«Н.А. БИТЮКОВ ЭКОЛОГИЯ ГОРНЫХ ЛЕСОВ ПРИЧЕРНОМОРЬЯ Сочи - 2007 УДК630(07):630*58 ББК-20.1 Экология горных лесов Причерноморья: Монография / Н.А.Битюков. Сочи: СИМБиП, ФГУ НИИгорлесэкол. 2007. -292 с., с ил. Автор: Битюков ...»

Министерство природных ресурсов Российской Федерации

Федеральное агентство лесного хозяйства

ФГУ «НИИ горного лесоводства и экологии леса»

(ФГУ «НИИгорлесэкол»)

Н.А. БИТЮКОВ

ЭКОЛОГИЯ ГОРНЫХ ЛЕСОВ

ПРИЧЕРНОМОРЬЯ

Сочи - 2007

УДК630(07):630*58

ББК-20.1

Экология горных лесов Причерноморья: Монография / Н.А.Битюков.

Сочи: СИМБиП, ФГУ «НИИгорлесэкол. 2007. -292 с., с ил.

Автор:

Битюков Николай Александрович, доктор биологических наук, заслуженный деятель науки Кубани, профессор кафедры рекреационных ресурсов, географии и краеведения Сочинского госуниверситета туризма и курортного дела, главный научный сотрудник ФГУ «НИИ горного лесоводства и экологии леса».

Рецензенты:

Комин Г.Е., доктор биологических наук, главный научный сотрудник ФГУ «НИИ горного лесоводства и экологии леса», заслуженный лесовод Российской Федерации.

Литвинская С.А., доктор биологических наук, заслуженный деятель науки Кубани, профессор Кубанского госуниверситета В монографии на примере одной из наиболее сложных и контрастных горных районов страны – Черноморского побережья Кавказа - рассматриваются экологические функции горных лесных экосистем и их изменение в связи с хозяйственным освоением лесов. В работе приведены и анализируется обширный экспериментальный материал, полученный в результате многолетних исследований на комплексных лесогидрологических стационарах и при проведении целевых экспедиций с постановкой активного эксперимента.

Рассмотрены методические основы изучения экологических функций горных лесов, влияние лесной растительности на среду. Показаны закономерности изменения экологических функций лесов в связи с рубками, изменение режимов стока с речных бассейнов под влиянием лесохозяйственных мероприятий.

Монография ориентирована на широкий круг читателей, научных работников, преподавателей, студентов, специалистов экологического профиля и охраны окружающей среды, связанных с решением экологических проблем при использовании природных ресурсов горных территорий.

© СИМБиП, ФГУ «НИИгорлесэкол», © Битюков Н.А.

ISBN 5-94219-053-4 @ СИМБиП, ФГУ «НИИгорлесэкол»,.

Оглавление Введение ………….……

ГЕОФИЗИЧЕСКИЙ ФОН И ЛЕСНАЯ РАСТИТЕЛЬНОСТЬ

Глава 1. ПРИЧЕРНОМОРЬЯ …………………………………………………….

1.1 Общая характеристика района ……

1.2 Геология и рельеф……………………

1.3 Геоморфология и эрозионные процессы …………………………… 1.4 Гидрогеология ………………………………………………………… 1.5 Климатические условия ……………………………………………….. 1.6 Поверхностные воды …………………………………………………… 1.7 Почвенный покров района ………………

1.8 Общие сведения о растительности Причерноморья

1.9 Основные лесные формации района ……………………………… 1.10 Животный мир Причерноморья ……………………………………… Рекреационные ресурсы Причерноморья

1.11 Глава 2 ЭКОЛОГИЧЕСКИЕ ФУНКЦИИ ГОРНЫХ ЛЕСОВ

2.1 Понятия об экологических функциях лесов на горных водосборах 2.2 Методические основы изучения экологии горных лесов............. 2.3 Объекты экспериментальных исследований ………………………… 2.4 Энергообмен в лесных экосистемах Причерноморья

2.5 Массообмен в лесных экосистемах Причерноморья

2.6 Гидрологическая роль буковых лесов Причерноморья ……..…. 2.7 Гидрологическая роль дубовых лесов Причерноморья ……..…. Изучение экологии горных лесов 2.8 на речных водосборах. …………..............………..................

2.9 Гидрологическая роль лесных почв ………

Вероятностная оценка водорегулирующей 2.10 роли лесных насаждений …………..……………………..........

ИЗМЕНЕНИЕ ЭКОЛОГИИ ГОРНЫХ ЛЕСОВ

Глава 3. ПРИ ХОЗЯЙСТВЕННОМ ВОЗДЕЙСТВИИ ……………….............

Изменение экологии буковых лесов 3.1. в связи с рубками леса ………………………………………………… Изменение экологии дубовых лесов 3.2. в связи с рубками леса …………………………………………………

ЭКОЛОГИЧЕСКИЙ МОНИТОРИНГ ГОРНЫХ ЛЕСОВ НА

БАЗЕ ГИС-ТЕХНОЛОГИЙ

Экологический мониторинг лесных экосистем как основа природопользования в горных регионах ……………………………..

Особенности геоинформационных систем (ГИС) в лесном хозяйстве ……………………………………………………… Концепция комплексного экологического мониторинга лесных экосистем на базе ГИС-технологий ………………………… Принципы создания совмещенных картографических

ЭКОЛОГИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ПРИРОДОПОЛЬЗОВАНИЯ

НА ГОРНЫХ ЛЕСНЫХ ВОДОСБОРАХ ………………...

Экологические критерии оптимизации лесопользования Принципы организации лесопользования в горных условиях …………

Лесопользование и прогнозы экологических последствий компьютерных технологий …………………………………………..….

Предельно допустимые нормы воздействия рубок Заключение ………

Список литературы ……….…

ВВЕДЕНИЕ

Горные системы России обладают богатейшими и разнообразными ресурсами – биологическими, лесосырьевыми, минеральными, бальнеологическими, рекреационными, и в том числе приоритетным ресурсом XXI века – пресными водами. Известна взаимосвязь экологических функций леса в с формированием водного баланса территорий, что особенно важно для горных стран, где лесорастительные условия определяют структуру, продуктивность и биоразнообразие лесных экоситем. По этим причинам экологические проблемы в природопользовании в настоящее время требуют все большего внимания на всех уровнях организации экологических систем – от глобального до регионального и ниже. В ряду теоретических и прикладных задач экологических проблем природопользования особое место занимают горные лесные экосистемы.

Как известно, человек рождается, формируется и развивается в соответствии с социально опосредованными законами биологии. Опосредование биологического социальным осуществляется главным образом через его центральную нервную систему, выполняющую, с одной стороны, функцию отражения окружающего мира в представлениях, понятиях, с другой — функцию объединения, регулирования и координирования с помощью адаптивных (приспособительных) систем, а также процессов внутри организма и в его взаимодействии с внешней средой (П.Г. Царфис,1998). Это взаимодействие проявляется через деградацию растительного покрова горных территорий под влиянием антропогенных факторов, которая является одной из основных причин ухудшения среды обитания человека. В связи с этим изучение экологического потенциала горных лесных экосистем на фоне хозяйственного воздействия – сложная в научном отношении проблема, имеющая вместе с тем важное значение в деле рационального использования ресурсов горных территорий.

Экологический потенциал лесной растительности определяется степенью влияния насаждений на окружающую среду и включает следующие составляющие: водоохранная, водорегулирующая, почвозащитная (противоэрозионная); климаторегулирующая и санитарно-гигиеническая функции леса. Исходя из экологического понимания устойчивого управления природопользованием, использование лесных ресурсов должно основываться на принципах неистощительности, своевременного возобновления леса на основе естественных процессов роста и развития, применения средосберегающих технологий.

Организация многоцелевого природопользования в пределах горных водосборных бассейнов в настоящее время является доминирующей в мировой науке и практике. Это нашло свое отражение в рекомендациях горной Главы 13 Повестки дня на XXI век «Управление хрупкими экосистемами: устойчивое развитие горных регионов» (Конференция ООН по окружающей среде и развитию (ЮНСЕД) в Рио-де-Жанейро в 1992 г.) К настоящему времени мировой и отечественной наукой накоплена обширная информация по влиянию хозяйственной деятельности на изменение продукционного потенциала, средообразующих и защитных функций растительного покрова.

Исследованиями в странах Восточной и Западной Европы (Болгария, Румыния, Чехия, Словакия, Германия, Швеция, Швейцария, Англия) на экспериментальных водосборах установлено, что ведение лесного хозяйства имеет возможность влиять на количество и качество воды с водосборов, улучшить условия формирования грунтовых вод, существенно снизить эрозионные процессы при лесопользовании. Многоцелевое пользование лесами является одним из основных требований системы ведения лесного хозяйства, причем климаторегулирующим, водоохранным, санитарным и эстетическим функциям лесов должно отдаваться предпочтение.

Получены сравнительные результаты влияния разных способов рубок смешанных хвойно-широколиственных лесов (сплошные, узколесосечные), а также начальных этапов лесовосстановительных процессов на гидрологический режим и динамику основных биогенов в экосистемах малых водосборов (углерод, азот, кальций, калий, фосфор, натрий, сера и др.). Показано на большом количестве экспериментальных водосборов (более 40) увеличение стока с водосбора после сплошной вырубки леса по сравнению с контролем, где он остался нетронутым.

В нашей стране для горных регионов (Кавказ, Урал, Средняя Сибирь, Дальний Восток), в Украинских Карпатах лесогидрологические исследования входили составной частью в экологические программы в связи с оценкой последствий лесопользования при различных технологических воздействиях на лесную среду. Массовый экспериментальный материал по основным лесным формациям и водосборным бассейнам Северного Кавказа получен многолетними экспедиционными и стационарными исследованиями по изучению антропогенного воздействия на водорегулирующие и почвозащитные функции горных лесов, выполненные НИИгорлесэкол совместно с кафедрой гидрологии Одесского гидрометинститута. Установлено, что устойчивое управление лесными ресурсами горных территорий при неистощительном и непрерывным ведении многоцелевого лесного хозяйства может быть обеспечено лишь с учетом размещения лесов на водосборных бассейнах рек.

Рассматриваемый в настоящей работе обширный экспериментальный материал, полученный в результате многолетних стационарных и полевых исследований под руководством и при непосредственном участии автора творческими коллективами Научноисследовательского института горного лесоводства и экологии леса, его обобщение и сформулированные экологические основы многоцелевого неистощительного использования лесов, будут способствовать практическому решению сложной проблемы рационального природопользования на горных водосборах. При подготовке к изданию данной монографии использованы материалы книги И.П.Коваля и Н.А.Битюкова «Экологические основы пользования лесом на горных водосборах (на примере Северного Кавказа)»

(Изд. Центр «Кубанский учебник», Краснодар, 2001, 408 с.), а также результаты экспериментальных разработок последнего пятилетия, полученных автором совместно с руководимым им коллективом (к.с.-х.н. Щинников Р.Д., с.н.с.Гребенюк Н.В., к.с.-х.н. Сидоров О.Г., инж. Сидоров Г.М., н.с. Шпонарский П.Л.), которым автор выражает признательность и благодарность.

ГЕОФИЗИЧЕСКИЙ ФОН И ЛЕСНАЯ РАСТИТЕЛЬНОСТЬ ПРИЧЕРНОМОРЬЯ

Северный Кавказ – часть территории Большого Кавказа между Черным и Азовским морями на западе и Каспийским – на востоке, с северной границей по Кумо-Манычской впадине и южной – по Главному (Водораздельному) хребту. На западе граница региона проходит по побережью Азовского моря, на востоке – вдоль берега Каспийского моря до устья р.Самур.

Черноморское побережье Кавказа, или Причерноморье, т.е. западная часть региона до границы с Абхазией (р.Псоу) также относится к Северному Кавказу. Эта часть территории занимает район южного склона Большого Кавказа в его северо-западной части. С северо-востока она ограничена Черноморской горной цепью и Главным Водораздельным хребтом, на юго-западе омывается Черным морем, в юго-восточной части граничит с Абхазией по р.Псоу. Рельеф Черноморского побережья региона характеризуется сильной расчлененностью и крутыми склонами, что способствует быстрому стоку атмосферных осадков, развитию эрозионных процессов, поэтому леса здесь оказывают исключительно большое влияние на режим гидрографической сети.

Основную часть территории занимают горы, сложенные преимущественно глинистыми сланцами, мергелями, известняками, частично песчаниками. Наибольших высот горы достигают на юго-востоке района (2500…3250 м над ур. моря), к северо-западу они постепенно снижаются в районе Туапсе – до 1100 м, у Геленджика – до 790 м, у Новороссийска – до 650 м, у Анапы – до 350 м над ур. моря.

С удалением от берега моря к Черноморской горной цепи и Водораздельному хребту увеличение высоты местности происходит сравнительно быстро. Местности с отметками высот до 250 м занимают около 40% площади региона, с отметками 250…1000 м – 45 и с отметками 1000…3000 м над ур. моря – около 15% площади.

В геологическом отношении эта территория состоит из самых разнообразных изверженных, метаморфических и осадочных пород. Регион сложен мезозойскими, палеогеновыми и четвертичными отложениями разной мощности (от 1 до 10…12 км), залегающими на породах древнего (докембрийского в северных и палеозойского в центральных и южных районах) фундамента. Впадины и прогибы здесь соответствуют областям погружения эпигерцинского фундамента, а поднятия – областям его повышения. (Чупахин, 1976 и др.).

Продолжающийся орогенез сопровождается разрастанием и углублением Черноморской депрессии. Этим обусловлено опускание блоков по прилегающей к морю периферии мегасвода. Скорость современного опускания суши в районе работ составляет менее 1 мм в год.

Главными сейсмогенерирующими структурами района являются крупнейшие дизъюнктивные дислокации (Южная Крымско-Кавказская флексурно-разрывная и Мзымтинская шовно-депрессионная зоны, Пшехско-Адлерская зона поперечного дробления и воздымания, Туапсинская зона поперечного дробления и прогибания, Ашейский поперечный сброс) и Туапсинский дизъюнктивный структурный узел. Подавляющее большинство сильных землетрясений на черноморском побережье Западного Кавказа приурочено к структурным узлам, но вдоль Южной Крымско-Кавказской флексурно-разрывной зоны известны сильные землетрясения и за пределами узлов. Сейсмичность в восточной части района (согласно СНиП 2.04.02-84) составляет 9 баллов.

На формирование современного рельефа Северного Кавказа влияют экзогенные процессы, благодаря чему на горных склонах образуется множество каменных осыпей.

Они часто покрывают склоны многих гор, образуя конусы. На склонах, сложенных мергелями, сланцами и глинами, возникают оползни и оплывины. В предгорных и среднегорных районах Северного Кавказа в областях трещиноватых известняков и гипсовых толщ развит карст. На рельефообразование высокогорной зоны Большого Кавказа большое влияние оказывают ледники.

Все типы рельефа Северного Кавказа можно объединить в следующие генетические группы: высокогорный альпийский рельеф на раннеальпийских складчато-глыбовых структурах, среднегорный рельеф на позднеальпийских складчатых и моноклинальных структурах, низкогорный и холмистый рельеф на неоген-четвертичных складчатых структурах, рельеф подгорных равнин, вулканический рельеф (Чупахин, 1976).

Высокогорный альпийский тип рельефа имеют участки гор, расположенные на самой большой высоте – 4500…5000 м над ур. моря. Такой рельеф распространен в центральной и западной частях Большого Кавказа. В системе Передового хребта преобладают эрозионно-тектонические горы с древнеледниковыми формами рельефа.

Среднегорный рельеф на позднеальпийских складчатых моноклинальных структурах имеет зона куэст северного склона Большого Кавказа, а также его северо-западное и юго-восточное окончание.

Низкогорный и холмистый рельеф на неоген-четвертичных складчатых структурах имеет зона предгорий Северного Кавказа.

Почти всю территорию занимают горы Главного Кавказского хребта и его отрогов.

Лишь вблизи Черного моря горы понижаются и переходят в холмисто-грядовые предгорья.

Долина рек в верхней части своего течения вначале следует за направлением хребтов с северо-запада на юго-восток, затем принимает диагональное направление с северовостока на юго-запад, и, наконец, субмеридиональное направление.

При расчленении рельефа склоны долин обладают большой крутизной, ослабевающей с приближением ко дну долины. В выработке рельефа принимало участие также древнее оледенение, формируя его троговый характер.

Южнее рельеф принимает облик меридиональных эрозионных хребтов и поперечных долин, которые развиты преимущественно на меловом и отчасти на верхнеюрском складчатом основании. Характеризуемая область имеет широтное простирание и покатость на юг. Средняя высота хребтов понижается до 1000-1500 м. Долины в основном поперечные. Имеющиеся продольные долины, согласованные с направлением тектонических линий, подчинены главным эрозионным долинам и образуют боковые долины широтного или близкого к нему направления. Сборные бассейны рек веерообразные, радиально сходящиеся обрывами, характеризуются в верхней части наличием цирков и трогов.

Долины рек V –образные.

Горная система Северного Кавказа включает следующие геоморфологические типы рельефа:

- рельеф высоких скальных сланцевых гребней с современным оледенением;

- рельеф горно-долинный со складчатой структурой;

- рельеф высоких цепных гор, с преобладанием продольных долин, тектонический, гляциогенный;

- рельеф средневысотных, меридиональных, эрозионных хребтов и поперечных долин, развитый преимущественно на меловом основании.

- холмисто-грядовые предгорья - низкогорный эрозионно-тектонический рельеф предгорий с участками низких гор на складчатых структурах, образованных породами палеогена, который включает область развития причерноморских аккумулятивных террас.

Верхняя часть исследуемой территории относится к горно-долинному рельефу со складчатой структурой, развитой от начала долин до выхода их на предгорные равнины.

Верхняя граница его лежит на высоте 2000-2500 м над уровнем моря, а нижняя оканчивается в среднем на высоте 400-500. Вертикальное рассечение колеблется от 1500 до 2000 м.

Основным рельефообразующим фактором является эрозионно-денудационный процесс. Рельеф высоких цепных гор, развит на мощных отложениях глинистых сланцев и песчаников нижней юры и терригенно-карбонатных флишевых образованиях верхней юры и нижнего мела, характеризуется общностью направления всех своих крупных форм – основных хребтов и верхних частей долин. Последние совпадают с тектоническим направлением всей горной системы Северного Кавказа, протянувшегося с северо-запада на юго-восток.

Высокогорный и среднегорный эрозионно-тектонический рельеф развит в области хребтов южного склона Большого Кавказа (хребты Ачишхо, Аигба, Агепста), сложенных частично нижнеюрскими глинистыми сланцами и среднеюрскими и вулканогенными и верхнеюрскими карбонатными породами. Он включает высокие и средневысокие горы.

Эрозия здесь является одним из главных экзогенных процессов, формирующих рельеф, с ней связано формирование очень глубоких горных ущелий и каньонообразных долин, прорезающих горные хребты.

Горы высокие и средневысокие, сильно расчлененные, представляют собой сложную систему хребтов, основу которой составляет Главный Кавказский хребет. Преобладающие абсолютные высоты гор 1500-2400 м. Отроги Главного Кавказского хребта ориентированы, как правило, с северо-востока на юго-запад. Внешний облик залесенных и безлесных хребтов несколько различен.

Незалесенные хребты имеют узкие (не более 10 м) скалистые гребни, пикообразные, изредка куполовидные вершины, возвышающиеся над седловинами на 100-1000 м.

Седловины узкие (10-200 м), склоны их очень крутые (30-600), в верхней части нередко обрывистые и лишь иногда пологие (5-100).

Горы интенсивно расчленены глубоко врезанными (до 1500 м) долинами рек и ручьев, ущельями и промоинами. Долины рек V-образные, каньонообразные, реже трапециевидные и ящикообразные, извилистые, шириной по дну от 10 м до 1 км, чаще 0,1-0,5 км.

Склоны долин крутые, в нижней части нередко с обрывами высотой от 3-5 до 250 м. В долинах развиты пойма и до четырех надпойменных террас. Террасы двухсторонние, прерывистые, высотой 25-40, 10-25, 5-1- и 2-5 м, шириной 10-700 м, разделены, как правило, задернованными уступами крутизной 20-50, реже до 80-900. Пойма высотой 0.3-3 м, шириной 10-700 м, двухсторонняя, прерывистая. Поверхность террас ровная, поймы иногда расчленены старицами. Ущелья шириной 10-50 м, со склонами крутизной 30-600. Промоины (встречаются через 50-300 м) V-образные, глубиной 1.50 м, шириной по верху 1.0— 2.5- м, со склонами крутизной 30-600.

Горы средневысокие сильно расчлененные, преимущественно залесенные. Абсолютные высоты от 1000 до 2000 м. Относительные превышения вершин над днищами долин 400-1400, чаще 600-1000 м. Горы расчленены V – или U –образными, реже трапецеидальными долинами рек, врезанными на глубину до 1200, чаще 500-900 м. Склоны гор выпуклые или волнистые, реже вогнутые, крутизной от 15- 30 до 40-50°, местами обрывистые, особенно в нижней части. Высота обрывов изменяется в пределах от 2-6 до 40- м. Склоны долин расчленены долинами притоков шириной 5-50 м и промоинами шириной 1-6 м. Притоки врезаны на глубину до 400-800 м, промоины и ручьи на глубину 10-100 м.

Склоны долин притоков, крутизной 20-60, чаще 30-40°, в нижней части нередко обрывистые (высота обрывов 5-80 м). Склоны промоин часто обрывистые или крутизной 40-60°.

В верховьях долин рек местами встречается пойма прерывистая (протяженность участков до 50 м), лево- или правобережная. В среднем течении на расширенных участках долин имеются вторая и первая надпойменные террасы высотой, соответственно, 6-12 и 3м, прерывистые (протяженность участков от 50-250 м до 0,7-2 км), лево- или правобережные, реже двухсторонние шириной 5-400 м, разделенные уступом крутизной от 15- до 60-70°. Поверхность террас ровная, наклоненная (2-7°) в сторону реки, залесенная, реже застроенная или распаханная. Пойма высотой 1-1,5 м, прерывистая (протяженность участков 100-250 м).

К аккумулятивному рельефу относятся формы, образовавшиеся в результате накопления поверхностных отложений, и представленные поверхностями конусов выноса, делювиальными шельфами, оползневыми телами, пологими и субгоризонтальными поверхностями.

Делювиальные шлейфы сформировались на участках резкого перегиба продольного профиля склонов – с крутого на пологий, имеют частично делювиальнопролювиальный генезис и образуют сплошные полосы в тыловых частях первой надпойменной террасы. Рельеф оползневых тел характеризуется выпуклостью мезоформ, склоны крутизной 25-30., часто с вторичными оползневыми срывами, переработанными денудацией, с активной овражно-балочной сетью с глубиной вреза 1-5 м, реже – более. На теле оползней отмечаются террасовидные площадки на различных гипсометрических отметках. Поверхность оползней в целом неровная, ступенчатая, а в языках бугристо-волнистая.

Крутые оползневые тела связаны с региональными геологическими разломами. Пологие и субгоризонтальные поверхности представлены аллювиальными террасами.

Среднегорный эрозионно-тектонический рельеф связан с альпийскими складчатыми структурами, сложенными меловыми породами. Основные формы рельефа сформировались в результате водно-эрозионной деятельности. Рельеф среднегорья характеризуется мягкостью основных форм.

Горы низкие с участками средневысоких представляют собой систему отдельных хребтов, приуроченных к отрогам Главного Кавказского хребта, расчлененных долинами рек, с преобладающими абсолютными высотами 600-800 м, максимальная - 1759 м. Относительные превышения вершин над днищами долин составляют 100-860 (на границе со средневысокими горами), преобладают 250-400 м.

Гребни хребтов шириной 30-400 м, волнистые. Вершины куполовидные реже конусовидные, расположены через 0,2-2,5 км. Относительные превышения их над седловинами от 10- 50 до 80-240 м. Склоны вершин крутизной 10-45, чаще 25-30°, местами обрывистые (обрывы высотой 20-240, обычно 40-80 м). Седловины шириной 50-400 м имеют слабо вогнутую или корытообразную форму поперечного профиля. Склоны хребтов прямые или вогнутые, местами волнистые или ступенчатые, крутизной 30-50, реже 15-20°, местами обрывистые. На склонах гор, обращенных к морю, и на склонах долин рек развиты оползни, у подножия обрывов встречаются каменистые осыпи. Поверхность пойм и террас местами залесена, часто застроена или распахана; в нижней части склонов долин и на пологих склонах расположены сады и плантации чая, виноградники, пашни и постройки.

Низкогорный эрозионно-тектонический рельеф предгорий. Предгорья холмистые и холмисто-грядовые с участками низких гор и приморской равнины протягиваются полосой шириной от 1-8 до 14 км вдоль берега Черного моря. Абсолютные высоты изменяются в широких пределах от 0 до 633 м, преобладают 200-400 м, относительные превышения составляют 10-500, чаще 150-350 м. Поверхность предгорий холмистая и холмистогрядовая. Холмы имеют куполовидные и мягкоочерченные вершины, в плане округлые или овальные, открытые, реже залесенные.

Холмы местами собраны в гряды длиной 2-12 км. Ширина их гребней колеблется в пределах от 0,2-0,5 до 0,8 км. Относительные превышения вершин холмов и гряд над днищами долин составляют от 150-350 до 540 м. Относительные превышения вершин над седловинами достигают 20 м.

Склоны холмов и гряд выпуклые, реже прямые или вогнутые, крутизной от 15 до 450, местами обрывистые (высота обрывов 5-20 м), через 0,2-2 км расчленены долинами мелких рек глубиной 120-200 м и промоинами глубиной 0,5-20 м. Промоины V-образные, шириной по дну 1-10 м, стенки их крутые (20-600), местами обрывистые.

Приморская равнина имеет абсолютные высоты от 0 м (урез Черного моря) до 20-25 м (на границе с предгорьями), преобладают высоты 6-10 м. Поверхность равнины плоская, с небольшим (2-50) уклоном в сторону моря, слабо расчлененная руслами рек, глубина вреза которых не превышает обычно 4 м. Долины рек, расчленяющие равнину, преимущественно неясно выраженные в рельефе, реже имеют трапецеидальную форму, ширина их по дну до 1,5-3 км. В долинах прослеживается пойма высотой 0,5-2 м, шириной до 1,5-2 км, двухсторонняя, реже право- или левобережная.

Поверхность пойм ровная, открытая, местами занятая застройками или сельскохозяйственными угодьями, русловые берега большей частью обвалованы. Склоны гряд, холмов и долин также часто застроены или распаханы, местами заняты садами, виноградниками, плантациями чая и других культур, на отдельных участках залесены.

В верхних течениях притоков, там, где они пересекают нижне – и среднеюрские отложения, уклоны поверхности бассейнов достигают 30-35 и более градусов. В полосе пересечения флишевых отложений мела уклоны равны 15-20°, спускаясь до 10-15°. Крутизна склонов определяет, с одной стороны, интенсивность склоновых процессов, а с другой, - условия накопления на склонах продуктов разрушения горных пород (по материалам ГГП Севкавгеология (1992).. Оба указанных фактора, со своей стороны, влияют на характер выветривания и на тип коры выветривания. Как отмечает Н.И. Маккавеев (1962), при малых уклонах перемещение материала по склонам может происходить в результате работы воды и оползневых процессов. При больших уклонах, наряду с другими процессами, особенно значительную роль играют обвально-осыпные явления. Обвалы не происходят на склонах крутизной менее 35°.

В случае малых уклонов при условии накопления на склонах продуктов разрушения горных пород развивается полный профиль коры выветривания. При больших же уклонах чаще встречается неполный профиль выветривания глыбового и щебнистоглыбового типа, что характерно для склонов с уклоном более 30°. Выветриваемость горных пород зависит также от эрозионной расчлененности поверхности бассейнов. Чем эрозионная расчлененность выше, тем глубже проникает выветривание. Для бассейна Мзымты в области развития нижне- и среднеюрских пород указанный показатель эрозионного расчленения равен 0.4-0.5. Для участков распространения флишевых пород мела эрозионное расчленение равно 0.3-0.4.

Оползни. Оползни широко распространены на Черноморском побережье и склонах долин рек. Как правило, оползни действующие, редко недействующие, имеют форму цирков, вытянутых по склону, с хорошо выраженными границами, трещинами отрыва и уступами. В крупных оползнях (глубина захвата до 12-15 м) смещению подвергаются делювий подстилающие глины в мелких (глубина захвата до 3-6 м) –только делювий. Оползание происходит по глинам пород, мергелям, глинистым сланцам и песчаникам. Основными факторами, способствующими образованию оползней, являются наличие слоев с падением их по склону, значительная крутизна склона (более 15-30°) и искусственная подрезка склонов. Причинами возникновения оползней являются переувлажнение пород атмосферными осадками, подземными водами и подмыв морского берега.

Оползневые накопления являются реальной опасностью формирования твердой составляющей катастрофического селя. Оползневые участки разделены на три категории по степени их пораженности оползневым процессом:

от 0,1 до 0,5 мм/мин) до 2,5 часов (при i < 0, мм/мин).

Результатом трансформации ливней пологом бывает иногда значительное увеличение мгновенной интенсивности под кронами деревьев. За счет шлейфа дождя увеличивается его продолжительность под пологом Тлес. и уменьшается средняя интенсивность iср.лес.:

В зависимостях (32) и (33) : Тлес и iср.лес - продолжительность и интенсивность дождя в лесу, а То и iср.о - на открытом месте.

Указанные зависимости характеризуют трансформацию ливней под серединой крон деревьев. Весь древостой в целом, по-видимому, несколько сглаживает различия в графиках дождей в лесу и на вырубке.

Таким образом, благодаря явлению перехвата в лесу наблюдается поле осадков, в котором их слои подчиняются закону нормального статистического распределения, характеризуемому среднеквадратическим отклонением. При этом величина последнего определяется слоем осадков: чем больше осадки, тем больше среднеквадратическое отклонение и тем меньше коэффициент вариации.

Общий перехват всем насаждением увеличивается с ростом осадков за дождь.

Емкость перехвата играет роль частичного аккумулятора дождя, благодаря ему усложняются графики ливней в лесу, удлиняется их продолжительность и средняя интенсивность.

В связи с тем что в горных условиях количество осадков зависит от высоты и ориентации склонов, для расчета средних сумм осадков по каждому элементарному водосбору должны вноситься поправочные коэффициенты, учитывающие плювиометрические градиенты (увеличение осадков с высотой для холодного времени года в среднем равно 5,0 % на 100 м подъема, а для теплого сезона - 4,1 %). С учетом гипсографических кривых бассейнов полученные поправочные коэффициенты на увеличение осадков с высотой учтены при балансовых расчетах.

- Снежный покров В водном режиме покрытых лесом территорий снежный покров имеет большое значение. Так, помимо прямого воздействия на микроклимат и климат почвы (из-за небольшой теплопроводности и значительных величин альбедо), аккумулированная в снежном покрове влага оказывает большое влияние на сток рек. Основными факторами, влияющими на динамику снегонакопления, являются: орография местности и растительный покров. Поэтому и методически изучение снежного покрова должно ставиться целенаправленно - для выявления особенностей снеготаяния в связи с орографией и влиянием леса.

В горных условиях динамика снегонакопления значительно изменяется в зависимости от высоты над уровнем моря, экспозиции склона, а также от типа и состояния растительности. Так, исследования, проведенные на Сахалине [83], показали, что высота снежного покрова в отдельные годы достигает 250 см, а плотность снега - 0,42 г/см3. Величина вертикального градиента максимальных снегозапасов на Сахалине определена в 60 мм/100 м.

Для Северо-Восточного Алтая (Собанский, Селегей,1975) установлены колебания высоты снежного покрова до 150-280 см, а плотность снега - 0,1-0,30 г/см3.

В горных районах Армении средняя из наибольших за зиму высот снежного покрова достигает 110-160 см, а плотность снега - от 0,15 до 0,20 г/см3 (в начале зимы) возрастает до 0,42-0,45 г/см3 к началу снеготаяния. Максимальные запасы воды в снежном покрове отмечаются в высокогорьях - до 780 мм, а в верховьях крупных рек и на плато - до 180 мм и более.

В горах Тянь-Шаня (Сыпалова,1975) максимум снегозапасов приурочен к ельникам: здесь аккумулируется твердых осадков на 10% больше, чем на безлесных участках.

Наблюдениями за снежным покровом на территории Украинских Карпат [208] установлено, что на лесных полянах высота снежного покрова на 88% больше, чем под пологом елового насаждения, и на 58% больше, чем в букняке. Запасы воды в снежном покрове соответственно на 97 и 70% на поляне выше, чем в еловом и буковом насаждениях. Отмечается также меньшая интенсивность снеготаяния в лесу в сравнении с поляной.

В качестве общего вывода из анализа литературных данных можно отметить, что горные области являются значительными аккумуляторами влагозапасов в зимнее время.

При этом тип и состояние растительного покрова оказывает существенное влияние на снегонакопление. Характер этого влияния может быть различным для разных регионов, как по интенсивности, так и по направлению воздействия. В связи с этим, анализ распределения снежного покрова для Большого Кавказа - горной страны, находящейся на границе умеренного и субтропического климатического поясов в условиях сложных природных взаимодействий – является весьма актуальной задачей как с теоретической, так и с практической точки зрения. Хотя влияние орографии на снегонакопление выше по степени воздействия, чем роль лесной растительности, однако облесенность горных склонов несомненно сказывается на формировании склонового и речного стока. Поэтому эти два фактора должны рассматриваться в комплексе.

В нашей стране наибольшим запасом воды в снежном покрове отличается Западный Кавказ, где на южных склонах Главного Кавказского хребта запасы воды в снежном покрове превышают 2000 мм (Погорелов, 2000, 2001). Здесь снежный покров играет исключительно важную роль в эволюции Большого Кавказа, как горной системы, поскольку определяет формирование и режим речного стока, динамику оледенения и снежных лавин, и тем самым оказывает воздействие на климат и рельеф. В качестве фактора среды обитания при освоении гор человеком снежный покров заметно влияет на хозяйственную деятельность. На основании анализа данных специализированных многолетних маршрутных наблюдений за толщиной, плотностью и запасами воды в снежном покрове, проведенных Северо-Кавказским, Грузинским и Азербайджанским управлениями по гидрометеорологии на территории Большого Кавказа, а также по собственным материалам наземных и авиадесантных экспериментальных снегомерных съемок А.В.Погореловым дана оценка статистической структуры и пространственной корреляции температуры воздуха и осадков холодного полугодия, определены параметры временной изменчивости снежного покрова и рассчитаны режимные характеристики снежного покрова для Большого Кавказа по стандартной климатологической информации. Создана электронная база данных по снежному покрову Большого Кавказа, включающая практически все материалы маршрутных снегомерных измерений, стандартные метеорологические наблюдения и унифицированные (переработанные) данные. Посредством построенных цифровых моделей рельефа Большого Кавказа и отдельных горных бассейнов разработана и реализована методика геоинформационного картографирования гляциологических и климатических характеристик, позволяющая рассчитать объемы снегонакопления на Большом Кавказе и его частях, описать высотно-территориальную структуру и подобие полей снегозапасов в горных бассейнах.

Как показали исследования А.В.Погорелова [2001], снежный покров на Кавказе образует самостоятельную подсистему в природных процессах, к которой применим структурный метод изучения полей снежного покрова. Созданная в Кубанском ГУ электронная база данных обеспечивает использование ГИС-технологий при картографировании характеристик снежного покрова.

Объем средних максимальных снегозапасов на Большом Кавказе равен 25,2 км3, что приближается к величине объема снегового стока, определяемого гидрологическими методами. При этом 59% снегозапасов аккумулируется в высокогорье (на отметках более 2000 м), площадь которого составляет 25% от общей площади горной страны. На низкогорную зону (высота до 1000 м) при ее площади 42% приходится 9% объема средних максимальных снегозапасов. Под влиянием субширотно-поясной зональности средний слой максимальных снегозапасов на южном макросклоне почти в 2 раза больше слоя снегозапасов на северном склоне при близких абсолютных объемах снегонакопления на обоих склонах. Долготно-секторная зональность в распределении снежного покрова приводит к тому, что на Восточном Кавказе средний слой снегозапасов приблизительно в 3 раза меньше, чем на Западном и Центральном Кавказе.

Особенности формирования снежного покрова в горных лесах Северо-Западного Кавказа рассматриваются на примере буковых лесов. Основные экспериментальные данные получены на лесогидрологическом стационаре (ЛГС) “Аибга”, располагающемся на склоне юго-западной экспозиции на высоте 480-1150 м. над ур. моря [182] в бассейне реки Мзымты. Подробная характеристика района исследований, а также ЛГС «Аибга» приведены в монографии «Экологические функции горных лесов Северного Кавказа (Коваль, Битюков, 2001).

Изучение динамики снегонакопления на лесогидрологическом стационаре “Аибга” входило в комплексную программу исследований элементов среды в лесу. Наблюдения за снежным покровом состояли в ежедневном измерении высоты снега на открытой метеоплощадке и периодических снегомерных маршрутных съемках на площадях рубок и под пологом леса. Периодичность снегосъемок - через 5 дней, методика - общепринятая в Роскомгидромете. Общая длина маршрута зависела от варьирования высоты и плотности снега, т.е. от равномерности залегания снежного покрова, однако минимальный маршрут имел протяженность не менее 500 м. При выполнении снегосъемок и их первичной обработке пользовались указаниями Наставлений [231…233].

При расположении экспериментальных водосборов на горных склонах с перепадом высот более 200 м маршрутные снегосъемки производили по двум взаимно перпендикулярным профилям, один из которых располагался вдоль, а другой - поперек склона, что исключало влияние орографии на точность определения средней величины влагозапасов для всего бассейна.

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 0,50г/см3. Это приближается к теоретически максимальной плотности старого фирнизированного снега - 0,68 г/см3.

Сумма осадков и запасов воды в снеге 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, 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) 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 Красная Поляна Караулка Коэф. снегонакопления 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.

Макс. запас воды в снеге, мм Рис. 6. Зависимость максимальных запасов воды в снеге от коэффициентов тепло- и влагообеспеченности зимнего сезона 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.

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 ) 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 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 40от 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.

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:

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%.

Сумма испарения за вегетацию, мм 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.

Как отмечает Ю.Л. Раунер (1965), суммарный расход влаги лесными насаждениями путем транспирации и физического испарения является центральным вопросом при оценке экологической эффективности лесного ландшафта. Высокая оптическая плотность в лесу обеспечивает максимальное использование почвенной влаги на транспирацию. В связи с этим для лесных насаждений особо важное значение приобретают уравнения водного баланса корнеобитаемой зоны почвы, которая при глубоком залегании уровня грунтовых вод практически совпадает со слоем фактического влагооборота.

Уравнение водного баланса корнеобитаемой зоны можно записать в следующем виде (Будаговский, 1965):

где hk - толщина корнеобитаемого слоя; W - его средняя влажность; Q - влагообмен с нижележащим горизонтами почвы и грунтовыми водами.

А.Р.Константинов (1954) отмечает, что перемещение влаги из нижележащих горизонтов в её корнеобитаемый слой при испарении в случае достаточно глубокого залегания грунтовых вод и низкого уровня капиллярной каймы, практически не наблюдается. Вообще, многочисленные данные исследований передвижения влаги в почво-грунтах и водного режима почвы (Пушкарев, 1954 и др.) показывают, что слой активного влагообмена определяются слоем суточных колебаний температуры почвы, т.е. не превышает глубины 40-50 см. Следовательно, при изучении водного режима буковых и дубовых лесов достаточно ограничиться метровым слоем почвы.

Существует несколько способов определения влажности почвы (гаммаскопический, нейтронный, омический, тензометрический и др.), однако единственный прямой метод - это термовесовой. По расширенной программе наблюдения за влажностью почвы на стационаре ”Аибга” проводили весовым методом на четырех пробных площадях, находящихся примерно на одной высоте над уровнем моря при одинаковой экспозиции. Образцы почвы на влажность отбирали 1 раз в месяц до глубины 1 м через каждые 10 см в 4кратной повторности для верхних горизонтов и 3-кратной - с 50 см и ниже.

Поскольку основная масса корней бука сосредоточена в верхнем 30-40сантиметровом слое, для характеристики режима влажности почв под буковыми насаждениями вполне достаточно изучить метровую толщу почвы. Динамика влажности почвы под буковыми насаждениями связана с режимом осадков. Так, обычно начало гидрологического года (XI) характеризуется малым расходованием влаги из почвы на суммарное испарение, и значительным увлажнением осенними затяжными дождями. В результате происходит активное накопление влагозапасов и постепенное промачивание почвы на всю метровую глубину. Если осадков выпадает достаточно, то в декабре в 1-метровом слое почвы влагозапасы достигают величины наименьшей влагоемкости (НВ).

Зимой снежный покров подтаивает, что способствует равномерному промачиванию почвы и возникновению верховодки. В теплые зимы, без устойчивого снежного покрова, промачивание почвенного профиля отличается прерывистостью (приурочено к дождям) и распространяется не на всю глубину (обычно до 40-50 см). Максимальные влагозапасы в 1-м слое отмечаются ежегодно в начале вегетационного периода (III…IV), за счет таяния снега и затяжных весенних дождей.

С началом вегетации связано активное расходование влаги древостоем, достигающее наибольшей интенсивности в июне-июле. Поэтому минимум влагозапасов приурочен к середине или концу лета. Выпадающие летом интенсивные ливни обычно не дают глубокого промачивания (за исключением наиболее значительных, превышающих 70… мм). Однако, даже максимальные летние ливни не восполняют влагозапасы всего метрового профиля до влажности, соответствующей НВ. Лишь в верхнем слое (20…30 см) влажность иногда достигает НВ. Величина летнего иссушения почв находится в прямой зависимости от продолжительности засушливых периодов. Последние обычно бывают не дольше 10…15 дней, и очень редко – 25…28 дней.

Анализ динамики влагозапасов показал, что наибольшие запасы влаги в 100-см слое (при максимальном увлажнении) составляют 454…486 мм ( в среднем 470 мм). При этом почва подвергается промачиванию ежегодно, и колебания максимальных влагозапасов при этом невелики (32 мм), поэтому можно считать, что запасы влаги в метровом слое (470 мм) соответствуют влажности при наименьшей влагоемкости. По горизонтам НВ распределяется следующим образом: гор. А (распространяется примерно до 30 см) мм, горизонт В (30…60 см) - 136 мм, гор. ВС (60…100 см) - 185 мм.

Минимальные влагозапасы в метровом слое в летний период колеблются в пределах 321…383 мм, а в среднем они равны 348 мм. Следовательно, средняя амплитуда колебаний влагозапасов в наблюдаемом слое достигает 122 мм. Распределение ежегодных амплитуд колебания влагозапасов по профилю почвы показало, что амплитуда колебаний влагозапасов имеет наибольшие значения в поверхностном 10-см слое (12,8…26,4 мм), ниже она уменьшается почти в 2 раза, минимум ее наблюдается на глубине 40-50 см (7,1…11,3 мм), а еще глубже она несколько возрастает. В целом за вегетацию иссушение 1-м слоя отмечено в пределах 103,9…133,6 мм (в среднем 122,6 мм), т.е. запасы влаги в этом слое за вегетационный период истощаются всего на 1/4 (26%) первоначального весеннего максимума.

Таким образом, несмотря на значительное расходование влаги из почвы на суммарное испарение, колебания запасов влаги в почве под буковым древостоем невелики.

Это объясняется как частым увлажнением почвы выпадающими осадками, так и огромной водоудерживающей способностью бурых лесных почв. Метровый слой почвы способен поглотить и удержать в виде капиллярной влаги 42% нормы осадков за вегетацию.

Режим влагозапасов в почве определяется режимом выпадения осадков, их расходования на испарение, а также водно-физическими свойствами почв. Между влагозапасами зоны аэрации и стоком воды в замыкающих створах водотоков ЛГС "Аибга" установлена прямая степенная зависимость:

Здесь: W1m - влагозапасы в 1-метровом слое почвы, мм; Q - расходы воды спустя дней после определения М.

Из зависимости (37) следует, что из-за аккумуляции влаги почвой резкое увеличение стока наблюдается лишь при W1m >420…450 мм.

Для почв стационара была определена биологическим методом (по проросткам кукурузы) влажность завядания, которая изменяется по профилю от 18,1 до 15,9% по весу. Для поверхностного слоя этот показатель определен также по всходам бука и получен равным 22,2%. Расчет запасов доступной влаги показал, что даже в самые засушливые периоды влажность почвы на ЛГС “Аибга” не уменьшилась до влажности завядания. При этом содержание доступной влаги в верхнем, активном слое почвы всегда больше, чем в подстилающих горизонтах, в то же время запас общей влаги в верхнем слое выше, чем в нижних, обычно в периоды переувлажнения. При иссушении почвы влажность верхнего слоя ниже, чем на глубине, и разница эта зависит от интенсивности процесса потери влаги на физическое испарение и биологический расход.

Интересно сопоставить водно-физические свойства почвы, определенные в лаборатории (общую пористость и капиллярную влагоемкость) с наименьшей влагоемкостью, найденной в результате анализа полевых наблюдений. Капиллярная влагоемкость практически совпадает с НВ, а разница между общей пористостью, которая равна полной влагоемкости, и НВ, представляет свободную гравитационную воду. Последняя уменьшается по профилю от 14,4% в поверхностном горизонте до 6,9% - на глубине 100 см. По горизонтам эти константы распределяются следующим образом (табл.17).

Еще одна водная константа - “влажность замедления роста “ (ВЗР), по Роде [293…296], составляет для многих почв около 2/3 величины наименьшей влагоемкости и совпадает с влажностью разрыва капиллярной связи (ВРК). По данным, полученным на ЛГС “Аибга”, минимальные влагозапасы (в среднем 348 мм) составляют 73,8%, т.е. около 3/4 величины НВ. Следовательно, в буковых насаждениях влажность почвы всегда выше ВРК.

Таблица 17 - Водно-физические свойства почвы по генетическим горизонтам горизонт А.М. Алпатьеву [10] принадлежит доказательство того факта, что если влажность корнеобитаемого слоя поддерживается на оптимальном уровне (не ниже ВЗР) за счет осадков или орошения, то валовый расход влаги приблизительно равен испаряемости, т.е.

при указанных условиях расход влаги целиком зависит от теплового баланса деятельного слоя. Именно такими условиями характеризуется расходование влагозапасов из почвы в буковых древостоях.

В среднем за вегетационный период влагозапасы по слоям показывают, что норма влагозапасов в 1-м слое за вегетационный период составляет 403 мм, а колебания средней увлажненности почвы - 369…440 мм. При этом средние влагозапасы определяются не столько общим количеством осадков за теплый период, сколько режимом их выпадения. Так, наибольшие влагозапасы в вегетацию 1964 г. (440 мм в 100-см слое) приурочены к наименьшей сумме осадков (около 750 мм), но зато в этом сезоне дожди выпадали чаще всего - 101 день в течение вегетации. Напротив, минимум средних влагозапасов за вегетацию (369 мм в 1966 г.) совпал с наибольшей суммой осадков за сезон - 1232 мм, но число дней с дождями было наименьшим - 68. Отмеченное достаточно убедительно иллюстрирует тот факт, что общее количество выпадающих осадков еще не определяет степень увлажнения почвы, хотя несомненно участвует в формировании климата почв.

Средняя влажность по профилю почвы распределяется следующим образом: максимум (43,3%) связан с верхним 10-см слоем, а минимум отмечен на глубине 30…40 см (39,2%). Вся амплитуда колебаний средней многолетней влажности почвы на глубине от 10 до 100 см невелика: от 39,2 до 40,8%.

Определение статистических параметров кривых распределения рядов наблюдений за влажностью почвы показало, что колебания влажности во времени можно считать умеренными: коэффициент вариации в слое 10…90 см изменялся от 8,33 до 11,46%. Лишь в поверхностном 10-см слое варьирование влажности достигало 17,3%. При этом следует отметить, что как абсолютные значения влажности, так и вариация их в горизонте А наибольшие по профилю (Сv равно в среднем 13,1 %), в гор.В - наименьшие (Сv= 9,0%), а в гор. ВС - вновь несколько возрастают (Сv = 10,5 %). Коэффициент асимметрии Сs в среднем по профилю равен 0,21. Ошибка коэффициента асимметрии mСs = 0,29, а существенность tСs = 0,72. Следовательно, временные ряды распределения влажности почвы можно отнести к нормальным.

Хроноизоплеты подтверждают, что в зимне-весенний период, а иногда и осенью промачиванию подвергается весь метровый слой почвы. Кроме того, характеристику типа водного режима почв зоны буковых лесов можно дать на основе анализа климатических условий района. Влияние климата в этом случае учитывается путем определения коэффициента увлажнения (КУ), который представляет собой отношение суммы осадков к величине испаряемости. Как указывает А.А. Роде [296], если КУ > 1,0, то водный режим, как правило, независимо от других факторов, складывается по типу промывного.

Многолетними воднобалансовыми и теплобалансовыми исследованиями на ЛГС “Аибга” установлено, что КУ за вегетационные периоды изменялся в пределах 1,2…1,4. В холодные периоды года, когда количество осадков почти одинаково с летним, а испаряемость незначительна, КУ гораздо больше 1,0. Следовательно, по водному режиму бурые лесные почвы под буковым лесом относятся к типу почв с глубоко промывным режимом.

Изменение влажности бурых лесных почв во времени и в пространстве подчиняется закону нормального распределения, причем варьирование значений влажности в пространстве несколько меньше, чем во времени. Наибольшей изменчивостью обладают запасы влаги в гор. А. Экспедиционные и стационарные исследования склонового стока показали, что поверхностный горизонт почвы, благодаря своим хорошим водно-физическим свойствам, выполняет роль дренажной системы, особенно отчетливо проявляющей себя во время интенсивных летних ливней. С одной стороны, он переводит значительную часть осадков во внутрипочвенный (дренажный) сток, препятствуя развитию эрозионных процессов на поверхности почвы, а с другой - способствует восполнению убыли влаги нижележащих слоев, являющихся достаточно емким резервуаром доступной влаги.

2.6. Гидрологическая роль буковых лесов Причерноморья Как следует из материалов по состоянию лесного фонда, в рассматриваемом регионе преобладают насаждения из твердолиственных пород (дуб, бук, граб, каштан), при этом основными лесообразующими формациями являются дубравы и букняки. Из хвойных пород наибольшее значение с точки зрения водоохранно-защитных свойств имеют пихтарники. В связи с этим, основное внимание при изучении гидрологической роли горных лесов региона уделено формациям дубовых, буковых и пихтовых лесов.

За последние 40 лет в пределах Северо-Западного Кавказа наиболее серьезные исследования средообразующих свойств насаждений проведены в формации буковых лесов (Беленко [16…20], Дробиков [116], Хуторцов [347,348], Казанкин [150…152], Коваль [162…172], и др.). Очень мало данных по дубравам региона. При этом имеется в виду, что текущие наблюдения на опорной сети Роскомгидромета за речным стоком и осадками, ведущиеся на речных бассейнах региона, не дают возможности рассчитать полный водный баланс в различных лесорастительных формациях.

Водорегулирующие и водоохранные функции буковых насаждений Причерноморья установлены по результатам изучения режима изменения элементов водного баланса малых водосборных бассейнов на ЛГС "Аибга" (Битюков, 1980, 1988; Коваль, 1978, 1979) и подробно рассматриваются ниже.

По современным представлениям, наиболее надежную количественную оценку водоохранно-защитных и водорегулирующих функций лесов можно дать на основе воднобалансовых исследований. В основе метода водного баланса лежит учет всех его элементов: приходных, расходных и аккумуляционных. В лесогидрологических исследованиях целесообразно вести расчет водного баланса для гидрологического года и отдельно для двух сезонов года: теплого, который охватывает вегетационный период (для условий Северо-Западного Кавказа - с апреля по октябрь), и холодного - с ноября по март.

Сток в замыкающих створах на лесогидрологических стационарах учитывали с помощью самописцев уровня воды, установленных на железобетонных тонкостенных треугольных водосливах. Расчленение гидрографов стока на склоновую и грунтовую составляющие проводили методом срезки.

Для расчета транспирации буковым древостоем применен метод водного баланса корнеобитаемого слоя почвы (при отсутствии или точном учете склонового стока, инфильтрации и водообмена с нижележащими слоями почвы). При этом использованы наблюдения за динамикой влагозапасов в метровом слое почвы и осадками под пологом леса ЛГС "Аибга".

Суммы транспирации за период наблюдений изменялись в пределах от 277 мм до 495 мм, при среднем значении статистического ряда 389 мм и среднеквадратическом отклонении = ±56,0 мм. При этом различия сезонных сумм транспирации обусловлены не только разницей в интенсивности испарения, но и продолжительностью периода вегетации.

Рис. 11 – Динамика транспирации буковым древостоем на ЛГС «Аибга»

Суммарное испарение с облесенного водосбора варьирует от 487 до 651 мм, что составляет 38-84 % от осадков за теплый сезон. В условиях переувлажнения, характерного для зоны буковых лесов, испарение не лимитируется количеством осадков, а определяется в основном притоком тепла. В суммарном испарении (более 600 мм за вегетацию) преобладает транспирация древостоем (47,5%), перехват осадков составляет 21,5%, испарение с почвы - 14,5%, и транспирация травостоем - 16,5% (Битюков, 1978, 1988).

Результаты наблюдений позволяют охарактеризовать внутрисезонные изменения отдельных элементов водного баланса и рассчитать в целом водный баланс для бассейнов зоны буковых лесов.

Для водотоков, представляющих собой притоки 1-го порядка и дренирующих только часть грунтовых вод своего бассейна, уравнение водного баланса может быть записано в следующем виде (Соколовский,1968):

где: X - осадки; Yпов - поверхностный сток; Yпод - подземный сток; k1 - часть подземного стока, дренируемая данным водотоком; k2 - часть подземного стока, дренируемая водотоком высшего порядка, причем k1+ k2 = 1,0; Z - суммарное испарение; I - аккумуляция вод в бассейне.

В горных условиях величина Yпов включает не только поверхностный, но и дренажный сток, проходящий по крупным дренам верхнего почвенного слоя, т.е. целиком склоновый сток, поскольку гидравлические характеристики этих видов стока сопоставимы и разделить их очень трудно.

В годовом водном балансе малого водосбора, занятого естественными буковыми насаждениями, преобладает инфильтрация в почвоподстилающие грунты - вместе с зимним испарением она составляет 63…67%. Эта расходная часть баланса состоит из грунтового стока (43…56%) и суммы зимнего испарения и инфильтрации ниже уровня дренирования грунтовых вод ручьями стационара (8…19%). Суммарное испарение за теплый сезон (включая испарение перехвата осадков) достигает почти 1/3 баланса – 27…33%.

Наименьшие величины из всех статей баланса имеет склоновый сток (3…6%), который состоит в основном из дренажного, проходящего в 1-метровом слое почвы.

Соотношение между компонентами водного баланса зависит от приходной его части, т.е. от количества и режима осадков. Так, в засушливые годы относительная доля инфильтрации снижается на 4…5%, склонового стока - на 3%, а суммарное испарение увеличивается на 3…4% по сравнению с годом со средним количеством осадков.

Соотношение элементов водного баланса среднего статистического года, годовая и сезонные суммы осадков которого почти совпадают с нормой, выглядит следующим образом:

в мм: 2595 = 154 + (0,823*1962 + 0,177*1962) + 759 - 10 (39) в % : 99,6 = 5,9 + (0,823*65,0 + 0,177*65,0) + 29,1 - 0,4 (40) Таким образом, в среднем годовом балансе склоновый сток составляет 5,9%, подземный сток (или инфильтрация в почвоподстилающие грунты ) - 65%, суммарное испарение - 29,1%.

Наиболее важным для лесной растительности является водный баланс теплого периода года. Установлено, что осадки, выпадающие за период вегетации, расходуются в течение сезона полностью; дополнительно к ним используется часть весенних влагозапасов почвы (17…79 мм). Следовательно, приход баланса за вегетационный период составляет 939…1419 мм, а среднего сезона - 1300 мм. Средний баланс за вегетацию составляет:

В этих уравнениях приходная часть состоит на 95,5% из осадков, и на 4,5% - из влагозапасов в почве. Суммарное испарение достигает 50,0%, и включает транспирацию перехват осадков - 10,3%, и испарение с почвы - 7,2%. Несколько меньше (47,4%) - инфильтрационная составляющая баланса, и лишь 2,6% приходится на склоновый сток. Соотношение суммарного испарения и инфильтрации зависит от увлажненности сезона: в засушливые годы в водном балансе теплого сезона испарение превышает инфильтрацию, в многоводные годы - наоборот.

Инфильтрационная часть баланса определена как остаточный член, поэтому включает и ошибки определения каждого элемента баланса. Контролем при этом служил водный баланс четвертого водосбора, где водоток дренирует почти весь сток (как и на основных реках региона). Для отдельных водосборов ЛГС “Аибга” коэффициент дренирования подземных вод изменяется от k1= 0,0 (для 1-го и 3-го ручьев) до k1 = 0,067 (для 2-го ручья) и k1= 0,823 (для 4-го водосбора) [105].

Как известно, изменение элементов водного баланса на водосборах наблюдаются по периодам лет и по годам независимо от хозяйственной деятельности. Это можно проследить по водному балансу четвертого (контрольного) водосбора (табл. 41), где в более многоводные годы (при сумме осадков 2600…2700 мм) общий сток возрастает до 0,61…0,72 (61…72% от осадков) и уменьшается (до 0,3%) доля инфильтрации ниже уровня дренирования стока ложем ручья. При этом увеличиваются как склоновая, так и подземная составляющие стока.

Таблица 18 - Элементы водного баланса на 4-ом (контрольном) водосборе ЛГС “Аибга” за гидрологические годы - Рис. 12. Элементы водного баланса на 4-ом (контрольном) водосборе ЛГС “Аибга” Примечание: осадки - суммы осадков за гидр. год на ЛГС “Аибга”; испар - сумарное испарение за год; склон.сток - склоновый сток за гидр. год; инфильтр. - инфильтрация за год; грунт.сток - грунтовый сток за год.

Рис. 13. Распределение расходных частей баланса (в % от годовых осадков) в нетронутых рубками буковых древостоях (в среднем за многолетний период).

Инфильтрация за теплый сезон зачастую бывает отрицательной, что свидетельствует о большем расходе влаги в течение вегетационного периода, чем ее поступает на водосбор.

Суммарное испарение, достигающее 25,0-26,5% от годовых осадков, зависит в основном от радиационного и теплового балансов вегетационного периода года.

контрольном водосборе в буковых насаждениях Сток и инфильтрация за год, мм Рис. 15. Связь между годовыми суммами осадков, склонового стока и инфильтрации на контрольном водосборе в буковых насаждениях Таким образом, изучением природного комплекса буковых лесов Северо-Западного Кавказа выявлена важная водоохранная и климаторегулирующая роль незатронутых рубками разновозрастных буковых древостоев. Так, климаторегулирующая роль букняков проявляется в аккумулировании сомкнутым пологом значительного количества солнечной радиации (до 66 ккал/см2 за вегетационный период) и резком (в 13 раз) уменьшении притока тепла к поверхности почвы в лесу.

Благодаря этому, значительно уменьшаются амплитуды колебаний температуры воздуха и почвы, в особенности в их суточном режиме. За счет снижения максимумов и увеличения минимумов в лесу температура воздуха в течение суток в среднем изменяется в сравнении с вырубкой - меньше в 1, 2 раза зимой, и в 1,4 раза - летом. Под пологом леса очень невелики теплообмен в почве (до 300 кал/см2 за месяц) и затраты тепла на физическое испарение с ее поверхности (до 5,6 ккал/см2 за вегетацию). В то же время, суммарное испарение достигает величин максимально возможной испаряемости (около 600 мм за период вегетации). Это сказывается на режиме температуры и влажности почвы в лесу.

Сравнение температуры почвы под пологом леса и на вырубках показывает, что в среднем температура почвы на сплошной вырубке на 2,5-2,90 выше, чем в лесу. Амплитуда сезонных и суточных колебаний температуры почвы здесь также выше на 5-60. Для динамики влагозапасов в почве характерным является малая амплитуда колебаний в течение сезонов (35-100 мм в 1-метровом слое) и большие запасы влаги в этом слое почвы.

- Водорегулирующая роль буковых насаждений Из всех элементов водного баланса горных склонов наибольшей сложностью характеризуются процессы формирования стока - благодаря комплексному взаимодействию факторов, обусловливающих сток. Эти факторы делятся на две группы: а) метеорологические (количество осадков и форма графика дождя), влияющие на динамику поступления воды на бассейн; б) условия подстилающей поверхности, которые определяют процессы инфильтрации и стекания воды, а также потери стока.

От метеорологических факторов зависит поступление воды на водосбор, динамика его во времени, количество поступившей воды. От факторов подстилающей поверхности зависят условия стекания воды, потери поверхностного стока, которые определяются состоянием почв, водным балансом рассматриваемой территории, а также временем, необходимым для стока того или иного количества осадков, выпавших на бассейн. К числу факторов, определяющих быстроту и продолжительность движения этих вод, относятся величина и форма бассейна, уклоны, русловые условия водотоков, длина и шероховатость склонов, связанная с характером растительности и микрорельефом, объем и интенсивность поступления воды на бассейн.

Лесные почвы, как правило, обладают очень высокой проницаемостью поверхностных горизонтов, в связи с чем поверхностный сток под пологом сомкнутых высокопроизводительных насаждений образуется сравнительно редко. С увеличением глубины водно-физические характеристики почвенного покрова обычно резко ухудшаются: увеличивается объемный вес (плотность) и впитывающие способности почв. Наличие слабо проницаемого иллювиального горизонта в профиле почв создает условия для формирования внутрипочвенного стока в верхнем фильтрующем горизонте. Просачивающиеся по профилю почв вода накапливается на относительном водоупоре (на глубине 0,6…1,0 м) и по контакту с ним разгружается в эрозионную сеть. Склоновый сток, помимо внутрипочвенного (дренажного или контактного), включает также поверхностный сток, который может быть представлен двумя формами - подвешенной или подпертой.

Известно, что общие потери паводочного стока на горных склонах определяются свободной емкостью почвенного задержания и величиной глубинной инфильтрации (поглощением воды подстилающими породами). Поэтому при изучении склонового стока в горных районах большое значение имеет определение параметров почвенного задержания и аккумуляции, а также глубинной инфильтрации. Сочетание глубинной инфильтрации, поверхностного впитывания и почвенного задержания определяет величину стока и его распределение на поверхностную и внутрипочвенную составляющие.

Поскольку хозяйственная деятельность человека обычно затрагивает в основном растительность, почвы и микрорельеф водосборов, т.е. те факторы, которые влияют на перераспределение стока между быстрой (поверхностной) и медленной (грунтовой) составляющими, изучение процессов стока неразрывно связано с изучением инфильтрации.

Сток и инфильтрация взаимосвязаны между собой, с одной стороны - как приходнорасходные части баланса, а с другой - инфильтрация определяет и регулирует сток, и наоборот - сток воздействует на инфильтрацию величиной залитой водой части бассейна.

Изучение процесса инфильтрации и формирования склонового стока в горных лесах Северо-Западного Кавказа проводилось стационарным, экспедиционным и лабораторным способами. Стационарный способ состоял в организации длительных и трудоемких воднобалансовых наблюдений на малых водосборных бассейнах. Экспедиционные исследования склонового стока включали постановку опытов по искусственному дождеванию больших и малых площадок (от 1 м2 до 100…200 м2) и проведение инфильтрационных съемок склонов. Лабораторным путем определялись так называемые “условные коэффициенты фильтрации” (УКФ) - на почвенных монолитах высотой 10 см.

По данным экспедиционных исследований склонового стока, зона буковых лесов отличается большим варьированием по площади величин впитывания даже в опытах с искусственным дождеванием площадок 100…200 м2. Исследования в бассейне р. Мзымты [27] показали, что процесс формирования стока на горных склонах под буковыми лесами имеет ряд особенностей, характерных для данной зоны. Опыты по дождеванию больших площадок на залесенных склонах дали величины впитывания в почвоподстилающий слой 0,07…0,08 мм/мин. Относительно высокая инфильтрация в подпочву сочетается с большой мощностью пластов рыхлых отложений, что приводит к повышению доли грунтового питания и распластыванию паводков в связи с сокращением поверхностного стока и ростом контактного и смешанного.

Благодаря тому, что бурые лесные почвы характеризуются большой начальной водопроницаемостью и аккумулирующей емкостью (до 500…550 мм), а также значительным крутизнам склонов, что способствует быстрому оттоку паводковых вод, дожди, выпавшие в зоне буковых лесов, практически никогда не образуют сплошного слоя воды на поверхности почвы. Поэтому интенсивность впитывания здесь определяется интенсивностью ливней.

Рис. 16 – Зависимость склонового стока (в %) от крутизны склона (град.) Ввиду большого варьирования участков с различным впитыванием - от провального до нулевого - истинное осредненное значение интенсивности инфильтрации для бассейна более надежно может быть получено по результатам наблюдений за осадками и стоком. Для малых (до 10 га) водосборов по опытным данным (с использованием методики А.Н. Бефани [22], в основу которой лежит построение графиков ливней и выделение на них площадей, равных наблюденному стоку) установлено, что впитывание здесь очень динамично во времени и определяется степенью предшествующего увлажнения.

При этом паводкообразующими могут быть ливни различной величины: летом, при значительном дефиците влаги в почве ливни с суммой осадков до 50 мм иногда не дают стока; в то же время в холодный период года, при полностью увлажненной почве стокообразующими являются дожди 10…12 мм.

Максимальные годовые модули стока на малых водосборах в зоне буковых лесов невелики - от 1,1 до 19,3 л/с с га, а осредненные их значения под пологом нетронутого рубками леса равны 3,9…7,2 л/с с га. Коэффициенты паводочного стока не превышают 10% для зимних паводков, и 5…7% - для летних. Наиболее интенсивные ливни дают паводки с коэффициентами стока до 25%. Средние за период наблюдений (до рубки) коэффициенты паводочного стока на малых бассейнах составляют: за зимний период за летний - 0,8…4,8%, при этом одинаковые осадки за паводок (в среднем 71…81 мм) дают зимой паводки больше в 1,8 раза, чем летом. Максимальная наблюденная интенсивность стока - 0,08 мм/мин.

По результатам наблюдений на залесенных водосборах площадью до 20 га получены уравнения множественной корреляции, связывающие коэффициенты склонового стока с характеристиками стокообразующих ливней и факторами предшествующего увлажнения:

= 10,5* iср +6,7 *imax ч - 0,045 T-0,064 *W+5,7; R=0,61; S=2,7% (43) Для расчета слоя склонового стока на таких водосборах получена зависимость:

Здесь: Y - слой стока в мм; - коэффициент стока за паводок в %; X - слой паводкообразующего дождя; k - интенсивность впитывания; T - продолжительность ливня в мин.; iср - его средняя интенсивность, а imax ч - максимальная часовая интенсивность в мм/мин; W - дефицит влаги в 1-метровом слое почвы перед паводком.

Следует отметить водорегулирующий эффект буковых лесов на горных склонах, связанный с их продолжительным влиянием на водно-физические характеристики почв и заключающийся в активном переводе выпадающих осадков в грунтовый сток. Даже при самых значительных ливнях здесь отсутствует напорная фильтрация, а средние за паводок величины коэффициентов впитывания имеют тесную коррелятивную связь с интенсивностью ливней.

Наблюдения за поверхностным стоком, проведенные на 3-х стоковых площадках с уклоном 22…350, показали, что сток на поверхности почвы под пологом леса очень мал:

за вегетационный период 1969 г. его сумма составила 0,6 мм, а коэффициент стока - 0,001.

Незначительные величины поверхностного стока обусловливают почти полное отсутствие эрозии под пологом девственных буковых насаждений.

Как было установлено опытами, динамика впитывания определяется величиной предшествующего увлажнения почвы. При максимальном увлажнении коэффициент фильтрации в почвоподстилающие грунты на ЛГС “Аибга” близок к 0,03 мм/мин. Просочившиеся осадки обеспечивают устойчивое грунтовое питание ручьев 1-го порядка при площади водосборных бассейнов около 20 га (1000…1400 мм/год). Объем по спадовой кривой при полностью насыщенных почво-грунтах составляет 175 мм, а истощение влагозапасов происходит в течение не менее полугода.

Представляет интерес оценка естественной зарегулированности стока с помощью кривых обеспеченности суточных расходов воды (Соколовский, 1968). Коэффициент зарегулированности () определяется площадью нижней части гидрографа, ограниченной сверху средним многолетним расходом, т.е. долей базисного стока в годовом его объеме.

На кривых обеспеченности эта площадь ограничена модульным коэффициентом K=1,0 (на рис.17 она заштрихована). Для зоны буковых лесов получено значение = 0,75, буковокаштановых лесов (река Псий) - = 0,65, для зоны недостаточного увлажнения (сухие дубравы, р. Дюрсо) = 0,59.

Таким образом, в условиях избыточного увлажнения юго-восточной части Северного Кавказа наибольшей водорегулирующей и почвозащитной способностью обладают девственные буковые насаждения.

Рис. 17. Естественная зарегулированность стока на водосборах рек Псий (2), Дюрсо (3) и на контрольном водосборе №4 ЛГС «Аибга» (1).

В годовом водном балансе здесь преобладают инфильтрация в почвоподстилающие грунты (65%), а баланс вегетационного периода почти поровну делится между инфильтрацией и суммарным испарением. Склоновый сток составляет всего 6,0% в годовом балансе, и 2,6% - в балансе теплого сезона.

2.7. Гидрологическая роль дубовых лесов Причерноморья Водоохранная роль дубовых лесов, как и букняков, как показано выше, проявляется в положительном влиянии лесной растительности на водный баланс элементарных водосборов, крупных речных систем и регионов. Это положительное влияние расценивается с точки зрения воздействия на грунтовое питание рек и ресурсы подземных вод, что в конечном счете определяет качество вод и сбалансированность режима их потребления. Поэтому при изучении водоохранной роли леса из всех элементов водного баланса наиболее важным является суммарный сток и его разделение на склоновую и грунтовую составляющие, а также инфильтрационная часть баланса.

Насаждения дуба скального приурочены к бурым лесным почвам, сформированным на аргиллитах, глинистых и песчаных сланцах, на высотах в основном до 500…700 м над ур. моря.

Исследования водоохранной роли дубовых лесов проведены в насаждениях дуба скального ЛГС "Горский", заложенном в 1974-75 гг. в Джубгском лесничестве Джубгского лесхоза. Подробная характеристика ЛГС “Горский” приведена выше.

В методическом плане оценка изменения водоохранной роли дубрав основана на изучении элементов водного баланса до рубки (калибровочный период продолжительностью 6 лет) и после проведения опытных рубок. На ЛГС “Горский” проводили наблюдения за осадками (по 21 осадкомеру Третьякова), стоком на тонкостенных железобетонных гидрометрических водосливах (с регистрацией напора воды самописцами уровня воды "Валдай"), испарением с почвы (по почвенным испарителям ГГИ-500-50), режимом влажности почвы (термовесовым способом), а также за температурой и влажностью воздуха на 5 метеоплощадках и температурой почвы до глубины 1,6 метра.

При расчете других элементов водного баланса использована следующая методика:

- за вегетационные периоды величина инфильтрации в почвоподстилающие грунты принята равной 0; в этом случае остаточным членом баланса будет транспирация древесной и травянисто-кустарничковой растительностью;

- за холодные периоды величина испарения с почвы и транспирация принята равной 0; в этом случае остаточным членом баланса будет величина инфильтрации.

Для контроля режима осадков, измеренных на ЛГС “Горский” определены зависимости между месячными суммами осадков на стационаре (ХГорск) и месячными суммами осадков на близлежащей метеостанции Джубга (расположена в 10 км от ЛГС) (Хдж) :

С учетом зависимостей (45) и (46) годовая норма осадков на ЛГС “Горский” определена равной 1324 мм (676+648 мм). Это на 15% ниже средней годовой величины осадков, определенной за период фактических наблюдений на ЛГС (1517 мм). За этот период вследствие цикличности наблюдались 5 маловодных (осадки меньше нормы) и 6 многоводных лет (осадки больше нормы), причем максимальное превышение годовой нормы достигало 48…69%.

Перехват осадков пологом древостоя Rс в теплый период связан с величиной дождя Перехват осадков пологом, % Рисунок 18 – Связь перехвата осадков пологом дубового древостоя (в %) от годовой суммы осадков, мм На рис. 18 представлена зависимость величины перехвата осадков пологом леса от суммы осадков за год.

полностью отнести к склоновому, поскольку продолжительность паводков невелика, и в засушливые периоды все ручьи пересыхают. При различиях в площадях водосборов в раза самого малого и самого большого бассейнов среднегодовая величина стока до рубки для 1-го водосбора составила 795 мм, для 2-го - 708 мм, для 3-го - 745 мм, и для 4-го - мм, или 46…52% от выпавших осадков. Основную часть годового стока составляет сток за холодный сезон, хотя летние паводки проходят интенсивнее, и превышают по объему осенне-зимние. В калибровочный период получены зависимости месячных сумм слоев стока 1-го и 2-го водосборов с контрольными - 4-ым и 3-им:

- для 1-го и 4-го (контрольного) водосборов:

- для 2-го и 3-го (контрольного) водосборов:

Ниже приведены результаты анализа экспериментальных данных по суммарным за месяцы осадкам и стоку за весь период наблюдений (1974-2005 гг.) по водосборам с различными опытными рубками в дубравной зоне – ЛГС «Горский».

Рисунок 19 – Связь сумм стока за месяцы с осадками за теплый и холодный сезоны на водосборе №1 ЛГС «Горский»

Рисунок 20 – Связь сумм стока за месяцы с осадками за холодный и теплый периоды на водосборе №2 с котловинными рубками ЛГС «Горский»

Сток, мм Рисунок 21– Связь сумм стока за месяцы с осадками за холодный и теплый периоды на водосборе №3 (контрольном) ЛГС «Горский»

Рисунок 22– Связь сумм стока за месяцы с осадками за холодный и теплый периоды на водосборе №4 (контрольном) ЛГС «Горский»

- Влияние экспозиции склона на режим влагозапасов в почве.

Влагозапасы в 1-метровом слое почвы на ЛГС “Горский” изучали на северном и южном склонах. По многолетним данным установлено, что между влагозапасами на склонах этих противоположных экспозиций существуют различия, определяемые зависимоWc = 16,4 * Wю0,52, Чем выше влагозапасы, тем менее влияние экспозиции, и при уровне наименьшей влагоемкости различия практически исчезают.

- Водный баланс склонов в дубравах Данные результатов изучения элементов водного баланса на водосборах ЛГС "Горский" по сезонам и за гидрологические годы за весь период наблюдений приведены в табл.19.

Таблица 19 - Водный баланс контрольных (без рубок) водосборов ЛГС “Горский” 1999- 2000- 2001- 2002- 2003- 2004- Рис. 23. Средний водный баланс на контрольных водосборах в дубравах за период наблюдений 1977-2005 гг.

Рис. 24 - Зависимость годовых сумм осадков и стока на контрольном водосборе В зависимости от количества и режима осадков в течение гидрологического года наблюдаются различия в перераспределении расходных элементов баланса. Так, сток на контрольных водосборах изменялся в течение периода наблюдений от 31% до 53% по балансу; транспирация - от 7 до 28%; инфильтрация - от 3 до 26 %. Это значит, что процессы накопления и расходования влаги на облесенных склонах в многолетнем разрезе имеют сложный характер.

Экспедиционные исследования формирования стока в зоне дубрав (бассейны рек Джубги и Псекупса) показали, что условия впитывания здесь как и в зоне буковых лесов, характеризуется чрезвычайной пестротой. На склонах с расстроенными древостоями вторичного происхождения сомкнутостью 0,3…0,4 коэффициенты стока могут достигать очень высоких значений (0,8…0,9) при доле поверхностного стока до 90%.

Изучение склонового стока на водосборах ЛГС "Горский" в формации дуба скального позволяет характеризовать эту зону менее способной регулировать паводки в сравнении с буковой. Так, максимальные за месяцы модули стока изменялись здесь в среднем от 8,1 до 15,3 л/с с га, т.е. их величины в 8…14 раз выше, чем в зоне буковых лесов. Максимальные годовые модули стока также очень высоки - в отдельные годы достигают 49 л/с с га.

Коэффициенты стока за отдельные паводки за холодный период имеют значение 50-93%, а в летние месяцы - уменьшаются до 2…22%. В среднем за 3 года наблюдений коэффициенты паводочного стока за холодный сезон составили 62…72%, а за теплый – 22…29%. Следовательно, их соотношение 2,6:1 (при усредненных величинах ливней:

60 мм - зимой, 50 мм - летом).

Таким образом, следует отметить более слабое водорегулирующее воздействие дубрав по сравнению с буковыми насаждениями, особенно в холодный период. В связи с малым бассейновым регулированием стока (как отмечалось выше, бассейны с площадью водосбора 23 га и 7 га практически не отличаются величиной регулирования) в зоне дубрав очень часто возникают периоды с напряженным водным балансом - с одной стороны, и катастрофическими паводками - с другой.

Нами были обследованы опытные стационарные водосборы, заложенные СевероКавказской ЛОС (бассейн р. Белой) после прекращения функционирования лесогидрологического стационара. Опубликованные материалы по этим водосборам не дают возможности характеризовать по полной программе состояние и изменения водоохранной и водорегулирующей функций пихтовых лесов региона. Однако, учитывая, что подобных стационаров в зоне пихтарников не существует, необходим анализ опубликованных данных с корректировкой на методические особенности выполненных экспериментальных работ.

Исходя из полученных Г.Т. Беленко данных, в условиях зоны пихтарников региона при годовом количестве осадков около 1200 мм половина их приходится на сток, а другая половина - на суммарное испарение и инфильтрацию. Поскольку суммарный сток на водосборе, площадь которого 12,4 га, составляет в среднем за 3 года 630 мм, а на водосборах с площадью 3-4 га - 511…524 мм, можно считать, что малые водосборы с площадью до 4 га не имеют грунтового питания, и весь сток их представляет собой только быстрый склоновый сток, т.е. проходящий в метровом слое почвы. На водосборах 12…15 га грунтовый склон равен в среднем около 110 мм за гидрологический год (15,5% от общего стока), или 9,2% от выпавших осадков.

Таким образом, в зоне пихтарников величина бассейнового регулирования сравнительно невелика - не более 10% в годовом водном балансе.

За холодный период среднее за 3 года количество осадков равно 469…479 мм, из них 194…330 мм уходит на сток, т.е. коэффициенты зимнего стока равны 0,58…0,69.

Осадки теплого сезона составляют 695…720 мм, из них 232…300 мм приходится на сток, и коэффициенты летнего стока почти в 2 раза ниже - 0,32…0,42, Бассейновое регулирование стока практически одинаково в теплое и холодное время года (50…60 мм за сезон).

Следовательно, зона пихтарников характеризуется значительной водообильностью как в зимнее, так и в летнее время. Однако бассейновое регулирование стока сравнительно невелико, что объясняется небольшой водовместимостью почвогрунтов и малой их водопроницаемостью в почвоподстилающие породы.