увеличение теплого периода на 10-15 дней, а активные температуры проникают глубже на 0,1-0,2 м.

Установлено, что как охлаждающее летнее, так и отепляющее зимнее влияние напочвенного фиброслоя в Забайкалье выражено рэаче, чем в других регионах. Интегральный эффект оценивается как охлаждающий. На каждый 1 см органогенного горизонта температура падает на 2,45°С, а термическое сопротивление в талом состоянии (1?т) равняется 0,12-0,30, тогда как в мерзлом (Я^) всего 0,03-0,05 (м2,К)/Вт..Величина отношения обычно несколько меньше, чем в

других регионах.

Теплофизическое влияние снежного покрова оценивается как отепляющее, он охлаждает почву только в случае задержки его таяния весной (Воейков, 1949), что имеет место на залесенных склонах северной экспозиции. Под лесом плотность снежного покрова невелика, а мощность обычно больше, чем в степи; его теплопроводность примерно равна 0,15 Вт/м-К. Теплопроводность переотлоиенного матамор-

физированного снежного покрова степных участков более пысока 0.2С- 0,21 Вт/ы'К. 1>бшдй перепад температуры в слое снега в Забайкалье меньше, чем в других регионах ввиду его маломощности. Однако удельный теплоизолирующий эффект более рачителен, приращение температуры составляет всего 0.87-2.12°С на t см снежного покрова.

Лесные почвы независимо от типа и гранулометрического состава, имеют умеренно-континентальный педтин климата, а при сведение или осветлении леса климат становится континентальным. Среднегодовая температура лесных почв по всь-му профилю отрицательная (-0,8е - на глубине 20 см-, ^ -3°С - в подошве сеээнноталого слоя), толща с пластичномерьлой мерзлотой относительно небольшая.

Распределение теплосодержания по профилю почв под лесным пологом свидетельствует о его слабой градиентности. В августе суммарное теплосодержание в 1-м слое почв колочной редины равно 16-2' МДж/м2, в почвах коренного леса - только 9 ВДж/м2.

Балансовые расчеты показывают, что с мая по сентябрь п слой 0-1 м мерзлотных дерново-подзолистых почв поступает около 2 Мдж/м2, а в мерзлотные торфянисто-подзолисто-глеевые почвы - толь ко 15,? Мдж/м2. Приход тепла в мерзлотные лугово-лесные почвы ер никсвого луга равняется 20 Мдж/мг.

Рубка леса вызывает дивергенцию почв. Установлено, что поел сведения леса в мерзлотных дерново-подзолистых почвах мощност гор.А2 уменьшается со скоростью 0,09 см/год. происходит увеличен» содержания гумуса и значений рН. Гидролитическая кислотность, нас борот падает, и особенно заметне, в ?ор.А2. Также изменяется сс держание поглощенных катионов Са'*"' и Mg++. Скоростные изменен! этих показателей по порядку сопоставимы с литературными данньа (Еельгибаев, Долгилевич, 1972; Боул и др., 1977; Martel, M. Kensle, 1980; Дмитриев и др., 1982; Трибис, 1991 идр. ). Одна специфика дивергенции мерзлотных лесных почв в их несколько пов шенной консервативности. Так, если .1 см мюллевого горизонта в шт те Висконсин формируется в течение 5,7 лет, то в Еравнинской мер лотной котловине - rop.Al на 1 см нарастает за 12,5 лет; если Русской равнине за 1 год формируется 2,6 т/га гумусового гориас та, то в этой котловине только 1,3 т/га.

Дисперсионным 2-факторным анализом установлено количествеш влияние рубок леса на изменение свойств почв двух разноввдноnrei Мерзлотный режим. Изменчивость максимальной глубины протай: ния лесных почв невелика - ±20-40 см. Относительно меньшей уст

•шростьи параметра характеризуются мерзлотные лугоио-леоныо почвы под ерниковым лкотденничником на низком берегу, что впитано их периодическим дополнительным водно-тепловим питанием со стороны тер-м*жарстового озера.

Также ¡:ак цм почв лугостепи, выявлено, что по относительному показателю -- темпу протаиванил - лесные мерзлотные почвы блинки м»хлу собой, что ,иаэт основание для оперативных расчетов по составленным график-, м. Выведены прогноьные корреляционно-регре?еион-ны- связи глуоикы протаиван/я почв с суммой температуры воздуха.

На протаиваниу ереднесуглинистых почв требуется энергии Р'6.(>-УЬ.О МДж/м2. Примерзание снизу наиболее интенсивно в почвах с ненарушенными внекиик к условиями теплообмена и обусловлено большим резервом холода в мерзлоте. О нарушении теплового равновесия на ерниковом лугу и лсд лесными колками свидетельствует сближение мощностей потенциального промерзания и фактического протаивания,

4. Теплоэнергетика почв и нногомерио-с та тис тический подход к их типизации по водному н тепловому рех.имам. Основы теплоэнергетического подхода заложены П.И.Колосковым (1930 и др.) и развиты в работах ряда исследователей (Дкао, 1972-, Волобуев, 1974-, Худяков. 1984; Макеев, Остроумов, 1985 и др.). В теплоэнергетике почв -направлении, изучающем обобщающие энергетические аспекты тепловла-гообмена в почвах, - центральное месю принадлежит годовому тепло-обороту - полусумме прихода и расхода тепла за год. Величина От определялась как. сумма составляющих ого элементарных теплооборо-тов, а последние - методой гидротермических расчетов (Куликов, 1У83).

В зависимости от ландшафтно-экологических условий величина Ог колеблется от 48,6 до 244,1 МДж/м2, причем в мерзлотных почвах От Польше, чем в сезонномерзлотных и нелромерзающих (табл. 2). :-+го происходит в первую очередь за счет более высоких значений 0® -теплооборота, затрачивающегося на протаивание почвы. Чем больше увлажнение и тяжелее гранулометрический состав, тем больше величина 0® и От. По имеющейся у нас выборке в мерзлотных' почвах величина Ц* изменяется в пределах 74,3-200,6 МДд/м2 и всегда составляет •и)?, ст От, а потенциал криогенеза всегда > 80% Чг. Наибольшю* потенциалом криогенеза характеризуются почвы мерзлотных лесов, где (Ом - теплооборот, протекающий в мерзлой поч*е е диапазоне от минимальной зимней температуры до температуры фазовых превращении ?лаги; достигает до 807. ЦГ. Мерзлотные почвы характеризуются

Таблица V

Теплоэнергетические параметры почз. МДж/м':

| Составляющие

От I-1-:-1---1-

I Ом I Оф 1 0м+С1ф | С!т | Ом-Ог

___I_I_I_I_|_

Мерзлотная дерново-таежная оподзоленная глееватая 244.06 34.97 200.63 235.60 а. 46 26.51 Мерзлотная лугово-черноземная

166.64 43.38 88.26 131.64 35.00 8.38

Мерзлотная дерново-подзолистая

165.45 13.41 130.96 144.37 11.08 2.33

Мерзлотная лугово-лесная среднесуглинмстая

140.79 24.51 94.99 119.50 21.29 3.22

Мерзлотная лугово-лесная легкоглинистая

160.54 11.89 138.00 149.89 10.65 1.24 Сезокномерзлотный чернозем

152.65 27.34 68.54 95.88 56.77 -29.43

Постоянноталый бурозем 48.57 - - - 48.57

пониженным биопродуктивным теплообороток (От- 8,5-35,0 ЬЩя/и2), который относительно Цг равняется всего 10-20%.

Другой особенностью .теплоэнергетики мерзлотных почв является доминирование теплооборота Ом над От. Этот факг лежит в основе того, что в мерзлотных областях потенциал сезонного провэрзанкя больше, чем фактическое протаивание почв, а разность <4г0т служит количественным выражением энергетической обеспеченности потенциального промерзания и тепловой устойчивости почв. По знаку разности четко диагностируется характер мерслотности почв.

Для сезонномерзлотных почв справедливы выражения 0® <50% От и (4, • От. т.е. они потенциально могут оттаять глубже, чем промерзают фактически. В частности, для сезонномерзлотных черноземов эта разность равна -29,4, а для серых лесных почв Прибайкалья - -26,5 МДж/м2 при величине СЪ соответственно 152,7 и 99,7 МДж/м2. В нёп-ромерэающих почвах структура 0Г предельна проста, для бурозема

Прибайкалья имеем Qr- QT- 43,6 МДж/wr

Установлена прямолинейная связь: Qr» 1,180^+38,70 (г»0,0а; Р»0,95). Для определения От также можно воспользоваться формулой вида: Qr- 0,78 Ог1,0+73,48 (г«0,87; Р-0,99), где Qr1 • годовой теплоооорот, рассчитанный для 1-м слоя по данным метеостанции.

Последние годы развивается. новое направление - численная классификация почв (Рожков, 1989). Исходная матрица для многомерно-статистического анализа имела раамерность для водного режима 17x16, теплового режима 17x10. Здесь 17 - число векторов-столбцов, соответствующих числу почв, по которым нами получена исчерпывающая количественная информация, 16 и 10 - число классификационных признаков водного и теплового режимов.

В результате анализа парных корреляций выделено 4 главные компоненты (ГК), из которых имеет вначение только ГК-1, т.к. ее вклад в общую дисперсию составляет 99Х (водный) и 97% (тепловой режим). Для распознавания почв в множественном признаковом пространстве по значениям собственных векторов проведено снижение размерности, т.е. выбраны классификационно значимые показатели.

Чтобы убедиться в правильности этого выбора выполнялась процедура, называемая в кластер-анализе проверкой выдвигаемой гипотезы. Действительно, по степени сходства как по водному, так и по тепловому режиму выборка разбилась на несколько логически понятных сгущений (кластеров). Большое сходство проявили сезонномерзлотные почвы: каштановые и черноземы, объединяющиеся затем с серыми лесными и дерново-подзолистыми. "Свой" кластер образуют почвы, родственные по криогидроморфизму: мерзлотная торфянисто-подволис-то-глеевал, мерзлотные глееземы таежный и болотный. Группировка почв также произошла по признаку гранулометрического состава.

В результате проведена типизация почв по водному режиму. По периоду гидрологической активности (дни), т.е. по периоду с температурой >0°С на глубине 0,2 м выделены следующие типы: 1. С очень коротким периодом - < 100, 2. С коротким периодом - 100-150, 3. Со средним периодом - 150-200 , 4. С длинным периодом - 200-250 , 5. . С очень длинным периодом - > 250. По соотношению периодов с W)HB и W<BPK: ЦОлишне засушливые - < 0,5-, ^Засушливые - 0,5-1,0;

злзреднеувлажненные - 1,0-1,5; ^Влажные -1,5-2,0; б,_Избыточно

влажные - > 2,0. По вероятности увлажнения почв выше НВ/ниже ВРК: 1^Высокой вероятности промачивания - >0,8/<0,2; ^Повышенной вероятности промачивалия С,8-0,6/0,4-0,2; ¡^Средней вероятности прома-

- '¿г -

чивания - 0,6-0,4/0,4-0,6; ¿.Повышенной вероятности выпота влаги -0,4-0,2/0,6-0,8-, бЛЗысокой вероятности выпота влаги - <0,2/>0,8. Также типизированы почвы по тепловому режиму; выделено 7 типов по величине среднегодовой температуры почсы, 5 - по длительности мерзлотного периода, 5 - по величине теплосодержания в слое 0-1 м в июле-августе.

Личные исследования, а тшоке обобщение и расчеты по материалам ив литературных источников по Забайкалью (Цыбкитов, 1971, Ди-мо,1972; Лугаров, 1978; Вторушин, 1982; Худяков, 1984), Якутии (Саввкнов, 1976; Гаврилова, 1981; Павлов, 1984) и Монголии (Гаври-лова, 1974) позволили также рааработать теплоэнергетическую типологию почв:

По интенсивности годового тепмооборота Qr СйДж/м2): 1) <100

- с очень низкоинтенсивным; 2) 100-200- низкоинтенсивным; 3) 200-300 - среднеинтенсивным; 4) 300-400 - высокоинтенсивным; 5) >400 - очень высокоинтенсивнкм теплооборотом.

По характеру и степени мерзмотности: 1) Qm>>Qt ( >10 МДк/м2)

- жесткомерзлотные; 2) Qm>Qt - мерзлотные; 3). Qw<QT - сезонномерз-лотние; 4) 0м<<0г (<20 МДк/м2) - слабосезонномерзлые и постоянно-талые почва.

По величине биопродуктивного теплооборота Qr: 1) <10% Qr -очень низкая; 2) 10- 20% Qr - низкая; 3) 20-30% Qr - средняя; 4) 30-40% Qr- высокая; 5) >40% Qr - очень высокая теплообеспечен-ность.

Закономерности формирования топловлагоресурсов, агрохюшческнк свойств почв и продуктивности агроценоаов в склоновых ландшафтах

Рельеф играет роль ретранслятора энергии и вещества в ландшафте, а по А.А.Титляновой (Генезис, эволюция..., 1988) - регулятора скоростей экологических процессов. В этой связй под склоновыми почвами понимаются почвы, формирующиеся на поверхностях, образованных мезоформами рельефа, в пределах высот, недостаточных для образования высотной поясности. Соотношение почва-рельеф изучалось на 4-х полигонах-трансектах (ПТ). В работе приводятся геоморфологические профили ПТ с указанием растительности, высоты, уклона и элементов рельефа для наблюдательных точек и прилагаются картосхемы почвенного покрова.

Делается вывод о том, что ПТ достаточно полно охватыв.чют при родное разнообразие региона.

3. Радиационный рзжим склонов. Наклонные поверхности (склони) занимают не менее 90%. территории Забайкалья. Склсны ютиюй экспозиции за май-сентябрь получает энергию прямой радиации в зависимости от крутизны в пределах 1616-1729 МДж/м2, тогда как противоположные-салоны энергетически меньше облучена на 314-900 ЗДд/м2.

Еыяьлено ретранслирующее значение рельефа в отношении ФАР -фотосинтетически активной радиации. За май-сентябрь горизонтальные поверхности в Забайкалье получают энергии ФАР в пределах от 105 до 156-ю5 МДж/га. скяон южной экспозиции крутизной до 10° на tf-lP-105 ВДж/га больше, а по сравнению со склонами противоположи« румбов больше уже на 20-29-105 ВДж/га.

Разная инсолируемость склонов - первопричина обособления разнокачественных ниш почвообразования и пространственной дифференциации тепловлагообеспеченности почв.

Физтесте свойства почв пошгоноп-трансектов. Особенностью гранулометрического состава почв склоновых ландшафтов является перераспределение по двум пространственным градиентам - вы-сотно-микрозональному и экспозиционному. Почьы становятся все более легкими вверх по склону и вниз по генетическому профилю, а также по мере увеличения южной составляющей в экспозиций склонов. Пространственная неоднородность гранулометрического состава почв наглядно демонстрируется такими обобщающими характеристиками, как медиана и энтропия. Прямо противоположно перераспределения грану-нулометричоского состава по медианному значению изменяется водо-удерживающая способность (рис.3).

Высокие значения УМ и СМ приурочены к привершинным частям рельефа. Отсюда их ареал узкой лентой заходит на склоны юяиой :экс позиции, доходя почти до подножия. Протй'вополо.глые склоны, в Забайкалье обычно занятые лесом, наоборот, характеризуются наиболее низкими величинами этих почвенно-физических свойств.

Склоновые мерзлотные почвы обладают высокой водопроницаемостью. Это является важным условием их противоэрозионной устойчивости. Если принять водопроницаемость почв элювиальной фации за 1, тс на ПТ-4 относительная водопроницаемость почв склона южной экспозиции равна 1.16. а в подножии - 1,42; под лесом северного скяо-h:i - 1.37, а на пашне - 1,11-1,29.

Рис.:*. Пространствен нор перераспределение гран.состава почв (1) по медианному значению (Ме) и наименьшей вла гоемкости (HB) б слое 0-50 см (2) на полигоне-трансепте -1 "Крас-ногорка". AB (А-В'), АО (А,с,* - катены склонов южной и северной экспозиций. В скобках - значения Ме и HB (ме).

Водно-физические свойства почв всех ПТ оценены на основе сибирской группировки почв (Почвенно-физические..., 1977).

В соответствии с пространственными изменениями гранулометрического состава и влажности почв объемная теплоемкость (Сое) растет от вершины к подножиям, причем е<; величина на склоне северной экспозиции обычно больше на 0,388-0,657110б Дж/м3-К. После выпадения массированных осадков Сое увеличивается.

Высокие значения коэффициента теплопроводности (X) обычно тяготеют к почвам повышенных элементов рельэфа, ввиду их скелетности условия для контактной теплопередачи более благоприятны. В сезонной динамике X от зесны к лету растет от 0.377 до 0,621 Вт/м'К (вершина, пагпня). Величина А в почве склона южной экспозиции обычно больше, чем в почве противоположного склона и особенно в мае и июне, т.е. до наступления нивелирующего влияния муссоновкдных дождей. Предложены коэффициенты пространственного перераспределения теплофизических свойств почв, которые пригодны для экстраполяцион-ных расчетов.

Расчеты по схеме П-й модели 1-факторного дисперсионного анализа (Дмитриев, 1972) показали, что влияние рельефа на свойства склоновых почв (содержание обменных катионов, физической глины, ОМ, HB и ВЗ) статистически значимо.

3. Водный режим склоновых почв и оценка их смываемоеги. Установлено наличие донорно-акцепторных водных связей между автономными и подчиненными фациями. На ПТ-2 в подножии склона северной экс-

позиции под коренным лесом скорость подповерхностного стока сое таьляет 0.73±0,07 мэ/ч. В пространственных координатах латеральный поток устойчив, э во времени усиливается от мая к июлю-августу. Коэффициент боковой фильтрации не менее чем на 4-5 порядков превосходит коэффициент вертикальной фильтрации, что согласуется с выводами мерзлотоведов (Хрусталев, 1961 и др.).

Количественны).! выражением неоднородности влажностного поля почв в расчлененном рельефе служат вычисленные коэффициенты пространственного перераспределения запасов влаги. По обобщенным данным. запас влаги в слое 0-100 см в подножии склона северной экспозиции выше, чем на вершине, в 1,60 раз, а в подножии инсоляционно-го склона - в 1,18 раз. Тем самым система коэффициентов таите позволяет приближенно вычислить величину бокового отека.

Таблица 3

Эвапотранспирационный расход влаги (мО из почв склоновых ландшафтов (слой 0-100 мм) за май-сентябрь 1987-1989 гг.

Названия полигонов-трансектов

Элемент рельефа

~Г

Т

I I

1 12 |3 | 4 | 5

_I_I_I__I_

пт- 1 "Красногорка" 309 331 358 316 430

ит- о "Укыр" 353 469 434 - 328

п.т- 3 "Булгунняхи" 246 163 304 - -

пт- ■4 "Сопка" 300 304 290 354 334

Коэффициент вмзгопотребмения. ш/ц. ПТ-4 "Сопка"

30,2 ■ 49,1 17,2 13,5 18,0

Примечание: 1 - вершина, 2 - середина склона южной экспозиции, 3 - его подножие, 4 - середина склона северной экспозиции, 5 - его подножие.

Эвапотранспирационный расход влаги на распаханных склонах северной экспозиции (ПТ-4) имеет большую величину (табл.3). Имеющийся потенциал испарения на южных склонах реализовывается неполно ввиду лимита подвижней влаги, особенно заметного на укороченных и крутых склонах (ПТ-3).

-

По величине коэффициента влагопотребления можно однозначно утверждать, что на водораздельных поверхностях и крутых склонах южной экспозиции расходование почвенных влагоресурсов происходит малопродуктивно. Коэффициент влагопотрсбления естественных ценозов в аналогичных автономных и транзитных условиях обычно равен 15-20 мм ц. С позиции почвенной гидрологии целесообразно залужение таких типов местности.

На всех ПТ проводилась гидросъемка с целью познания пространственно-временной структуры слажностно! о поля почвы (рис.46). В течение мая-октября вся площадь склока южной экспозиции и часть водораздельной поверхности - арэка крайне нагряжэкной Елагообепе-ченности. Увлажнение почв склонов противоположной ориентации устойчиво высокое. Водораздельная поверхность является рубежом разных полей влажности. Различие элементов рельефа по влажности почв доказана расчетом непараметрического критерия Вилкоксона.

При большой расчлененности рельеф провоцирует эрозии почв. Эта проблема в регионе изучена слабо (Ковалева, 1978; Реймхе, 1086: Тармаев. 1993). Нами получека зависимость смыва почв от уклона к объемной массы. При ссадках выше 10 км сшв равняется при уклоне: 1-3° - 5, 3-5° - 20. 5-7° - 40, > 7° - >172 т/га. Эти данные сопоставимы с результатами натурчых исследований в Западной Сибири (Танасиенко, 1992). По функции эрозии от интенсивности дождя получено, что только за 1 сутки энергия гидшдинамичаского удара равняется 125-330 Дж/м2 , что может смыть до 0,5 кг почвы.

4. Тепловой режим склоновых почв и сроки наступления физических кондиций. Изменение температуры в зоне суточных теплооборотов наиболее плавно происходит в почвах склона северной экспозиции и особенно р лесных БГД-. Почвы склонов виной экспозиции, наоборот, отличаются высокой термоградиентностью, а в ночные часы градиент легко меняет знак, т.е. почва тэряет тепло. Однако в мае и июне по мере наращивания доминанты дневных часов над ночными эти склоны все меньше Еыхолаживаются и ландшафтный центр заморозкоопасности смещается на склоны северной экспозиции, продолжая при этом занимать и привершинные участки. Распределение суммы активных темпера-"тур в склоновых ландшафтах приведено на рис.5. Видно, что тяжелые почвы на склоне северной зкспсзиции до 10°С не прогреваются.

Наибольшая топоклиматическая разность среднемесячной температуры на глубине 20 см меХцу теневыми и иксолчционными склонами равняется 7-£?°с. Температурные условия благоприятствуют глубокому

Рис.4. Пространственно - временная динамика температуры, °С (а) и

влажности, % от h2ccu псчв (б).

ПТ-4 "Сопка"

-гооо

■ 1000

Псс сс

аде пюс

гооо

псс

Рис.5. Пространственное перераспределение суммы активных темпе ратур почв на глубине 0.2 м на ПТ-1 "Красногорка" (а) и ПТ-4 "Сопка" (б).

в - вершина; сс, юс - склоны северной и южной экспозиций; псс. пюс - их подножия. В поле рисунка (б) - "п", "ц", "л"- пашня, целина, лес.

люс

протаиванию склонов южной экспозиции. При этом велика роль гранулометрического состава. На ПТ-1 глинистые почвы склона южной экспозиции остаются мерзлотными, а на ПТ-4 аналогичные позиции с легкими. щебнистыми отложениями заняты сезонномерзлотньми почвами.

На построенной по результатам термссъемки пространственно-временной модели отчетливо видна "оазисная" функция склонов южной экспозиции в мерзлотных ландшафтах (рис.4а). По критерию Вил-коксона различие элементов рельефа по температуре достоверно.

Мягко/вязкопластичная консистенция имеет особое агроэкологи-ческое значение, т.к. в этом состоянии в почве создаются кондиционные физические условия по параметрам сил сопротивлэния, трения и крошения. Нами установлено, что по оси юг-север максимального градиента в склоновом ландшафте различия в сроках достижения физической спелости достигают в среднем 15 дней. Эти сроки с вероятностью 85-95Х совпадают со сроками прогревания почвы на глубину 20 см до 5-У°С. Поэтому дату наступления физической спелости почв (Д®с) можно узнать заранее по дате, например, прогревания почв до 0°С (До): Д»о--14.30+0.79 Д0 (даты определены в днях с 2С апреля?.

Чтобы определить срок поспевания почв для весновспашки на склонах южной экспозиции, от полученной даты следует отнять 7. т.к. здесь на столько дней быстрее идет протаивание, просыхшгие почв и обретение ими физических кондкций. На склонах северной экспозиции обработ:су почв следует начинать на 5-10 дней позже, чем на выровненных местах. Склоны госточной и западной экспозиций сбычно занимают промежуточные сроки.

5. Теплоэнергетика силояотх почв. Почвы инфляционных склонов отличаются большой величиной биопрэдуктиьного тзплооборота; достигающей 31,2 МДж/м2, что на 17,8 ВДк/н2 бользе, чек в почвах теневых облесенных склонов. Ззиду повышенного солнечного облучения биопродуктивкый теплооСорот по величине приближается к теплооборо-ту холодного периода, но все-таки не превышаем ого, что издается энергетическим условием и диагностирующем показателем мерзлотных почв. В легких почвах ПТ-4 Ст>Цх> '¡то однозначно указывает на функционирование на этих склона:: сеБОнномсрзлотньх почв.

Вниз по склону величина Г4Г оОкчлс растет. Показательны данные пс ПТ-2. где в ряду вершина-склон-депрессия От равен 138,8; 173,3; 188,3 Это происходит аз счаг нарагдааячя потенциала крио-

генега (Ох+О®), который з укааанисм ряду зсзрастает до 68-907, от От. Значения Цт с верхних элементе? рельефа к нижи« падзэт.

Установлено аномально зысог.сэ развитие Qг в почвах прирученных геосистем (От > 500 Щ.ч/м2). с£ъяс!1?5!гся тепловым влиянием руслозих вод и энергетически с5осногивс.ст о^знснсе значение пойм в высоких сиротах (Фоминых, Чигир, 193£).

В склоновых яандшэ^тах возникают теплоэнергетические сопряжения, а простегаем,случае состоящее яз 3-х звзньен: 1) тэпдонерге; тически самостоятельного (автономного), где конвективный теячопе-ренос осуществляется однонанравленно с кэндуктивнкм зклз пс профи-лк>; 2) теплоэнергетически транзитного, где гыралена латеральная фильтрация воды и перенос тепла и возможна существенная деформация одномерности температурного пеля; 3) теплоэнергетически подчиненного (аккумулятивного), где происходит тепловая разгрузка энергетически заряженных в промежуточном звене вод и создается условия для аномального глубокого протаившш? почв.

В работе также анализируются тешюэнепгетическиэ закономерности функционирования горных почв и зыявлены высотно-поясные градиенты От и его составляющих на пр:змере хр. Малханский; эти градиенты применимы для зкетралэляциенных расчетов.

6. Пространственная дифференциации ж^юхимичсохнх ивойоть печв и продуктивности агроценозов. Установлено, что содержание су муса и значений рН возрастает от вершины к подножиям. Гумусировнн ность и обеспеченность азотом и фосфором почв склонов северных экспозиций больше, чем южных. На последних более выражена щелочна,. реакция почвенного раствора.

По биопродуктивности наиболее контрастны склоны южной и северной экспозиций, разность между ними по надземной биомассе оясь составляет 4 т/га, к тому же на теневом склоне пространственная вариабельность урожая значительно ниже (на 17-23%), чем на противоположном склоне и вершине. Из двух пространственных градиентов склонового ландшафта большее статистическое влияние на уронай оказывает экспозиция (98%), хотя влияние положения на склоне также значительно (70-80%) и статистически достоверно.

Энолого-агромелиоративиов прогнозирсвагсзэ

1. Цикличности и тренды в многолетней динамике теплоьлаго-обеспеченности и прогнозные модели продуктивности мерзлотного земледелия. Проведенное сглаживание и автокорреляционный анализ многолетнего ряда (1936-1986 гг.) показали наличие 8-11-летних циклов атмосферного увлажнения и хода температуры воздуха в Еравнинской котловине, совпадающих с циклами солнечной активности. Тренд-анализом установлено, что в настоящее время годовая сумма осадков повысилась примерно на 33 мм, зимы потеплели на 0,ЗГ7°С, а лето стало холоднее на 0,31°С, что неблагоприятно для мерзлотного земледелия региона. В целом имеет место потепление климата.

Здесь важно указать на отмеченную И.М.Гаджиевым, В.М.Кураче-вым (Генезис, эволюция..., 1988) большую роль цикличности климата в эволюции и формировании фациальной специфики почв. В согласии с климатическим трендом находится установленная региональная тенденция к увеличению мощности слоя сеБонного протаивания, в связи с чем следует ожидать ослабления криогидроморфности почвенного профиля, особенно в автономных условиях.

В прогнозно-агромелиоративных целях строился график динамик» сумм осадков и шкала динамики тенденций с нанесением на ней годо! солнечных репероЕ - повышенных значений чисел Вольфа между смежны ми годами, обоснованный расчетом ошибки и критерия Пирсона. Прог ноз влагообеспеченности осуществляется с вероятностью от 60 до 88'

- 31 -

о увеличением точности от года ч году.

Ожидаемая теплообеспеченность определялись связью между суммой температур воздуха и почвы >5 и >10°С и датой наступления ятих температур, которая оценивается г—0.47-0,87 (Р-О.яш. Наилучшая модель имеет вид У - 2051,?л(-22,35)-X и описывает до 7ВХ годослучаев (У - ожидаемая сумма температур почвы >10°С на глубине 20 см, X - дата перехода температуры почвы через 10°^ веской.

Для прогноза урожайности изучалось около 20 функций. Статистически значимыми окарались суммы температур воздуха и почвы, отсчитываемые от даты перехода температуры через 0 и через 5°С до даты всходов ячменя (Х2, ХЗ, Х9), и влагозапас почвы на 5 мая (Х10).

Предполагая сложную зависимость урожайности, выведено уравнение полинома 3-й и 4-й степеней вида У - § (ХЗ, Х9, Х10). Оправда-ваемость полинома 3-й степени 86%, а полинома 4-й степени - 88'*.

2. Тепловая мелиорация почв н прогнозная оценка их эротической устойчивости. В настоящее время достигнуты определение успехи в области тепловой мелиорации почв (Колосков, 1930; Чпг«р, 1978; Панфилов, 1980; Шумаков, 1980; Гаврильев и др., 1984). Согласно разработанной классификации (Куликов, 1983 и др.) *гэрглот-но-тепловой режим почв можно регулировать путем активизации положительного или снижения активности отрицательного теплсоборотоз.

Это в свою очередь достигается изменение»« условий внеинего (в системе почва-атмосфера) и внутрипочвенного теплооб*,<ека. Основанием для систематизации послужил теплоэнергетически обоснованный по мелиоративной эффективности изученный ранее ряд пркекюв, а именно прикатывание мерзлотных почв, экранирование поверхности светопроз-рачной пленкой, создание внутрипочнеиных теплоизолируя®^ экракоп, зарядка почв подогретой на солнце водой и др.

Особое значение имеет группа приемов, измеияпэдх теплоэнергетические условия. Анализ смоделированных природой еитуащгЗ и полученное на этой основе регрессионное уравнение показывает, что пря слабом предзимнем увлажнении почвы и соответствующем уменьвения теплооборота 0®, на каждые 10 КДж/м2 его понижения температура почвы в мае возрастает не менее, чем на 0,5°С. Это значит, что для повышения теплообеспеченности почв р. мерзлотных областях необходимо их предзимнее иссушение.

В аридной части региона, где почвы сильно иссушаются из-за перегрева, наоборот, следует стремиться к увеличению теплооборота

- 32 -

Ос,-, и соответственно запаса холода.

Осеннее подтопление площадки 10x10 м на сеаонномерзлотном черноземе показало, что в мае следующего года глубина протаивания на 80-100 см меньше, а температура на глубине 20 см на 1,7 2.7°, а в июне на 3-4°С нияе, чем на контроле. При этом воздушно сухая масса овса достоверно возрастает на 2-2.5 г.7га. Можно полагать, что при многолетней криомелиорации произойдет дальнейшее улучшение гидротермического режима аридных почв с частичным восстановлением исчезнувшей в недалеком прошлом мерзлоты.

Другим аспектом теплоэнергетического подхода являемся оценка устойчивости почв к внешним воздействиям, которое в мерзлотных областях ведут к нарушению теплового равновесия и, как следствие, к рагрушению почвенного покрова. В сснэву теплоэнергетической устойчивости мерзлотных почв положено отношение ОхЛ}т. Чем больше величина данного соотношения, тем больше холодозапас в почве и больше ее устойчивость. Разработала соотвэствующая шкала на основе статистического критерия стандартного отклонен/я величину Ох/Чт:

1. Устойчивые - >3,5; 2. Упругоустойчивые - 3,4-3^; 3. Плас-тпчноустойчивые - 2,9-0,8; 4. Неустойчивые - <0,7.

3. Прогноз гумусного состояния почв. Ретроспективный анализ показывает, что за XX-¡5 столетие в каштановых почвах Забайкалья содержание гумуса значительно уменьшилось (Куликов и др., 1992). Особенно большими темпами (1,68 т/га*год) дегумификация произошла после распашки целины в 50-х годах. К настоящему времени безвозвратно утеряно до 70% гумусного фонда(в начале века содержание гумуса составляло 2,9%, а в 1989 г. - 0,9%).

Кинетика дегуыификации этих почв описывается экспоненциальным уравнением: Г(%) - 2,7 ехр (-0,05 Т), где Т - порядковый номер года. йсходя иъ предела обнаружения, 0,01%, прогноз по этому уравнения показывает, что стабилизация содержания гумуса в каштановых почвах произойдет в 2018 г., когда оно достигнет 0,13%. Установление нового равновесного состояния на таком низком уровне означает почти полную потерю почвами не только плодородия, но и своих экологических функций. Поэтому актуальной становится задача оптимизации их гумусного состояния. Для этих целей имеют значение уравнения степенного вида, выведенные нами по данным Г.Д.Чимитдоржиевой (1990) и описывающие кинетику разложения в почвах Забайкалья различных видов органики. Решение проблемы оптимизации гумусного состояния и восстановления экологических функций почв усложняется пр1

- яя -

расчлененном рельефе и порой не остается другой альтернативы как. отвести склоновые почвы под консервацию и залукение.

основные выводы

1. В горном Забайкалье своеобразие экологического сопряжении почв со средой связано с двумя взаимодействующими региональными факторами - сильно расчлененным рельефом и длктельносезонион или многолетней мерзлотой. Особый характер рельефа в том, что он с ос-, талькыми факторами почвообразования соотносится как перераспредр-литель их агентов, вызывает дальнейшее усложнение мерзлотио-гидро-термических условий и обособление экологических нип с разиь&ш режимами выветривания и почвообразования.

2. В рачках понятия о топоэкологии почв, изуча-оаей на уровне элементарных почвенных выделов (ЗПА, катаны) количественные закономерности соотношения почв со средой, установлена информативность для почв ряда факторов (материнская порода - 1,0; растительность -0,9; высота - 0,9; гранулометрический состав пород - 0,6 бит и др). Региональная значимость экспозиции склона, вскрывается р. двухфакторных каналах связи по проявлению системной эмердкеитности (новой информации). Для основных типов почв региона выявлены количественные параметры экологических ниш. Временное изменение энтропии свидетельствует о поведении почв как самоорганизушихся систем.

3. Замерзание-раэмерзание и криомиграция почвенной влаги сопровождается: а) внутрисуточкой и сезонной деформацией дневной поверхности; б) криогенным" саморыхлением слоев илирового льдовыделе-ния; в) криогенным растрескиванием и увеличением анизотропности почв как по горизонтали, так и по глубине.

Мерзлота слуккт дополнительным источником доступной влаги, в то же время она поникает теплосодержание корнеобитаекой толам на 2,58 МДк/м2, а температуру на 2°С. В мерзлотно-таежных ландшафтах охлаждающее влияние мерзлоты на 9-11% больше, чем в лугостепи.

4. Энтропийный показатель хорошо распознает различие почв по гранулометрическому составу, равно как их карбонатность и элювиально-иллювиальную дифференциацию. В тяжелых почвах образование надмерзлотной верховодки затруднено ввиду недостатка свободной по-роянооти, а самоподдержание криогидрокорфизма обусловлено посткриогенным текстурообразованием. Различие почв по гранулометрическому

составу оказывает статистически, доотоиорно?1 влияние нч комплекс и* физических и гидрологических свойств.

5. Мерзлота пластичномервлой консистенции имеет переменную влажность и содержит подвижную незамерашую влагу, т.е. мерзлота не всегда зона гидрологического покоя, Особенность водного режим! мерзлотных почв также в криогенном перераспределении влаги, в результате которого формируется <":-обрааный гидрологический профиль, в карбонатных почвах трансформирующийся в Е-образный. Ввиду особого строения пороього пространства, специфики гидро- и теплофияи-ческих свойств карбонатного горизонта предлагаемся считать аи> универсальным гидротепловым барьером, одинаково действующим в разных почвах.

Доля надмерэлотных вод в приходной части водного баланса составляет 10-30£. Из среднесуглинистых почв эвап.отранспирационный расход влаги больше, а эффективность влагопотребления меньше (почти в Я раза), чем из тяжелосуглинистых. Расход влаги тесно связан (г» -0,9й9) с суммой осадков предыдущего года и прогнозируется регрессионной моделью.'

Влажность лесных почв резко неустойчива во времени и пространстве, а общий расход влаги зависит от характеристик леса. Гидрологическая роль мерзлотных лесов оценивается больше как увлажняющая ландшафты, чем иссушающая.

6. Тепловая инерция тяжелых почв в 3 раза и более выше, чем легких, поэтому меньше их глубина прогревания и протаивания, ниже среднегодовая температура. Характерная для мерэлотно-температурного режима почв диссимметрия вызвана их встречным промерзанием снизу за счет резервов холода вечной мерзлоты.

На границе пашня-целина, лес-степь отмечается резкий гидротермический скачок, т.е. вспашка почвы и особенно вырубка леса -факторы создания вторичных пространственных контрастов, по величине не уступающих природным. По темпам дивергентных изменений на вырубках мерзлотные почвы не менее, чем в 2 раза уступают почвам немерзлотных регионов. Влияние вырубки на изменение свойств почв разного гранулометрического состава статистически достоверно.

7. особенность теплоэнергетики мерзлотных почв - в повышенной! энергоемкости протаивания; доля этого теплооборота всегда больше! ЬОХ от величины годового теплооборота, а потенциал криогенеэа мерзлотной тайге достигает до 96% от величины годового теплооборо-1 та. Величина и знак соотношения элементарных теплооборотов хороша

- 3f> -

диагностирует характер мерзлотности и энергетическую устойчивости почв к внешним воздействиям.

Компонентным анализом из множества признаков водного и теплового режимов отобраны классификационно значимые и разработаны элементы типологии почв, правильность которых доказана кластер-анализом. Почвы также типизированы по теплоэнергетическим параметрам.

Р. Исследования сопряжения почва-рельеф показали наличие высот но -микрозонального по оси вершина-подножие и экспозиционного по оси юг-север топоэкологических градиентов. Пространственно-временная структура полей влажности и температуры в расчлененном рельефе такова, что склоны южной экспозиции в мерзлотных ландшафтах выполняют "оазисные" функции, здесь формируются высокотеплообеспеченные ееаонно- или глубокомерзлотные почвы. Выведены уравнения и дан прогноз эрозии и сроков наступления физической спелости склоновых почв.

9. Многолетний ход осадков и температуры воздуха имеет скрытую цикличность с трендом повышения увлажнения и потепления климата. Однако на этом фоне средняя температура вегетационного сезона понижается, что неблагоприятно для мерзлотного земледелия. Разработанные прогностические модели тепловлагообеспеченности и урожайности имеют оправдываемость 60-80%.

10. По сравнению с началом века утрачено до 70% гумусного фонда каштановых почв. Прогнозируется возможность дальнейшего снижения содеряания гумуса в этих почвах к 2018 г. до 0,13%. Для оптимизации гумусного состояния почв региона имеют значение выведенные уравнения кинетики разложения внесенной органики.

11. Установленные закономерности пространственной дифференциации почв позволяют считать, что при ландшафтно-адаптированном землепользозании следует исходить из: условия максимального перехвата поверхностного стока и перевода его во внутрипочвеннай, для чего выращивать культуры с большим влагооборотом (многолетние травы) , устраивать экотокы, проводить щелевание почв и др.; хозяйственной специализации склонов - теплые отводить для получения семенного материала, а геневч»- - для зеленого корма и зернофуража; различия сроков "созревания" почв пс> двум пространственным градиентам склонового ландшафта, а на равнине - в соответствии с гранулометрическим составом; дифференциации склоновых почв по гумуснос-ти - в органических удобрениях наиболее остро нуждаются почвы

нижнесклоновых земель можно использовать для реплантации ьорхиеск-лоноьых; избирательного эффекта минеральных туков - на склонах южной экспозиции эффективны преимущественно азотные, а на противоположных - фосфорные; зависимости тепловых мелиорации от разной теп-лообеспеченности склонов - в предзимней холодозарядке болыве нуждаются легкие почвы инфляционных склонов, тогда как на противоположных склонах необходимо стремиться к предзимнему сбросу влаги; разной эрозионной опасности склонов - на крутых склоках, особенно южных румбов, реализовать весь комплекс протиЕоэрозионкых мероприятий, при крайней деградированности земель отводить их под консервацию к залужение.

ОСНОВНЫЕ РАБОТЫ, ОПУБЛИКОВАННЫЕ ПО ТЕХЕ ДИССЕРТАЦИИ (* - работы, выполненные в соавторстве, а - работы, опубликованные за рубеяоу)

1. МОНОГРАФИИ И БРСВДЫ

1.* Физические свойства и режиьш лугово-чернозеашх иераяот-ных почв Бурятии.- Новосибирск: Наука, 1986.- 137с.

2.*. Агрофизические свойства мерзлотных почв.- НовосЕбсрск: Наука, 1990.- 254с.

3.* Пути рационального использования мерзлотных и дшгелыю-сезоннопромерзающих почв восточной части Бурятии.- Улаа-Уяэ, 1988,- 43с.

4. Вероятностная оценка тепловлагообеспечениостя кераготаого земледелия для прогнозирования-программирования урсаая. иэтодсчгс-кие рекомендации.- Улан-Удэ, 1989.- 39с.

5.* Статистические модели строения и свойств почв Забайкалья и их численная классификация для прикладных целей (на праеере гвд-ротермических параметров).- Улан-Удэ, 1993.- 64с.

2. Научные статьи

6.* Влияние послепосевного прикатывания на гидротермический режим лугово-черноземной мерзлотной почвы (Еравнинская котловина Бурятской АССР) // Сиб. вестник с-х. науки, 1979.- N4.- С.9-15.

7.л О плотности пахотного слоя лугово-черноземной мерзлотной почвы (Еравнинская котловина Бурятской АССР) // Сиб. вестник с-х.

науки. 1980,- N6.- С.12-15.

8. Мерзлотная неоднородность почв и некоторые вопросы земледелия /У Восточно-Бурятский ТПК. Сельскохозяйственные ресурсы.-Улдан-Удэ. 1952.- С.104-110.

9.* Термоэкраны в профиле лугово-черноземных мерзлотных почв . / Изв. СО АН СССР, сер.биол.наук, 1982.- Вып.1.- С.54-58

10. Некоторые принципы мелиорации мерзлотно-термического режима почв Забайкалья // Почвенный покров Забайкалья, пути повышения его плодородия и рационального использования.- Чита. 1983.-С.25-28.

11. Тепловые условия лугово-черноземных мерзлотных почв Бурятии // Генезис и плодородие почв Западного Забайкалья,- Улан-Удэ, 1983,- С.45-63.

12. Тепловые Свойства лугово-черноземных мерзлотных почв Бурятской АССР // Мелиорация земель Сибири.- Красноярск, 1984.-С.126-130.

13. Основные особенности внутрипочвенного теплообмена в «ерз-лотных областях // Доклады ВАСХНИЛ, 1985.- N Ц,- С. 13-15.

14.* Почвеннс-генетическая роль морозобоинах трещин // Почвоведение, 1986.- N 2.- С.151-154 (а)

15. Сезонное протаиванпе почв Забайкалья // Почвоведение .1987,- N 4.- С.41-47 (а).

16.* Теплооборот в почвах и его составляющие // Почвоведение, 1987,- N 7.- С.54-62 (а).

17. Особенности теплооборотов в мерзлотных и сезонномералот-ных почвах // География и природные ресурсы, 1988.- N 3.-С.149-152.

18. Почвенно-климатические условия мерзлотного земледелия // Вестник с-х. науки , 1989,- N 4.- С.111-117.

19.* Почвенно-физические исследования в Забайкалье: иетодоло-гические вопросы, итоги и проблемы // Почвенные ресурсы Забайкалья.- Новосибирск: Наука, 1989.- С.78-88.

20. Воднобалансозые показатели почв и расчет оросительных норм // Экологическая оптимизация агролесоландшафтов бассейна озера Байкал.- Улан-Удэ, 1990.- С.95-103.

21. Гидротепловое взаимодействие мерзлоты и почвы // Изв. СО РАН, сер.биол.наук, 1990.- Выл.З.- С.115-120.

22. Регулирование внутрипочвенных теплооборотов как тепломе-лиоративный прием // Роль мелиораций в природопользовании.- Влади-

восток, 1990,- С.183-186.

23.* Гидротермика склоновых почв Забайкалья // Геогрг*&ия и ' природные ресурсы, 1991,- N 4.- С.69-74.

24.* О теплоэнергетике и тепломелиорации мералотных почв // Климат, почва, мерзлота,- Новосибирск: Наука, 1991,- С.118-122.

25. Экология почв и информационная оценка связей в системе почва-мерзлота // Почвоведение , 1991,- N 11.- С.133-141 (а).

26.* Изменение содержания гумуса при сельскохозяйственном использовании сухостепных почв Забайкалья // Почвоведение, 1992.-N5.- С.43-48.

27.* Криогенез и функционирование микробных сообществ в почвах Забайкалья // I Мекдунар. конф. "Криопедологня".- Пунино, 1992,- С.155-160 (а).

28.* Теплоэнергетика криопедогенеза // I Иеядунар. конф. "Криопедология".- Пущино, 1992,- С.132-136 (а).

29.* Термическая роль напочвенных покровов в Забайкалье // География и природные ресурсы, 1994.- N 2.- С.109-106.

30.* О кинетических уравнениях состояния органического вещества почв Бурятии // Земельные ресурсы Республики Бурятия (Экологическое состояние, повышение плодородия и рациональное использование почвенного покрова).- Улан-Удэ, 1994.- С.44-45.

31. Количественная оценка оптимальности агроклимата // Там же.- С.97-98.