Распределение и динамика температур воздуха и почв при создании оптимальных лесорастительных условий

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ Федеральное агентство по образованию Тихоокеанский государственный университет Дальневосточный государственный университет О.М. Морина, Б.Е. Ламаш, А.М. Дербенцева

Распределение и динамика температур воздуха и почв при создании оптимальных лесорастительных условий Учебное пособие

Владивосток 2008

2

ВВЕДЕНИЕ Леса являются огромным резервуаром углерода в виде надземной и подземной биомассы растений и их остатков, гумуса и торфов. Поэтому нарушение цельности лесных экосистем может изменить связь между древесными породами на стадии естественного возобновления лесов после вырубок, пожаров, в очагах болезней и вредителей. Нами предпринята попытка найти метод оценки уязвимости наземных экосистем при сопряженном анализе сукцессионных смен биоты и таких абиотических факторов, как температуры воздуха и почвы. К сожалению, эта проблема для условий Дальнего Востока слабо изучена. Отклонения (изменения) величины тепла и влаги от средних статистических, т. е. от максимально устойчивых состояний, оценивается как напряженность или уязвимость природной экосистемы (Экологический энциклопедический словарь, 1999). По определению, приведенному в Третьем оценочном докладе (ТОД) межправительственной группы экспертов по изменению климата МГЭИК в 2001 г. в томе «Последствия, адаптация и уязвимость» (Третье национальное..., 2002), под изменением климата в контексте адаптации понимается любое его изменение с течением времени, которое объясняется естественной изменчивостью или является результатом деятельности человека (Кокорин, 2005). Подобное понимание отличается от определения, данного в 1992 г. Рамочной конвенцией ООН изменения климата (РКИК). В Статье 1 РКИК под изменением климата понимались изменения, прямо или косвенно обусловленные деятельностью человека, вызывающие изменения в составе глобальной атмосферы и накладывающиеся на естественные колебания климата, наблюдаемые на протяжении сопоставимых периодов времени. Принято считать, что ход температуры в почве аналогичен ходу температуры воздуха. Однако, как показывает практика, вектор изменений температуры почвы на разных почвенных горизонтах может как сохранять направление хода температур воздуха, так и изменять его на противоположное. Так, в северных районах Хабаровского края, территория которых намечена к активному освоению, температура воздуха имеет тенденцию к повышению, в то время как температура почвы по среднегодовым и сезонным значениям понижается (Морина, 1991, 2005). К тому же резкость колебания амплитуды температур почвы выше таковой в воздухе. Недоучет амплитуды почвенных температур может негативно сказаться на результатах различных видов природопользования: при лесовосстановлении, планировании и строительстве дорог, нефтепроводов и других линейных сооружений, а также объектов промышленного и сельскохозяйственного назначения. Цель учебного пособия – на примере территорий Хабаровского края и Еврейской автономной области изучить распределение и динамику температур воздуха и почв в связи с лесорастительными условиями. Для этого была проведена большая многолетняя научная работа, в результате которой:

3

- выявлены особенности распределения температуры воздуха и почв в северной фации кедрово-широколиственных лесов на склонах разных экспозиций; - установлены особенности послепожарных трансформаций напочвенного покрова в равнинных ельниках; - изучены межсезонные и межгодовые особенности распределения температуры воздуха и почвы по Хабаровскому краю и Еврейской автономной области и составлены карты участков с разнонаправленным ходом температур.

4

1. ЛИТЕРАТУРНЫЙ ОБЗОР 1.1. Устойчивость лесных экосистем Проблема устойчивости территории в ее современном понимании возникла в середине 60-х годов прошлого столетия. Обращение к ней было вызвано стремлением найти естественноисторические основы расчета предельно допустимых нагрузок на природные комплексы. Всякий ландшафт эволюционирует, неизбежно изменяя себя, и, очевидно, у него должна существовать естественная инерционность (или сопротивляемость) по отношению к внутренним, возмущающим силам. Один и тот же ландшафт может быть устойчив, например, к техногенному загрязнению, но не выдерживает механических нагрузок. При выборе критериев классификации ландшафтов по признакам их устойчивости предпочтителен функциональный подход – надо исходить из характера и степени воздействия антропогенных факторов на механизмы функционирования геосистем, в первую очередь, на обратимость и необратимость вызываемых нарушений. Невозможно найти какой-нибудь единственно универсальный показатель устойчивости ландшафтов. Устойчивость пропорциональна их рангу: фации наименее устойчивы к внешним воздействиям; ландшафты – системы, обладающие более сложными и разветвленными внутрифункциональными связями, более устойчивы (Исаченко, 1997; Мирзеханова, 2000). Под устойчивостью понимается постоянство характеристик системы во времени; способность геосистем поддерживать значения своих параметров, а, следовательно, и свойств, в том числе полезных для человека, не превышающих заданных критических величин (Дьяконов, 1974; Сочава, 1978). Критериями для определения степени устойчивости геосистем к техногенным нагрузкам являются время и скорость их возвращения в состояние близкое к исходному (время релаксации) (Букс, 1977; Арманд, 1983; Дашкевич, 1984; Некрасов и др., 1984; Звонкова, 1987; Дьяконов, Иванов, 1991; Вильчек, 1995). Экономический ущерб от потери устойчивости экосистемой может быть выражен в затратах, необходимых для восстановления ее фитомассы до естественного состояния. Оценивать процессы самозарастания в этот период следует по косвенным признакам прироста фитомассы – высоте, проективному покрытию, видовому составу (Преображенский, 1983; Сташенко, 1983,1987; Голубчиков, Соломатин, 1988; Данева, 1989). К самым изменчивым из всех составляющих теплового баланса в синоптическом масштабе времени относится поток тепла в почву и турбулентный теплообмен. К самым устойчивым – затраты тепла на испарение. Радиационный баланс занимает промежуточное положение (Новороцкий, 1984а, б). Обычно анализ антропогенной трансформации экосистем проводится по трехчленной схеме: воздействие – последствие (реакция экосистемы) –

5

восстановление. Привлечение к анализу понятия устойчивости позволяет значительно детализировать эту модель. В.А. Светлосанов (1990) предлагает использовать следующие определения устойчивости. 1. Экосистема упруго устойчива (собственно устойчива), если вызываемые действием возмущающего фактора изменения параметров структуры и функционирования не превышают нормы их естественных флуктуаций. В этом случае устойчивость обусловлена буферными, компенсаторными и иными свойствами самой системы. Косвенной мерой буферных свойств являются, как правило, величины запасов фитомассы, мертвого органического вещества, годичной продукции экосистемы и т. д. 2. Экосистема пластично устойчива, если вызываемые возмущающим воздействием изменения больше нормы естественных флуктуаций, но после прекращения воздействия наблюдается самопроизвольное восстановление исходного состояния, т. е. если возмущающее воздействие инициирует процессы, уводящие систему от исходного состояния, препятствуя демутационной сукцессии, экосистема может считаться пластично неустойчивой. В качестве меры устойчивости при этом можно использовать величину, обратную времени демутации, т. е. времени возвращения экосистемы в исходное состояние. Сохранение устойчивости геосистем региональной размерности – это, прежде всего, поддержание устойчивости спектра широтной и высотной зональности, сложившегося ландшафтного разнообразия. Сейчас уже многие участки хозяйственного освоения на Севере оконтурены вторичными антропогенными гольцами, тундрами, болотами, холодными полупустынями. Одним из последствий этого является опустынивание – деструктивный процесс разрушения ландшафтов, ведущий, в конечном итоге, к образованию безжизненных пустошей и антропогенных бедлендов. В пределах таежной зоны ему сопутствует и предшествует «отундривание» территорий. Такое «осеверение» северной природы вызвано тем обстоятельством, что современная природная зональность Субарктики сформировалась, в основном, в период голоценового климатического оптимума и во многом продолжает существовать за счет саморазвития. Помимо того, тайга и лесотундра почти повсеместно теснятся болотами, развитее которых особенно активизировалось в Западной Сибири в последние эпохи голоцена (Свирежев, 1987; Шкопек, Орцт, 1989). В Нижнем Приамурье наиболее устойчивы – луговые, переходные к болотам, лесные экосистемы. Значительная часть природных комплексов в регионе находится в экстремальных условиях на пределе своей устойчивости, и буферные пояса могут защитить систему (Устойчивость..., 1983). Таким образом, главный ресурс территории в современных экономических условиях – это сама системная организация естественных режимов и взаимосвязей в экосистемах. Одна из важных задач – выяснение температурных запасов на склонах разных экспозиций, особенно на элементарных водосборах, наиболее распространенных формах рельефа на юге Дальнего Востока.

6

Экспозиция и крутизна склона как первичный фактор и формирующийся растительный покров, как вторичный играют решающую роль в формировании теплового режима в горных и прилегающих к ним межгорных территориях. Поступление солнечной радиации на склоны разной ориентации и крутизны зависит от широты местности, времени года и суток. Так, приход прямой и суммарной солнечной радиации на европейской территории несколько меньше, чем на азиатской, особенно в летнее время (Geffrey et al, 1963; Гущина,1965; Выгодская, 1981; Gavin et al.,2003). Влияние экспозиции усиливается в северных широтах при уменьшении склонения солнца. В сравнении с приходом тепла на горизонтальную поверхность выявлены следующие закономерности: приход тепла на северных склонах уменьшается с возрастанием крутизны и всегда бывает меньше, чем на горизонтальную поверхность; на южных склонах крутизной до 30 градусов поступление тепла выше, чем на горизонтальную поверхность, а затем, с ростом крутизны, приход тепла уменьшается и оказывается меньшим, чем на горизонтальную поверхность (Чижевская, 1960; Голубова, 1962, 1967; Димо, 1973; Березникова, Крамар, 1973). Растительный покров оказывает более мощное воздействие на поток радиации, поступающей к поверхности склона под полог, чем облачность или сам рельеф. Так, относительное ослабление радиации пологом сомкнутых древостоев на порядок превышает наиболее интенсивное ослабление, характерное для плотного слоя облачности нижнего яруса и снижения прихода радиации, наблюдаемое на открытых, северных, крутых склонах. На северные склоны, независимо от состава древостоя, летом под полог поступает радиации больше, чем зимой. Соответственно, на южные склоны зимой поступает больше радиации, чем на северные. Поступление тепла на разноориентированные склоны при одном видовом составе более чем в 2-4 раза превышает по абсолютной величине межширотные градиенты открытых местообитаний равнинных территорий (Выгодская, 1981). Рядом исследователей Дальнего Востока (Кудрявцева, 1978; Дорошенко, 1979, 1980; Голубчиков, 1980) отмечается, что среднемесячная температура воздуха и почвы на облесенных склонах южных экспозиций осенью и зимой выше, а летом ниже, что в целом совпадает с результатами, полученными на нашем стационаре. При этом вогнутые формы рельефа увеличивают, а выпуклые уменьшают амплитуду колебаний температуры воздуха. Для европейской, более равнинной территории, характерна повышенная теплообеспеченность южных склонов над северными (Чижевская, 1960; Воронина, 1973). Таким образом, совокупное воздействие рельефа и растительного покрова способствует формированию в течение теплого периода пространственных различий в приходе радиации под полог древостоя. Выявление различий в теплообеспеченности склонов разной экспозиции является одной из приоритетных задач в современных условиях.

7

1.2. Динамика климата Существует множество гипотез о причинах глобального изменения климата и ландшафтов. Изучение этих колебаний связано с увеличением экономической ценности климатологической информации (Сачок, 1985, Берри, 1991). К астрономическим гипотезам относятся: • Изменение эксцентриситета Земли (Миланкович, 1939; Олдак,1983; Коваленко и др., 1991); • Изменение величины перигелия земной орбиты; при этом сезонные контрасты, отмечаемые в одном полушарии, сглаживаются в другом; • Изменение наклона оси Земли. На современном этапе орбита планеты все более приобретает форму окружности, при этом уменьшается разница между максимумом и минимумом инсоляции, что обусловливает в северном полушарии низкие летние температуры при соответственно холодных зимах в южном полушарии. • По второму закону Кеплера, Земля движется по орбите в перигелии быстрее, чем в афелии. Это приводит к сокращению длительности зимы в северном полушарии, лета – в южном (Гриббин, 1980; Гриббин Дж., Лэм Г.Г., 1980; Шнитников, 1985; Шугрин, 1986; Клименко, 1989; Какунов, 1989; Коваленко и др, 1991; Сверлова, 2002, 2004). Земные причины обусловливают неустойчивость атмосферы, которая является сложной автоколебательной системой. Энергия для зональной циркуляции черпается из энергии, запасаемой в контрастах температур экватор - полюс и океан - материк. Наиболее характерными периодами для последнего тысячелетия являются следующие климатические условия: сравнительно теплый период, примерно, VIII-XIV веков, получивший название малого климатического оптимума; похолодание между ХVI и ХIХ веками – малый ледниковый период; потепление, начавшееся во второй половине ХIХ века. Современный климат - под ним подразумевается климат после потепления в 1950-е годы, когда температура достигла максимума. Затем началось похолодание (Исследования…, 1978), сменившееся значительно большим похолоданием, достигшем максимума в 60-х годах. Вслед за этим было зарегистрировано повышение температуры, т. е. потепление в ХХ столетии было сконцентрировано в течение двух периодов 1920-40 гг. и после 1975 года. С 1940-го до начала 70-х годов в северном полушарии имело место похолодание, хотя именно в эти годы происходило интенсивное развитие промышленности, за исключением военных лет, когда произошло значительное задымление атмосферы (Grove, 1987; Борисенков, 1982; Христофорова, 2005). 1.2.1. Прогноз на потепление К настоящему времени у исследователей динамики климата и ландшафтов разработано три возможных варианта климатических изменений: потепление, похолодание и стабильное развитие процессов. Наибольшее количество научных публикаций посвящено рассмотрению возможных сценариев потепления климата, которое связывается как с природной цикличностью, так и

8

с антропогенными факторами: увеличением количества СО2 в атмосфере и возрастанием массы малых газовых примесей (Будыко, 1985). Рост средней температуры связывают с двумя главными антропогенными факторами: увеличение количества СО2 в атмосфере и возрастанием массы малых газовых примесей. Считается, что человечество нанесло химический удар по атмосфере, и природа не может к нему немедленно приспособиться. По выводам ряда авторов (Герасимов, 1985; Arctic, 1986; Будыко и др., 1978, 1984; 1986; 1989; Мещерская, Белянкина, 1989; Flavin, 1990; Vinnikov et al, 1990; Израельи др., 2001) в течение 1881-1988 годов отмечалось глобальное потепление на планете, средний тренд которого составил 0,50 С/100 лет. Годовые осадки над сушей в этот же период увеличились на 6 %. Наблюдаемые флуктуации осадков совпадают по знаку с результатами моделирования ситуации с удвоением концентрации СО2. По сравнению с климатом современной эпохи, температура воздуха при потеплениях повышается: в высоких широтах больше, чем в низких, а зимой значительно больше, чем летом (Будыко, 1985; Величко, 1985, 1991, 1995; Величко, Ясаманов, 1986; Величко, Климанов, 1990; Wheeler, 1990; Розанов, Самойлова, 1991, Wang et al., 2003). Большинство исследователей сходятся в том, что в долгосрочной перспективе прогнозируемые изменения температуры могут привести к смещению к северу границ климатических зон. Даже сравнительно незначительные колебания температуры в текущем столетии уже вызвали изменения границ распространения отдельных биологических видов. Но в целом, эти изменения происходят медленно. Для древесных видов средняя скорость смещения ареала составляет несколько десятков километров в столетие. Таким образом, сдвиг растительных зон, скорее всего, будет отставать от климатических изменений (Третье национальное…, 2002; Кураев, 2006). Ожидаемое глобальное потепление климата вызовет существенные изменения в повышении температуры почвы, и, соответственно, в лесах планеты. В наибольшей степени сократятся бореальные и субтропические леса. Процесс будет сопровождаться расширением зоны тропических лесов, а также саванн и пустынь (Добровольский, Клиге, 1985; Dixon, 1990; Duinker, 1990; Gates, 1990; Добровольский и др., 2003). При этом деревья северных склонов реагируют на потепление сильнее, чем деревья на южных склонах (Oberhuber, Kofler, 2003). По мнению В. И. Данилова-Данильяна (2003), прежде всего надо говорить не о потеплении, а о глобальных климатических изменениях. Потепление – лишь один из аспектов этих изменений. В качестве их причины почти всегда называют только усиление парникового эффекта вследствие роста содержания парниковых газов в атмосфере. Но система живых организмов (биота) успешно справляется с задачей регулирования концентрации парниковых газов. При увеличении концентрации СО2 активизируется газовый обмен у растений: они больше поглощают СО2, больше выделяют кислорода и этим способствуют возвращению концентрации СО2 к равновесному значению. Наоборот, при

9

понижении концентрации этого газа он с меньшей интенсивностью усваивается растениями, что обусловливает повышение его концентрации (типичная иллюстрация к действию принципа Ле Шаталье или механизма гомеостаза). Иными словами, биота поддерживает концентрацию парниковых газов на определенном уровне, обеспечивая оптимальный для неё климат на Земле. Это относится к газам естественного происхождения и не относится к хлорфтороуглеродам, которые были открыты и стали производиться в середине ХХ века, в природе не встречались, и биота пока не умеет с ними справляться (Горшков и др.,1989). По мнению ряда ученых, мы находимся в движении от одного ледникового периода к другому, но скорость изменений очень мала - порядка 0,020С за столетие. Все это совершенно не противоречит концепции антропогенного изменения климата. Просто это явления разных временных масштабов (Кокорин и др., 2004; Кокорин, 2005; Кураев, 2006). 1.2.2. Прогноз на похолодание климата При разработке сценариев на ХХI век следует учитывать не только вероятность глобального потепления климата и его влияния на природную обстановку, но и глобальные похолодания, которые приводили к гигантским преобразованиям ландшафтов. В связи с этим большое значение имеет воссоздание природной обстановки наиболее близкой нам ледниковой эпохи. В.Г. Горшков (1990) предложил и обосновал фундаментальную концепцию биотической регуляции окружающей среды и продемонстрировал неадекватность «парниковой гипотезы» глобального потепления. Им было обращено внимание на необходимость изучения процессов в климатической системе «атмосфера – гидросфера – литосфера – криосфера – биосфера» с учетом всей их сложности, интерактивности и нелинейности. Самые важные обстоятельства, отражающие существующие заблуждения, состоят в следующем: 1. Данные наблюдений, пока еще неадекватные с точки зрения их полноты и надежности, не содержат отчетливого подтверждения существующего, антропогенно обусловленного, глобального потепления (включая наземную и космическую службы наблюдений). 2. Если усиление парникового эффекта атмосферы, обусловленное предполагаемым удвоением концентрации СО2 в атмосфере, составляет около 4 Вт/м2, то неопределенности, связанные с учетом климатообразующей роли атмосферного аэрозоля и облаков, при численном моделировании климата, достигают десятков и даже сотен Вт/м2. 3. Осуществление рекомендаций, опирающихся на эти результаты, могут иметь далеко идущие негативные социально-экономические последствия (Волкова, Михайлова, 2001; Кондратьев, 1987а, б, 1990, 2003; Замолодчиков, 2005). При усилении вулканизма наряду с повышением температуры из-за роста концентрации СО2 в атмосфере, существует также тенденция к понижению температуры в результате увеличения массы стратосферного аэрозоля

10

(Локшина, 1985). При извержении выбрасываются огромные объемы аэрозолей, которые разносятся тропосферными и стратосферными ветрами и поглощают часть солнечной радиации. Так, извержение вулкана Тамбора в Индонезии в 1815 г. снизило среднюю глобальную температуру. В последующий год и в Европе, и в Северной Америке лета «не было», но за несколько лет температурный режим восстановился до нормы. Таким образом, вулканы могут играть главную роль в похолодании климата в масштабе нескольких лет (Кокорин, 2005). В.В. Крючков (1987) высказывает мнение, что существует планетарный феномен – образование полосы относительного безлесья в северном полушарии, которая составляет, примерно, 1 млн кв. км (Российский Север – 450, север скандинавских стран – 10-12, южная Гренландия – 2-3, Аляска – 50, север Канады – 300-500 тыс. кв. км). По данным В.Г. Чигира (1978), в 70-80-годах прошлого столетия биоклиматическая обстановка была такова, что тундра наступала на тайгу, и криолитозона расширялась. А.П. Тыртиковым (1966) было установлено, что в последние 3-5 тысяч лет в высоких и умеренных широтах идет направленное похолодание, прерываемое на отдельных отрезках этого времени постепенно затухающими потеплениями. Вырубка лесов, лесные пожары на северном пределе таежной зоны приводят к замене лесных экосистем тундровыми. Современное положение ландшафтной оболочки отвечает второй половине голоценового межледниковья. Оно началось около 10 тыс. лет назад, а оптимум его имел место около 5 тыс. лет назад. По палеонтологическим данным, а также по данным колонок ледниковых кернов, предоптимальный подъем характеризуется быстрым подъемом температуры, а постоптимальный период более растянут, происходит медленное, с колебаниями и понижением температуры (Гарагуля, 1985; Турманина, 1985; Хотинский и др,, 1985; 1991). Это означает, что, так или иначе, по крайней мере, через два тысячелетия, человечество окажется в условиях ледниковой эпохи. Можно считать, что затронутые аспекты касаются перспектив слишком отдаленного будущего. Это справедливо лишь отчасти, поскольку естественный тренд в сторону похолодания реализуется уже сейчас. Малый ледниковый период ХIV-ХVIII веков, т. е. охвативший не менее четырех столетий, лишь одна из ярко выраженных волн похолоданий. Не исключены естественные фазы похолоданий в наступающем и последующем столетиях. Поиски закономерностей возникновения таких малых похолоданий – одна из важных задач (Величко, 1995). 1.2.3. Интранзитивность Изменения климата не были одинаковыми во всех районах земного шара для данного периода, они носили дифференцированный характер. В большинстве природных зон отмечаются районы как с потеплением, так и с похолоданием. Существуют обширные районы, в которых, при глобальном потеплении полушария, наблюдается понижение температуры воздуха или же

11

заметных изменений средней годовой приземной температуры не происходит (Флон, 1977; Шунтов, 1998а, б). Во вторых, было установлено, что при потеплении Северного полушария среднее зональное атмосферное давление падает практически на всех широтах; области субтропического максимума и минимумы давления умеренных широт смещаются к северу, уменьшаются средние меридиональные градиенты атмосферного давления, вследствие чего ослабляется зональный перенос (Варущенко, 1986; Fry, 1989; Folland C. K., Karl T. R., 2001; МГЭИК, 2003). Такая ситуация имеет место и сейчас. Как среднегодовая температура скрывает особенности распределения ее по сезонам года, так и планетарная тенденция колебаний температуры маскирует их большое разнообразие в разных частях земного шара. Поэтому представление о потеплении или похолодании климата вовсе не означает повсеместного повышения или понижения температуры, а характеризует усредненную картину (Дроздов, Полозова, 1973; Ловелиус, 1973; Аракава, 1975; Рубинштейн, Полозова, 1966; Лоренц,1977; Рубинштейн, 1977; Дроздов, 1980; Борисенков, Пасецкий, 1988; Ляхов, 1984; Денисенко и др., 1988; Климанов, 1989, 1990; Кафанов, 2001). Закон Дове гласит: 1.Отклонение температуры от средней многолетней, отмеченное в какомлибо году в данном пункте, распространяется обычно на более или менее обширную территорию. 2. Значительные отклонения от средних в одном районе компенсируются отклонениями противоположного знака в другом районе (Афанасьев, 1967; Рубинштейн, 1977). Установлено, что каждая 10-градусная широта, в северном полушарии от 80 до 40 с. ш. делится на две части, ход температуры в одной из которых в основном противоположен ходу ее в другой. В зоне 70-60 с. ш. в январе от Торсхвана до Салехарда наблюдается синхронность в ходе температур воздуха, а на Чукотке, Аляске и Гренландии – почти зеркальный ход (Рубинштейн, Полозова, 1966). Интранзитивность температуры воздуха отмечается многими исследователями. Так, на Южном Урале (европейская части России) в ХХ столетии доминировала длительная тенденция к потеплению в период января июля, с августа по декабрь, наоборот, температура понижалась, особенно в ноябре (Андреева, Коротина, 2003). Вместе с тем, зафиксированы интенсивные очаги похолодания в осенние, зимние и весенние месяцы в горных районах Скандинавии, Балкан, Кавказа и Малой Азии (Переведенцев и др.,2003). В северо-западных и центральных районах Ирана и Пакистана происходит потепление и уменьшение годовых осадков. Тренд похолодания был обнаружен в северо-восточной и южной частях Ирана (Katz, Brown, 1992; Salinger, Griffits, 2001; Alijani, 2002; Икбал, Кумар, 2003). В Китае, на основе данных наблюдений, примерно 700 станций и данных спутниковой информации за последние 50 лет обнаружены сезонные и региональные различия роста температур. В последнее десятилетие для Китая характерна длительная засуха в северных провинциях и частые, сильные,

12

продолжительные дожди в бассейне Янцзы и Южном Китае (тип распределения осадков, называемый «северная засуха и южное наводнение») (Динг, Сан, 2003). В настоящее время главным естественным регулятором процесса антропогенного изменения климата является Мировой океан. Поглощение углекислого газа океаном – очень сложный процесс. СО2 не только растворяется в воде, но и переходит в ионные формы НСО3 и СО3, баланс между которыми зависит от температуры, кислотности вод и других факторов. Все это непосредственно связано с жизнью морской биоты. Но пока невозможно сказать, как поведет себя океан, если концентрация СО2 в атмосфере станет еще больше. Будет ли он тоже поглощать больше или, наоборот, меньше, что более опасно (Асток, Таранд, 1980; Александров и др., 1988; Метревели, 1990). Антропогенный фактор лишь один из нескольких элементов, определяющих глобальные и региональные изменения климата. В годы медленного суточного вращения Земли ослаблены пассаты и усилен западный перенос воздушных масс умеренных широт. Этот режим преобладал в ХХ веке, ослабление пассатов привело к росту температуры воды в тропической зоне всех океанов на 0,3-0,50 С. В умеренной зоне температура воды понизилась и возросла повторяемость схем «холодные океаны – теплые континенты». (Кондратович, 2003). Для всех сезонов в период 1879-1976 годов в Центральной и Восточной частях Атлантического океана имело место похолодание, тогда как над основной его территорией – потепление (Груза и др., 1977, 1989). Значительный вклад в изменение гидрохимических характеристик океанов вносят впадающие в них реки (Анисимов, Белолуцкая, 2001; 2003; Лобанов, 2003). Согласно О. А. Анисимову и др. (1999, 2003), за последние 30 лет сток крупных рек России, впадающих в Арктический бассейн, возрос в среднем на 10 %, в то время как сток крупных северных рек Американского континента Маккензи и Юкона, практически не изменился. Причину установить трудно, поскольку увеличение количества осадков в этот период было незначительным и примерно одинаковым на севере Евразии и Америки. Возможно, из-за изменения глубины протаивания многолетнемерзлых пород в Сибири рост температур воздуха сопровождался увеличением внутрипочвенного стока. А на северо-востоке Америки в бассейнах Маккензи и Юкона наблюдалось похолодание. Дополнительный приток пресной воды способствовал увеличению солености поверхностных вод и усилению формирования льда в морях Арктического бассейна, что привело к уменьшению эффекта, связанного с повышением температуры воздуха. Таким образом, изменение климата может оказать серьезное влияние на сложные многоуровенные экосистемы, такие как лесные, компоненты которых обладают разной скоростью ответной реакции на изменения, что может привести к нарушению их функционирования и, соответственно, увеличению неустойчивости. Леса являются огромным резервуаром углерода. Поэтому нарушение устойчивости лесных экосистем нашей страны в связи с изменениями климата может привести к необратимым изменениям в

13

глобальном цикле основных биогенных веществ, что, в свою очередь, нарушит функционирование биосферы в целом. Ожидаемые климатические изменения могут нарушить установившийся ход взаимоотношений между древесными породами на стадии возобновления лесов после вырубок, пожаров, в очагах болезней и вредителей. Не исключена смена хвойных пород лиственными, так как последние в меньшей степени зависят от изменения климата. 1.2.4. Почвенный климат Осознание глобальной климатообразующей роли почвенного покрова пришло сравнительно недавно, когда выяснилось, что в метровом слое педосферы содержится втрое больше углерода, чем во всей атмосфере. При дыхании почвы количество выделяемого СО2 более чем на порядок превосходит его величину при сжигании топлива. Вместе с тем, изучению почвенных температурных условий уделяется гораздо меньше внимания, чем температуре воздуха (Allen, 1935). Вопрос о почвенном климате впервые был поставлен в России П.А. Костычевым. Термин «почвенный климат» введен в 30-х годах С.С. Неструевым, С.П. Кравковым, М.М. Филатовым (Головин, 1962). Первые исследования почвенной климатологии связаны с именами Александра Гумбольдта и Л.Ф. Буха, изучавшими связь климата, растительности и почв. Большая заслуга в развитии почвенной климатологии для жизни организмов принадлежит А.А. Каминскому (Ярилов, 1937). Многие считают, что температура почвы в глубине повторяет ход температуры воздуха, не придавая значения тому, что почва представляет собой слоистую систему. В слоях и на границах почвенных горизонтов в течение года непрерывно происходит перемещение тепла и влаги, и ее можно рассматривать как многослойную систему, если изучать по стандартным глубинам, на которых проводятся климатические измерения. В почвенной климатологии принято считать, что температура почвы на глубине 20 см является средним показателем теплового состояния корнеобитаемого слоя. Среднегодовая температура почвы всегда выше температуры воздуха. Эта разница увеличивается к северу от 2 до 7 градусов (Димо, 1967; Еловская, 1969; Зархина, 1977; Зархина и др., 1989а, б, в, 1991; Жильцов, Таранков, 1979). Попытки вычислить температуру почвы по температуре воздуха проводятся давно. Разработан ряд формул для определения температуры почвы. Ранними работами исследования температуры почвы не учитывали многие факторы, в т. ч. температуру поверхности почвы. Имеются модели вычисления температуры почвы для двух слоев: (воздух и почва), и трех слоев: воздух, снег, почва. Большинство моделей, дающих сравнительно точные данные, охватывают верхний 5-10 сантиметровый слой (Чирков,1956; Докучаев, 1959; Bazu, 1968; Клепец, Сляднев, 1973; Чирков, Кононова, 1985; Белолуцкая, 2004). Явление интразитивности также отмечается и в почвенном климате. Анализ связи среднегодовой температуры почвогрунтов на глубине 1,6 м с сумами отрицательных температур воздуха и высотой снежного покрова на основании данных 40 метеостанций Якутии показал дифференцированное

14

распределение этих показателей по территории. В северных равнинных районах температура воздуха характеризуются отрицательным трендом с небольшим изменением в сторону потепления с 80-х годов прошлого столетия. В таежной зоне и межгорных депрессиях отмечается положительная динамика, связанная с ослаблением воздействия Азиатского антициклона. В горах изменение температуры почвы зависит от температуроформирующих факторов: в холодных ландшафтах она понижается, в теплых - повышается (Васильев, 1999). Кроме того, значительную роль в распределении почвенного тепла играет характер лесной подстилки. Так, несмотря на рост температуры воздуха, в северных районах за 30 лет почти на 20С, глубина протаивания на многих участках уменьшилась (Nelson, 2003). Одно из наиболее убедительных объяснений этого феномена связано с растительностью, которая может как усилить, так и смягчить прямое влияние потепления на сезонно-талый слой, а в некоторых случаях даже изменить вектор этих изменений (Walker, 1998). Лесная подстилка и моховой покров играют существенную терморегулирующую роль. Нарушение или удаление подстилки под пологом древостоя вызывает изменения температурного режима почв, сопоставимые с изменениями, происходящими в результате сплошной рубки древостоев. Так, по данным А. И. Бузыкина (1983), удаление подстилки и мохового покрова под пологом древостоя сосняка зеленомошного на длительно-сезонномерзлых почвах Приангарья повышает среднесуточную температуру корнеобитаемой толщи почв за вегетационный период на разной глубине на 4,0 - 7,7 0С по сравнению с контролем, в условиях вырубки повышение температуры составляет 6,0 - 9,2 0С. Из этих данных следует, что влияние древесного полога на температурный режим почв по величине уступает влиянию подстилки и мохового покрова. Локальное удаление подстилки и мохового покрова площадками размером в 9 м3 увеличило продолжительность прогрева почвы выше 100 С до глубины 25 см до 56 дней по сравнению с 16 днями в условиях контроля. В синузиях под слоем мощной подстилки и хорошо развитого мохового покрова поверхность минеральной части почвы в течение двух летних сезонов не прогревалась выше 8 – 10 0С. Определение температуры почвы под подстилкой и моховым покровом различной мощности выявило четкую закономерность ухудшения температурного режима почвы по мере увеличения мощности подстилки и мохового покрова. При этом наибольшие различия в температуре почвы на разной глубине наблюдаются в основном в теплое время года. По мере снижения среднесуточных температур воздуха в конце вегетационного периода сглаживаются температурные различия в почве на разной глубине под подстилкой и моховым покровом разной мощности. Температура корнеобитаемых горизонтов почвы в разные сроки вегетационного периода корреляционно тесно связана с толщиной подстилки и мощностью мохового покрова. Коэффициент корреляции и корреляционные отношения равны 0,85±0,05 ÷ 0,97±0,01 (Бузыкин, 1983; Ильина, 2002). При проведении экспериментов в Хабаровском крае была установлена следующая зависимость

15

между мощностью торфяного слоя и температурными условиями почвы. Так, при снятии части торфяного горизонта 18-25 см (с сохранением снежного покрова) глубина промерзания увеличилась на 30-50 %, а при удалении торфяного горизонта в 50 см и очистке от снега - на 100 % в первый год, а во второй год – на глубину до 3 м с последующим образование перелетка. В других случаях приводит к полному оттаиванию многолетнемерзлых толщ (Вечерский, 1973). Сходные результаты были получены расчетными методами М. А. Белолуцкой (2004). Так, увеличение толщины органического слоя, обладающего низкой теплопроводностью в теплый период года с 10 до 20 см, согласно проведенному расчету, может снизить среднегодовую температуру многолетнемерзых пород на 0,5 - 1,0 0С. Это приведет к уменьшению глубины сезонного протаивания в среднем по криолитозоне на 25 см или примерно на 30 %, что может снизить эффект потепления температуры воздуха. При уменьшении толщины органического слоя с 10 до 5 см, расчетная глубина сезонного протаивания возрастает в среднем по всей криолитозоне на 15 %. Если мохово-лишайниковый слой полностью будет замещен сосудистыми растениями, расчетная глубина протаивания возрастет в среднем на 27 %. Большое внимание проблеме классификации лесных подстилок Дальнего Востока уделял А.П. Сапожников (Сапожников, 1977; Сапожников, Киселева, 1977; Сапожников, Сибгатуллина, 1979). Проблема имеет три взаимосвязанных аспекта: базовый, региональный и прикладной. Региональные классификации имеют и самостоятельное значение, поскольку лишь они дают непосредственный выход на прикладные группировки подстилок, почв и лесных земель и позволяют определить роль подстилок при выполнении конкретных лесоводственных, экологических и хозяйственных мероприятий. Поэтому построение региональных классификаций преследует обычно две цели – теоретическую и практическую. Основная задача – выявление специфики лесных подстилок, т.е. тех особенностей, которые в конкретных условиях могут влиять как на диагностику лесных биоценозов, так и на использование лесных земель. Применительно к муссонным и мерзлотно-муссонным условиям Дальнего Востока установлены следующие региональные черты лесных подстилок: - по мере продвижения с юга на север и при переходе от автоморфного к гидроморфному увлажнению встречаются почти все виды подстилок – средне и грубогумусная, оторфованная, торфянистая, сухоторфянистая и торфяная; - все подстилки, за редким исключением, хорошо дифференцированы на подгоризонты; - существенную роль в формировании подстилок, особенно в горных хвойных лесах, играют пожары. Углистые прослойки в ряде случаев образуют в подстилке устойчивый подгоризонт, являющийся зоной разделения подстилочного субстрата на две генетически и морфологически равнозначные части. Дальнейшие исследования показали, что с пожарами могут быть связаны оторфованность подстилок, образование дернового горизонта.

16

В целом по региону можно отметить, что ельникам чаще присущи грубогумусно-оторфованные подстилки, лиственничникам – оторфованные (обычно влажные) и торфянистые, кедровникам – грубо- и среднегумусные (Сапожников, 1983). При этом, при разработке диагностики почв и биогеоценозов по характеру лесных подстилок учет аккумулируемой энергии дает лучшие результаты, чем учет массы подстилок (Сапожников и др.,1979). Исследованиями А. Ф. Костенковой (1983) установлено, что в дальневосточных муссонных лесах создаются благоприятные условия для разложения органических остатков: отношение подстилки к опаду в них не превышает 2 (для неблагоприятных условий – 10- 20). Подстилка дубняков и хвойно-широколиственных лесов Дальнего Востока достигает наибольшей величины (17 – 22 т/га) в апреле, когда они образованы почти незатронутыми деструкцией осенним, зимним и весенним опадом. Наименьшую массу (6 т/га) они имеют в июне. В засушливые годы подстилка увеличивается в 2 раза, несмотря на меньшее поступление опада, за счет перестройки биохимического состояния растений и замедления минерализации. Подстилки широколиственных и хвойно-широколиственных лесов сильно разложены: масса, потерявшая клеточное строение, составляет свыше 50 %. Фракционный состав близок, если они формируются при сходных гидротермических условиях. Значительнее отличаются друг от друга фракции одной подстилки, чем одна и та же фракция подстилок разных типов леса. В наиболее северных кедрово-широколиственных лесах горизонт Ао становится «грубее»: фракция трухи не превышает 40 %. Чаще составляет 15- 20 %, ветви – 30 – 45 % от веса подстилки. Наиболее интенсивное разложение идет в месяцы с максимально благоприятными условиями (июль – август): убыль в весе за этот период составляет до 45 % от исходной массы. При неравномерном характере выпадения осадков, в периоды иссушения разложение замедляется, особенно в подстилках сухих типов леса. Например, в периодически сухих дубняках вес подстилки уменьшился в сентябре, октябре лишь на 7 %, в то время как в чернопихтарниках свежем и влажном на 15 – 22 %. Зимняя убыль в весе зависит от толщины снежного покрова, что в свою очередь влияет на численность микрофлоры и фауны горизонта Ао. В сухих дубняках с маломощным снежным покровом она составляет 1 %, в чернопихтарнике влажном с глубоким снежным покровом – 6 %. Далее деструкция подстилок чернопихтарников замедляется, в то время как дубняков ускоряется: с мая по октябрь первого года разложилось до 67 % органических остатков чернопихтарников, второго года – до 27 %, у дубняков же 29 и 36 % соответственно. Это связано с тем, что во второй год разрушается в основном клетчатка, а целлюлозоразлагающая способность подстилок дубняков выше, чем чернопихтарников. В целом же биогенность подстилок чернопихтарников выше, чем дубняков. В европейской части получены сходные результаты. В смешанном лесу наиболее интенсивно разлагаются травы и листья кустарников, которые исчезают полностью из подстилки до наступления следующего массового

17

опада. Из древесных быстрее разлагаются (95 %) листья липы, клена, тогда как листья дуба очень медленно (30-35 %). Оставшаяся часть прошлогоднего опада, покрываясь свежеопавшими листьями, под которыми создается благоприятный микроклимат для более интенсивного разложения, завершают разложение в последующие 3 -4 месяца. Листья дуба в следующий сезон разлагаются еще на 60 % от первоначальной массы опада (Ефимов, 1973; Лазу, 1983; Нешатаев, Терешенкова, 1983). При благоприятных климатических условиях больших запасов лесной подстилки не создается. К осени следующего года она почти полностью минерализуется. Медленнее всего этот процесс происходит в чистых дубовых насаждениях из-за содержания в листьях таннидов. Коэффициент разложения здесь 0,49, в то время как в дубово-ясеневом насаждении с примесью липы – 0,68, граба - 0,63. Для улучшения условий малого биологического круговорота необходимо учитывать породный состава естественного возобновления (Наконечный, Головащенко, 1983; Постолаке, Подгорняк, 1983). По данным С. П. Кузьменко (1989), спорово-пыльцевой анализ позволил в голоцене для Нижнего Приамурья четко установить 2 похолодания и 3 потепления. В периоды похолодания отлагались торфа с относительно высокой степенью разложения из-за увеличения сухости климата во время похолодания. Общепризнано, что торф образуется в восстановительной обстановке. Современные и позднечетвертичные торфяники развиваются на месте бывших стариц. Торф на суходолах маломощен и практического значения не имеет. Скорость накопления торфа в Среднем Приамурье примерно одинакова, так как встречается он примерно в одних и тех же климатических зонах. Торфяники стали расти примерно около 10 000 лет назад. Один метр торфа нарастает 3,7 тысяч лет (Кузьменко, 1989). Материалы, приводимые в литературе, показывают, что понятие «болото» и «заболачивание» истолковывается разными группами исследователейболотоведов по-разному. Официально принято следующее определение понятия «болото»: это тип земной поверхности, постоянно или длительное время обильно увлажненный, покрытый специфической растительностью и характеризующийся соответственным почвообразовательным процессом (Караваева, 1982). Следует отметить, что в отечественном почвоведении понятие «болотная почва» исходит из более узкого понимания болота, чем в приведенном выше официально принятом определении. Для болотных почв обязательным признаком является наличие с поверхности горизонта аккумуляции полуразложившегося или неразложившегося органического вещества той или иной мощности Понятие «заболачивание» широко используется в болотоведении и в почвоведении. В понимании болотоведов – это наступание болотного массива на окружающие его минеральные почвогрунты. В почвоведении термин «заболачивание» не имеет строгого смысла. Часто заболачиванием называют любое увлажнение почв, в частности и такое, которое не может, даже при

18

прогрессирующем нарастании, привести к смене существующей почвы болотной (Караваева, 1982). Заболачивание лесов – одно из характерных природных проявлений Байкальской Сибири. Ботанический состав торфяных залежей свидетельствует об особенно широком проявлении здесь этого процесса в начале торфонакопления. В настоящее время на отдельных площадях также наблюдается интенсивное заболачивание лесных суходолов, как под влиянием хозяйственной деятельности человека, так и естественным путем. На первых стадиях заболачивания лесных ценозов наблюдается заболоченная дернина (торфянистая подстилка) мощностью 30 - 40 см. Растительность этих участков представлена разреженными древесными насаждениями с подлеском из ив и вейниково-осоковым покровом. Лес захламлен, наблюдается фаутность и суховершинность. На следующей стадии фиксируется много сухостоя и захламленность заболоченных участков валежником. В почвах выделяется торфянистая дернина, залегающая на древесно-травяных видах торфа (Ляхова, 1983). Вследствие низкой теплопроводности мохово-торфянистой подстилки и большой влажности верхних почвенных слоев прогревание почвы идет медленно. Коэффициент тепло - и температуропроводности для мерзлого мохово-торфяного покрова в 2 - 6 раз больше, чем для талого. Отсюда следует, что торфяно-моховой покров препятствует летнему нагреванию подстилающих грунтов значительно сильнее, чем их зимнему охлаждению. Дополнительное охлаждение этих грунтов в летний период связано также с тем, что торфяной покров, всегда насыщенный влагой, тратит громадное количество поступающего тепла на испарение (Балобаев и др., 1979; Пьявченко, 1983; Морина, 1983, 1990, 2004; Морина и др., 1990; Коломыцев, 1999; Копотева, 2002). В Амурской области очаговая мерзлота наблюдается в конце августа только на северных склонах под хорошо развитым травяным покровом. Переувлажненные почвы промерзают на меньшую глубину, чем почвы сухих участков (Пустовойтов, 1962; Бауло, Втюрина, 1978; Буфал и др., 2002; Бобылев, 2003). Заболоченность в различных условиях может быть охлаждающим или отепляющим фактором. На Дальнем Востоке на марях температуры более низкие, чем на дренированных участках. На заболоченных участках среднегодовая температура пород на 1-2 0С ниже по сравнению с сухими участками. Таким образом, для почв отмечается как тип инсоляции – понижение температуры с глубиной, так и тип излучения – повышение температуры с глубиной. В разных географических районах и в разные сезоны года заболоченность территории оказывает как отепляющее влияние, так и охлаждающее влияние. К тому же, рост биомассы мохово-лишайникового слоя может полностью компенсировать воздействие отмечающегося глобального потепления климата. Из-за сложности перечисленных явлений, к настоящему времени не разработана модель расчета изменения температуры почв с глубиной ни для естественных, ни для антропогенно измененных территорий.

19

2. ОБЪЕКТЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ 2.1. Объекты исследования Хабаровский край вместе с ЕАО занимает площадь 824,6 тыс.км2, что составляет около 4,6 % территории России. Расстояние между крайними северной и южной точками около 1,8 тыс. км. Самая северная точка Хабаровского края находится в верховьях р. Юдомы на 620 32' с. ш. - на 4 градуса южнее Северного полярного круга. Крайняя южная точка лежит на правом берегу р. Уссури, недалеко от с. Покровка (460 38' с. ш.). Хотя вся эта территория находится в умеренном климатическом поясе, ее северо-восточная оконечность близко подходит к границе субарктического пояса. Территория района работ в основном горная страна, где на долю равнин приходится не более 35 %. В целом для района характерен горно-таежный ландшафт со средне- и низкогорным рельефом и значительным числом межгорных впадин. На территории представлены породы почти всех геологических систем со значительным преобладанием мезозойских и кайнозойских пород. Почти повсеместное распространение имеют четвертичные отложения в виде покровов относительно небольшой мощности. По периферии горных систем и в депрессиях широко распространены плиоценнижнечетвертичные отложения. Кроме динамики климатических факторов, на устойчивость ландшафтов влияет неоднородность современного тектонического режима территории. Общая закономерность выглядит следующим образом: продолжается поднятие гористых местностей и прогибание фундамента большинства равнинных территорий, обусловливающих их заболачивание. Так, на восточной окраине УдыльКизинской низменности опускание составляет 2-5 мм/год. В прогибание втянуто побережье Сахалинского залива, Амурского лимана, пролива Невельского. Максимальная скорость прогибания установлена в районе мыса Лазарева, до 5,9 мм/год. В геологическом строении Среднеамурская равнина представляет собой обширную кайнозойскую впадину, испытывающую унаследованное прогибание фундамента со скоростью 1-5 мм/год. В рельефе такие участки заняты непроходимыми болотами и зыбунами (Ивашинников, 2000; Ивашинников, Короткий, 2005). Среднеамурская равнина является частью обширной низменности, расположенной на северо-востоке Китая, и заходящей в пределы России своей северо-восточной оконечностью. Она вытянута с юго-запада на северо-восток на 650 км с максимальной шириной до 200 км. Вдоль всей низменности проходит широкая (до 10-30 км) пойма Амура, составленная из многочисленных проток и озер. В различных местах над равниной поднимаются низкие горы, увалы, мелкосопочники, высотой от 600 до 950 м. Северо-восточнее Среднеамурской равнины находится озерноаллювиальная Удыль-Кизинская низменность. Эти низменности соединяются между собой Киселевским пережимом. В нижнем течении Амура находится также Нижнеамурская (Амуро-Амгуньская) аллювиальная низменность. Она простирается вдоль русла реки на 110 км, при ширине 12-15 км. В междуречье Амура и Амгуни расположена озерно-аллювиальная Эворон-Чукчагирская

20

низменность. Протяженность ее более 150 км, наибольшая ширина не превышает 30 км. Удская низменность – это аллювиальная равнина, вытянутая на 300 км в субширотном направлении от верховья до устья р. Уды. Ширина ее 40-60 км. Поверхность равнины заболочена, на ней много озер, повсеместно развита многолетняя мерзлота мощностью до 50 м. Долина подвержена значительному влиянию Охотского моря (Петров и др., 2000). Рельеф, имея важное значение в распределении тепла и влаги, определяет погодный режим разных районов, размещение природных зон и их границ. Пересеченный характер рельефа вызывает большую пестроту местных климатов и микроклиматов. Лучшим термическим режимом отличаются средние части склонов и невысокие возвышенности ( до высоты 300-600 м над у. м.). Наиболее морозоопасны широкие долины рек, особенно те из них, в пределах которых распространены болота. Узкие же долины рек, открытые на юг и юго-запад и защищенные от холодных вторжений, наоборот, являются теплыми. А. П. Нечаев (1960), например, отмечает продвижение по таким долинам представителей маньчжурской флоры далеко на север. Распространение растительности и почв на территории подчиняется общим законам широтной зональности, осложненных меридиональной зональностью и высотной поясностью (Ливеровский, 1969). Меридиональная зональность, обусловленная особенностями строения рельефа (меридиональное простирание горных хребтов), проявляется в последовательной смене с востока на запад гумидных зон более сухими. В горах эта общая закономерность существенно нарушается. В пределах описываемой территории Ю. А. Ливеровский (1969) выделяет следующие почвенные зоны, занимающие как горные области, так и равнины: горно-тундровых почв под горно-тундровой растительностью; подзолистых, торфяных буро-таежных, горных буро-таежных болотных почв тайги; бурых лесных типичных, бурых лесных оподзоленных в области хвойно-широколиственных лесов; бурых лесных, луговых и луговоболотных почв равнинной части территории. В пределах региона широко распространены болота со специфической растительностью. Они занимают около половины низменной территории, остальная равнинная территория находится под лугами (25-30 %) и лесами (20-25 %). В широких пойменных долинах, в предгорьях и на равнинах болота и заболоченные ландшафты занимают господствующее положение. Особенно широко они распространены в низовьях Амура, на Эворон-Чукчагирской, Удыль-Кизинской, Среднеамурской низменностях. Имеются болота в горных районах, где они заходят на склоны и водоразделы. Болота обладают очень суровым воднотепловым режимом и существенно влияют на местный климат и микроклимат. С. С. Воскресенский и Ю. В. Махова (1966) сравнивают лиственничные мари по тепловому балансу и ландшафтному облику с лесотундрой. Одной из особенностей циркуляции атмосферы над территорией края является активная циклоническая деятельность, особенно в теплый период года на арктическом, полярном и местных фронтах. Зимой циклоническая деятельность заметно снижается, однако ее ослабление обусловлено не уменьшением числа циклонов, а уменьшением их глубины активности. Над

21

дальневосточными морями и побережьями циклоническая деятельность преобладает во все сезоны года. В целом Хабаровский край служит своеобразной буферной зоной между континентом и прилегающими морями Тихого океана. В связи с этим его восточным районам вдоль побережья присущи черты морского, а западным – континентального климата. Изменению климатических характеристик с запада на восток способствует также преобладание горного рельефа территории. Меридиональное положение основных горных хребтов, а также преобладающий западный перенос в средней тропосфере приводит к тому, что влияние дальневосточных морей сказывается обычно в узкой прибрежной полосе. Территорию Хабаровского края и ЕАО по значению индекса муссонности Хромова можно разделить на 3 части: муссонную – индекс муссонности более 40 % (от 40 до 60), с муссонной тенденцией (индекс менее 40 %) и районы, где отсутствует муссонная циркуляция. Более 75 % территории принадлежит к областям, в которых наблюдается муссонная тенденция или муссонный угол вообще не выражен. Муссонная циркуляция в основном наблюдается вдоль побережий Охотского и Японского морей, а также на равнинных участках нижнего течения р. Амур (Среднеамурской, Амуро-Амгуньской и УдыльКизинской равнинах). Летом муссонный перенос в данных широтах обычно возникает вследствие взаимодействия дальневосточной депрессии, формирующейся, главным образом, в бассейне Амура, и областями повышенного давления над окраинными дальневосточными морями (Японским и Охотским) и северо-западной частью Тихого океана. Безморозный период на поверхности почвы равнинных участков на 20-25 дней короче, чем на высоте 2 м над поверхностью почвы. В северной части территории и в горах встречается сплошная и островная многолетняя мерзлота, в южных равнинных районах имеется только сезонная мерзлота. Средняя многолетняя годовая сумма осадков меняется по территории в широких пределах – от 450-500 мм в южных равнинных районах до 700-1200 мм в горных районах и на побережье (Витвицкий,1986). Объектом исследований явились абиотические факторы – температура воздуха и почвы. Изучение их динамики проведено на двух стационарах: в горном Хехцирском и равнинном Быстринском (рис.1) в различных типах леса, трансформированных рубками и пожарами лесных экосистемах. Характеристика Хехцирского стационара В состав стационара входят два полностью облесенных смежных элементарных бассейна истоков реки Левой на северном отроге Большехехцирского хребта, общей площадью 1400 га. Водораздельная линия имеет плавное очертание. Морфометрические показатели приведены в табл. 1. Геологическая структура обоих бассейнов сходна. Происхождение долин эрозионно-тектоническое, на что указывают форма поперечных профилей, согласный характер залегания и трещиноватость горных пород. В сложении их, как и всего Хехцирского антиклинория, принимают участие песчаники, глинистые и кремнистые сланцы, темно-серые алевролиты. Интрузивы

22

представлены кварцевыми диоритами и различного рода гранитоидами, примерно верхне-мелового – нижнепалеогенового возраста, когда происходили интенсивные вертикальные движения в данном районе. Поверхность бассейнов выстлана отложениями смешанного типа (в чистом виде элювий преобладает только на гребнях вершин), представленных глинисто-дресвянисто-щебнистым материалом с включением валунов и глыб.

Рис.1. Карта района работ с местоположением стационаров 1- Хехцирский стационар 2- Быстринский стационар

Циммермановка

1

.

2

23

Таблица 1 Характеристики бассейнов Хехцирского стационара Наименование бассейна Бассейн № 1, левый Бассейн № 2, правый

Площадь водосбора, км2

Шири -на долины, м

Длина водотока, км

Глубина вреза, м

0, 8

400

1,5

120

24

30,5

1,8

0,6

350

1,6

60

20

26,0

1,5

Средний уклон бортов долины, градусы левый правый

Шири на русла, м

Различия бассейнов проявляются, главным образом, в морфометрических показателях и гидрологическом режиме водотоков. Правый ручей (бассейн № 1) начинается выше левого более чем на 100 м с водосборной воронки, а левый (бассейн № 2), состоящий в истоках, в свою очередь, из двух ручьев, выходит из под делювиально-колювиальных отложений уже в виде сформировавшегося ручья. В верхнем течении ручьи имеют V-образную долину, затем дно долины расширяется и они приобретают U-образную форму. Долины в обоих случаях имеют ассиметричное строение в поперечном сечении. Правый склон бассейна № 2 выпуклый, имеет у подножья уступ 470 крутизны и средний уклон 30,50. Левый склон более пологий, имеет несколько вогнутую форму, большую длину и его средний уклон 240. Асимметрия склонов долин обусловлена составом горных пород: на интрузивах, как правило, формируются выпуклые склоны, на осадочных породах – вогнутые. Экспозиционные различия проявляются в том, что, как правило, на Дальнем Востоке южные склоны более крутые, выпуклые, а северные, даже если сложены теми же горными породами – вогнутые и более пологие. В целом, поверхность водосбора р. Левой в верховьях имеет значительную изрезанность. Глубина вреза долин достигает 150 м. Лишь после слияния с основным притоком, долина р. Левой приобретает более равнинный характер, и здесь сокращается сеть притоков. Почвенный покров характеризуется следующими описаниями. Разрез 1 заложен на северном склоне бассейна № 2, на одной горизонтали с метеопостом № 2. Почва горная бурая лесная. Материнские породы – глинистые сланцы. Дренированность 1У класса, вода удаляется из почвы легко, но не быстро. Эрозия не выявлена. Основная масса корней размещается до глубины 60 см, единично – по всему профилю, до 112 см.

24

Морфологическое описание разреза. Горизонт А1о – 0 – 2 см, рыхлый, сильно побуревший, слабо разложенный прошлогодний хвойно-листовой опад. Горизонт А11о – 2 -5 см – сильно корешковатый, слабо уплотненный подгоризонт. Заметно разложившиеся растительные остатки утратили первоначальную форму. Много неразложившегося хвойно-листового опада. А1 – 5-13 см – коричневато-черный гумусовый горизонт. Зернисто мелкокомковатая структура. Дресвянистый, слабо суглинистый, сильно корешковатый горизонт, есть остатки почвенной фауны. А1В – 13-24 см – палево-бурый, уплотненный, слабо оструктуренный, слабо каменистый, среднесуглинистый. В – 24-38 см – желтовато-бурый, заметно каменистый (до 20 % объема), непрочно комковатый иллювиальный горизонт, среднесуглинистый. ВС – 38-63 см – светло-бурый, сильно каменистый переходный горизонт. Крупные камни в изобилии. Единичные глыбы. Бесструктурный с примесью мелкозернистого песка, легкосуглинистый. Часто встречаются корни, по ним – мицелий. С - 63-112 см, серовато-бурый, глыбисто-каменистый горизонт. Часто плоскости камней оплетены корнями. В мелкозернистом порошистом мелкоземе много чешуек породы. Разрез 3 заложен на смежном водоразделе между правым и левым притоками. Почва бурая горная лесная. Материнская порода – глинистые сланцы. Дренаж слабый. Глубина распространения корней в основном до 30 см, единично по всему профилю. Разрез 4 заложен на южном склоне бассейна № 1. Почва бурая горная лесная. Материнская порода – глинистые сланцы. Дренированность хорошая. Распространение корней отмечается по всему профилю. Морфологическое описание почвы. Горизонт А1о 0-2 см, рыхлый хвойнолистовой опад с большим количеством войлока (трав). АП0 - 2-4 см, рыхлый, слабо-слоеватый, слежавшийся, сильнокорешковатый, полуразложившийся опад. А1- 4-12 см – буровато-черный, рыхлый, корешковатый, зернистомелкоореховатый, есть копролиты, легкосуглинистый. Много измельченных растительных и животных остатков. Местами в горизонте попадаются крупные глыбы. А1В -12-19 см – палево-бурый, рыхлый, хорошо оструктуренный, мелкозернистый, ореховатый переходный горизонт. Структура прочная. Много мелких отмерших корней. Сильно пронизан корнями. Средний суглинок. Заметна примесь мелких корней. В – 19-44 см, цвет от желтого до грязножелтого, каменистый, слабо уплотненный, бесструктурный. Тяжело супесчаный. ВС – 44-48 см, грязно-желтый, сильно глыбисто-каменистый, бесструктурный. Средний суглинок. Мелкозем прослеживается между камнями. Сложение камней в почве очень рыхлое. Разрез 5 заложен в долине бассейна № 1. Почва бурая горная лесная. Материнская порода – глинистые сланцы. Дренаж хороший. Глубина распространения корней в основном до 30 см, единично - по всему профилю. Во всех рассмотренных биоценозах подстилка и гумусовый горизонт сильно различаются по активности ферментов. Средняя потенциальная каталазная и пероксидазная активность подстилки имеет весенний пик, что, вероятно, связано со вспышкой микробиологических процессов и большим

25

количеством легкорастворимых органических веществ; второй пик активности наблюдается осенью за счет поступления свежего опада (Сибгатуллина, 1983). Подстилочно-опадный коэффициент в кедровниках на стационаре составляет 6-9 см(Сапожников и др., 1979). По характеру лесной растительности территория стационара является типичной для северной фации кедрово-широколиственных лесов (Соловьев, 1969). На северных склонах обоих бассейнов расположены желтоберезовые кедровники с вкраплениями куртин темнохвойных пород и единичными деревьями кедра. Ближе к вершинам доля ели и пихты в составе древостоя несколько увеличивается. В нижней части склона, напротив, увеличивается доля ясеня, ильма горного. Таксационная характеристика приведена в табл. 2. Таблица 2. Таксационная характеристика лесонасаждений на Хехцирском стационаре Тип леса, местоположение Таксационжелтобереные и лещинный зовый разнокустарничясеневолесоводсткедровник с ковый кедровник ильмовая кедровник с венные липой и урема, кустарниками, с желтой березой, характерис- дубом, южный вершина долина северный тики склон склон 3К2Бж2Лп1Д1 3Бж2Я2Е1Пх 3К2Бж2Е21Пх1Л 4Я4И1Кл1 Состав Е1Я ед. И, Кл, 1Лп1И п1Д Пх ед. Е, древостоя Пх Бх, Ор +К ед. И, Кл Возраст, лет 140-160 90-140 90-140 90-130 Бонитет III IV III III 3 Запас, м /га 320 160 320 140 Средние: высота, м 21 20 21 19 диаметр, см 38 32 34 26 Густой, Групповой, Средней густоты, элеутеромноговидоСредней преобладает густоты, кокк, вой, преоблещина, чубушник, ладает лещипреобладает чубушник, Подлесок жимолости, на, чубушник, лещина, бересклет, чубушник, смородина, жимолость, жимолость, рябиноликлены, сирень элеутерококк, актинидия стник лианы Групповой, Средней средней Средней густоты, Средней густоты, Травяногустоты, густоты, папоротпапоротники, кустарничосочки, преобладают осочки, злаки, ковый ники, круосоки, папоротники, пное разноразнотравье покров папоротники, разнотравье травье злаки,

26

разнотравье. Латки зеленых мхов Подстилка, мощность, см

2-4

2-5

1-6

1-3

На южных склонах расположены типичные кедровники лещинные со значительной примесью в составе липы, дуба, березы желтой и единичной примесью темнохвойных пород. На пологих вершинах доля темнохвойных пород, ильма горного возрастает. По дну долины располагаются ясеневоильмовники, выраженность которых зависит от ширины выровненных аккумулятивных участков. Здесь, как правило, бурно разрастается подлесок, представленный множеством видов крупных и мелких кустарников. Эти типы леса широко описаны в литературе (Соловьев, 1969). Необходимо лишь отметить и подчеркнуть общую рыхлость кедрово-широколиственных лесов, многоярусность и сложность состава, предопределяющих их сквозистость, большую мозаичность и пестроту их парцеллярной структуры. Основной целью наблюдений на данном стационаре являлось получение репрезентативных гидроклиматических характеристик и изучения их динамики в зависимости от различных сочетаний лесной растительности, положения в рельефе. Для решения этой задачи через долины бассейнов был заложен поперечный профиль, на котором на разных высотах склонов и в разных типах леса были оборудованы комплексные метеопосты и метеоточки. Метеонаблюдения проводились на двух южных и двух северных склонах, двух долинах и промежуточном водоразделе. Всего было оборудовано 6 метеопостов и 5 метеоточек (рис. 2).

Рис. 2. Поперечный профиль Хехцирского стационара На метеоточках замерялись температура почвы и 5-сантиметрового приповерхностного слоя воздуха. На метеопостах проводились наблюдения за

27

поступлением осадков, температурой и влажностью воздуха, температурой и промерзанием почв. Помимо метеоточек, расположенных под пологом леса, для выявления градиентов «лес - открытое место» на водоразделе - был заложен один метеопомт на специально вырубленной площадке размером 50*25 м. Кроме того, наблюдения за поступлением осадков проводились по всему профилю через смежный водораздел. Наблюдения за динамикой снежного покрова также проводились по всему профилю и продольным маршрутным линиям по водоразделу на всей территории стационара. Характеристика Быстринского стационара Объектами исследования Быстринского стационара были выбраны еловые леса. Стационар расположен на равнинно-всхолмленном участке, примыкающем к левому берегу реки Бешеной, являющейся притоком Амура 1го порядка. Река относится к типичным нерестовым рекам, в устье которой действует рыбомелиративная станция. По своим лесоводственным, гидроклиматическим, геоморфологическим и другим природным характеристикам участок и район стационара являются типичными для равнинно-долинных лесов Нижнего Приамурья. В комплекс стационара входят пять постоянных пробных площадей и три метеопоста. Пробные площади охватывают ряд еловых насаждений, на различных стадиях восстановительных смен и сплошную вырубку 20-летней (1949 г) давности. Вырубка обильно восстановилась березой, после низового пожара 1960 г., уничтожившего почти полностью имевшееся ранее возобновление. Насаждение, возникшее на вырубке, можно рассматривать как березовый молодняк. Общая площадь территории стационара условно ограничена размером в 20 га (табл. 3). Таблица 3 Таксационная характеристика постоянных пробных площадей Быстринского стационара Таксационные характеристики Состав древостоя Возраст, лет Бонитет Запас, м3/га Сомкнутость полога Количество мелкого подроста на 1 га, шт

Типы леса ельник зеленомошный 6Еа2Лц1Пх1 Бб 80-120 Ш 317 0

лиственничник

березняк

10Лц 139 Не определяется 236, 6

8Бб2Лц ед.Еа 14 Не определяется 25,0

1,0

0, 5

1,0

2480

34

нет

16 2

2,5

Средние: Высота, м

18, 0

28

Диаметр, см Здоровых, шт. Сухих, шт.

20, 3 22,6 Число стволов на 1 гектаре: 493 222 186 762

Не определяется 4200 нет

Пробная площадь 2ц – Ельник зеленомошный. Участок пробной площади расположен в 1, 5 км на юго-восток от рыбомелиоративной станции «Бешеная», на пологом склоне (до 30) восточной экспозиции, образованном поймой р. Бешеная. Микрорельеф холмисто-западинный, имеются выраженные ложбины. С запада полоса ельника контактирует с избыточно увлажненным лиственничником багульниково-сфагновым. Это предопределяет вклинивание в состав ельников по понижениям сфагновых мхов и другой растительности, не свойственной ельникам зеленомошным, что в целом обуславливает комплексность и мозаичность фитоценоза. Среди хорошо выраженного типичного ельника зеленомошного, имеющего в напочвенном покрове сплошное покрытие зеленых мхов, встречаются участки в виде пятен или небольших языков с покрытием из политриховых и сфагновых мхов, а также покрытием из редких трав и кустарничков, что по облику более соответствует ельникам моховым. Поэтому при наблюдениях за динамикой влажности и испарения почв выделялись две парцеллы: ельник зеленомошный и ельник травяной. С северо-восточной части последняя парцелла органично переходит в самостоятельный тип леса – ельник травяно-моховой. Ельник зеленомошный имеет высокосомкнутый древостой сложного состава и строения. Древостой ели разновозрастный. Данный тип леса можно рассматривать как коренной, незаконченный этап заключительной стадии в ряду восстановительных смен ельника. Подрост из ели, пихты – разновозрастный, довольно обильный, равномерно распределен по всей площади. Спорадически отмечается подрост кедра. Подлесок почти отсутствует. Единичные кусты рябины, шиповника. Почвенный покров однороден. Почвы типичные бурые лесные. Влажные. Ельник травяно-моховой. Непосредственно примыкает к предыдущему типу леса и отличается от него несколько большим участием ели в древостое и мозаичностью, большим участием трав в составе напочвенного покрова, наличием больших пятен сфагновых и политриховых мхов. Почвенный покров неоднороден и заметно различается в верхних горизонтах травянозеленомошных и мохово-сфагновых парцелл. В целом почвы более влажные, чем в предыдущем типе, но относятся тоже к бурым лесным. В генетическом плане данный тип леса можно также рассматривать как коренной, а точнее как вариацию в экологическом диапазоне группы типов ельников зеленомошных. Пробная площадь 3ц. Лиственничник багульниковый с елью. Участок пробной площади расположен по соседству с пробной площадью 2ц и, как тип леса, непосредственно контактирует с предыдущим. Древостой лиственницы послепожарного происхождения, одновозрастный. Древостой ели разновозрастный, формирует хорошо выраженный второй ярус. В подросте преобладает ель, единично пихта, кедр, береза. В подлеске единичные кусты

29

кедрового стланика. В травянисто-кустарничковом покрове преобладает багульник, в нижнем подъярусе брусника, единично дерен канадский. В моховом покрове преобладают зеленые мхи, особенно под пологом куртин ели, в микропонижениях - пятна сфагнума. В генетическом плане данный тип леса является хорошо выраженной восстановительной стадией коренного ельника. Почвы бурые лесные, но с хорошо выраженными признаками значительной оторфованности и оглеенности. Влажные. Пробная площадь 4ц. Лиственничник багульниково-сфагновый. Участок пробной площади расположен по соседству с пробной площадью 3ц и, как тип леса, граничит с предыдущим. Участок неоднократно пройден низовыми пожарами, в разной степени воздействовавшими на древостой и напочвенный покров. Последний пожар, наблюдавшийся здесь в 1964 году, вызвал значительное усыхание деревьев в древостое лиственницы, полностью уничтожив немногочисленный подрост ели. Древостой лиственницы одновозрастный, что свидетельствует о его послепожарном происхождении. Подрост отсутствует. В подлеске редко встречаются единичные кусты кедрового стланика, березы тощей. В травяно-кустарничковом покрове абсолютно преобладает багульник, образуя сплошное покрытие. Моховой покров сплошной, в основном из сфагновых мхов. Мощность мохового очеса свыше 25 см. В генетическом плане данный тип леса можно рассматривать как заключительную стадию в ряду дигрессионных, пирогенных смен коренных ельников. Лиственничник багульниково-сфагновый имеет все черты стабильного сообщества, однако без воздействия огня в течение длительного периода наблюдается тенденция к восстановлению коренного ельника. Пробная площадь 1. Вариант лиственничника багульникового с елью. Площадка заложена несколько выше по склону по отношению к территории стационара. Участок древостоя в начале 60-х годов пройден низовым пожаром. Древостой лиственницы одновозрастный, много сухих и фаутных (зараженных) деревьев. В травяно-кустарничковом покрове преобладает багульник. По сравнению с участком на пробной площади 3ц, в его составе принимают несколько больше участие травы (папоротник, осоки) и кустарнички (дерен канадский, брусника). В остальном его характеристика сходна с участком на пробной площади 3ц. Пробная площадь 1ц. Березняк багульниково-брусничный. Участк вырубки с севера примыкает к ельнику травяно-моховому (пробная площадь 2). Исходный тип леса – лиственничник багульниковый с елью. Вырубка фрагментами возобновилась березой, лиственницей и спорадически елью. Возобновление лиственницы удовлетворительное, неравномерное, высотой 0, 2 - 4 м. Основной сомкнутый ярус представлен березой. В подлеске куртины березы тощей, жимолости, спиреи, шиповника. В напочвенном покрове большие куртины багульника, осоки, вейника, дерена канадского и многочисленные пятна брусники. Фрагменты зеленых и политриховых мхов, по микропонижениям - пятна сфагнума. Почвы бурые лесные, влажные. Направление смены без воздействия огня – восстановление коренного ельника.

30

За период наблюдений, в связи с обилием и хорошим ростом возобновления древесных пород, вырубка перешла в категорию березового молодняка. На пробных площадях проводились наблюдения за температурным режимом и режимом влажности приземного слоя воздуха, температурным режимом почв, поступлением и перераспределением осадков, динамикой снежного покрова, сезонным промерзанием почв, изучались водно-физические и физико-механические свойства почв и подстилающих грунтов. 2.2. Изучение динамики температуры методом скольжения В качестве источника получения информации использовались метеорологические ежегодники и ежемесячники, из которых выбиралась ежемесячная информация о температуре на 79 метеостанциях по воздуху, и на 23 из них – по температуре почвы. Данные были проанализированы по 12 месяцам, среднегодовой, среднелетней (с мая по октябрь), и среднезимней (c января по апрель и за ноябрь - декабрь текущего года). Данные гидрометеослужбы обрабатывались методом скользящих пятилетий как наиболее оптимального для этого ряда наблюдений метода. Метод скользящих (перекрывающихся) средних был предложен в конце 19 века для сглаживания кривых. Этот метод представляет некоторый математический фильтр, позволяющий выделить колебания с большей длиной волны, значительно погасив короткопериодические колебания. Динамические и статистические (вероятностные) закономерности в природе можно проследить при изучении взаимодействий внешних (экзогенных) и внутренних (эндогенных) факторов, формирующих климат планеты (Сверлова, 2004). Графики динамики температур, построенные в MS Excel, анализировались по угловому коэффициенту. Ровная горизонтальная полоса средней температуры считалась за стабильное состояние, отклонения в ту или иную сторону в пределах по 0,30С включительно учитывались как небольшое повышение или понижение. В остальных случаях резкость изменения температур отражалась как потепление, если аппроксимирующая поднималась вверх, или как понижение, если она опускалась вниз (рис. 3). Анализ обеспеченности территории метеостанциями показал, что 73 % метеостанций расположены на высоте до 200 м, 24 % - на уровне 201-500 м и только 3 % - на высотах 501-900 м. К сожалению, непрерывные наблюдения за температурой почвы ведутся только на 16 метеостанциях. Для определения зон репрезентативности (ЗР) показателей, фиксируемых на метеостанциях на карту масштаба 1:1000 000 с рельефом наносились сначала точки расположения метеостанций, затем выделялись границы зон влияния каждой метеостанции. Территорию административного района представляли как находящиеся на ней метеостанции, так и те, что располагались за пределами района, но захватывали его территорию своими ЗР. В среднем каждый административный район представлен 5 - 8 ЗР метеостанций (Зархина и др., 1989а,б,1891; Майорова и др., 1990, 2003).

-4,2

-5,2

-6,2

-7,2

-8,2

-9,2

-10,2 2004

1999

1994

1989

1985

1980

1975

1970

1965

1960

1955

1950

1945

1940

1935

1930

1925

1920

1915

1910

1985

1989

1994

1999

2004

1989

1994

1999

2004

1960

1955

1950

1945

1940

1935

1930

1925

1920

1915

1910

1985

Февраль

1980

-25

1980

-24 1975

-23

1975

-22 1970

-21

1970

-20 1965

-19

1965

1960

1955

1950

1945

1940

1935

1930

1925

1920

1915

1910

31

Рисунок 3 .Динамика температуры воздуха, 0С, по АГМС Хабаровск, пятилетняя скользящая Январь

-14,7

-15,7

-16,7

-17,7

-18,7

-19,7

Март

19,4

18,9

18,4

17,9

17,4

16,9

16,4 2004

1999

1994

1989

1985

1980

1975

1970

1965

1960

1955

1950

1945

1940

1935

1930

1925

1920

1915

1910

1999

1999

2004

1994

1994

2004

1989

1989

1955

1950

1945

1940

1935

1930

1925

1920

1915

1910

1985

Май 1985

1

1980

1,5

1980

2

1975

2,5

1975

3

1970

3,5

1970

4

1965

4,5

1965

5

1960

5,5

1960

1955

1950

1945

1940

1935

1930

1925

1920

1915

1910

32

Апрель

13,5

13

12,5

12

11,5

11

10,5

10

Июнь

14,9

14,4

13,9

13,4

12,9

12,4 2004

1999

1994

1989

1985

1980

1975

1970

1965

1960

1955

1950

1945

1940

1935

1930

1925

1920

1915

1910

2004

1999

1994

1989

1985

1980

1975

1970

1965

1960

1955

1950

1945

1940

1935

1930

1925

1920

1915

1910

2004

1999

1994

1989

1985

1980

1975

1970

1965

1960

1955

1950

1945

1940

1935

1930

1925

1920

1915

1910

33

Июль

21,9

21,4

20,9

20,4

19,9

19,4

Август

21,5

21

20,5

20

19,5

19

18,5

Сентябрь

-16,3

-16,8

-17,3

-17,8

-18,3

-18,8

-19,3

-19,8

-20,3

-20,8

1989

1994

1999

2004

1989

1994

1999

2004

1960

1955

1950

1945

1940

1935

1930

1925

1920

1915

1985

Декабрь

1985

-10 1980

-9,5

1980

-9 1975

-8,5

1975

-8 1970

-7,5

1970

-7 1965

-6,5

1965

1960

1955

1950

1945

1940

1935

1930

1925

1920

-6 1910

2004

1999

1994

1989

1985

1980

1975

1970

1965

1960

1955

1950

1945

1940

1935

1930

1925

1920

1915

1910

6,3

1915

1910

34

Октябрь

5,8

5,3

4,8

4,3

3,8

3,3

Ноябрь

-9

-9,5

-10

-10,5

-11

-11,5

-12

-12,5

-13 2004

1999

1994

1989

1985

1980

1975

1970

1965

1960

1955

1950

1945

1940

1935

1930

1925

1920

1915

2004

1999

1994

1989

1985

1980

1975

1970

1965

1960

1955

1950

1945

1940

1935

1930

1925

1920

1915

1910

2004

1999

1994

1989

1985

1980

1975

1970

1965

1960

1955

1950

1945

1940

1935

1930

1925

1920

1915

1910

2,4

1910

35

Год

2,2

2

1,8

1,6

1,4

1,2

1

0,8

0,6

Лето

15,3

15,1

14,9

14,7

14,5

14,3

14,1

Зима

36

Анализ обеспеченности территории метеостанциями показал, что 73 % метеостанций расположены на высоте до 200 м, 24 % - на уровне 201-500 м и только 3 % - на высотах 501-900 м. К сожалению, непрерывные наблюдения за температурой почвы ведутся только на 16 метеостанциях. Все метеостанции (Приложение 1) с существующими на данный момент трендами изменения температур представлены на рисунках 4-18. Отчетливо видно, что в целом в годовом ходе температур преобладает потепление. Похолодание и отсутствие выраженных тенденций на повышение или понижение почвенных температур за многолетний ряд наблюдений наблюдается «пятнами» среди территории с выраженной направленностью на повышение или понижение. Принципиальным методическим моментом, принятым при анализе температур, является дифференцированный подход для конкретной задачи. Как показывает опыт, динамика среднегодовых температур может отражать относительную стабильность обстановки, тогда как многолетняя динамика средних температур по сезонам, а в еще большей степени – по месяцам (в нашем случае по вегетационному периоду) обнаруживает отчетливую тенденцию к понижению или повышению теплообеспеченности. В частности, при заболачивании изменения температурного режима проявляются именно в летний период, а наиболее ярко – в многолетней динамике июльских и августовских температур почвы, тогда как среднегодовая температура повышается (за счет среднезимних температур насыщенных водой заболачиваемых слоев).

37

Условные обозначения: Тенденция изменения температуры воздуха Слабое похолодание Слабое потепление Потепление Похолодание Стабильное Пункт наблюдения Рис. 4. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по среднегодовой динамике температуры воздуха

38

Условные обозначения: Тенденция изменения температуры воздуха Слабое похолодание Слабое потепление Потепление Похолодание Стабильное Пункт наблюдения Рис. 5. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по динамике температуры воздуха в январе

39

Условные обозначения: Тенденция изменения температуры воздуха Слабое похолодание Слабое потепление Потепление Похолодание Стабильное Пункт наблюдения

Рис. 6. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по динамике температуры воздуха в феврале

40

Условные обозначения: Тенденция изменения температуры воздуха Слабое похолодание Слабое потепление Потепление Похолодание Стабильное Пункт наблюдения

Рис. 7. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по динамике температуры воздуха в марте

41

Условные обозначения: Тенденция изменения температуры воздуха Слабое похолодание Слабое потепление Потепление Похолодание Стабильное Пункт наблюдения Рис. 8. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по динамике температуры воздуха в апреле

42

Условные обозначения: Тенденция изменения температуры воздуха Слабое похолодание Слабое потепление Потепление Похолодание Стабильное Пункт наблюдения Рис. 9. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по динамике температуры воздуха в мае

43

Условные обозначения: Тенденция изменения температуры воздуха Слабое похолодание Слабое потепление Потепление Похолодание Стабильное Пункт наблюдения

Рис. 10. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по динамике температуры воздуха в июне

44

Условные обозначения: Тенденция изменения температуры воздуха Слабое похолодание Слабое потепление Потепление Похолодание Стабильное Пункт наблюдения

Рис. 11. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по динамике температуры воздуха в июле

45

Условные обозначения: Тенденция изменения температуры воздуха Слабое похолодание Слабое потепление Потепление Похолодание Стабильное Пункт наблюдения

Рис. 12. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по динамике температуры воздуха в августе

46

Условные обозначения: Тенденция изменения температуры воздуха Слабое похолодание Слабое потепление Потепление Похолодание Стабильное Пункт наблюдения Рис. 13. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по динамике температуры воздуха в сентябре

47

Условные обозначения: Тенденция изменения температуры воздуха Слабое похолодание Слабое потепление Потепление Похолодание Стабильное Пункт наблюдения

Рис. 14. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по динамике температуры воздуха в октябре

48

Условные обозначения: Тенденция изменения температуры воздуха Слабое похолодание Слабое потепление Потепление Похолодание Стабильное Пункт наблюдения

Рис. 15. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по динамике температуры воздуха в ноябре

49

Условные обозначения: Тенденция изменения температуры воздуха Слабое похолодание Слабое потепление Потепление Похолодание Стабильное Пункт наблюдения Рис. 16. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по динамике температуры воздуха в декабре

50

Условные обозначения: Тенденция изменения температуры воздуха Слабое похолодание Слабое потепление Потепление Похолодание Стабильное Пункт наблюдения Рис. 17. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по среднелетней динамике температуры воздуха

51

Условные обозначения: Тенденция изменения температуры воздуха Слабое похолодание Слабое потепление Потепление Похолодание Стабильное Пункт наблюдения Рис. 18. Дифференциация территории Хабаровского края и ЕАО по среднезимней динамике температуры воздуха

52

3. МИКРОКЛИМАТИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ НА ХЕХЦИРСКОМ СТАЦИОНАРЕ Многочисленными исследованиями установлено, что южные склоны получают тепла больше, чем горизонтальная поверхность, а поступление тепла на поверхность северных склонов уменьшается с возрастанием крутизны и всегда бывает меньше, чем на горизонтальную поверхность. Температура воздуха и почвы на южном склоне всегда выше всегда выше, чем на северном (Димо, 1973; Green, 1983; Gensen, 1984). На склонах разной экспозиции формируется различный растительный покров, который усиливает или нивелирует температурные различия по склонам. Исследования в условиях Дальнего Востока в основном подтверждают повышенную теплообепеченность южных склонов на незалесенных территориях (Деев, 1967; Гуль, 1972) и показывают определенную корректирующую роль растительности на склонах, покрытых лесом (Бабурин и др, 1968; Нестеров, Нестерова, 1978; Жильцов,Таранков, 1979; Голубчиков, 1980). Малоизученным остается вопрос о том, как формируются особенности микроклимата на различно ориентированных склонах в разных типах леса. 3.1. Распределение температур воздуха и почв Под пологом леса большое влияние на микроклимат оказывает характер распределения, плотность и степень перекрытия крон деревьев. Сопоставление карт проекций крон (рис. 19, 20) показало, что типичным для всех местоположений, кроме долин, является тройное перекрытие. В соответствующих условиях в средних и нижних частях склонов устанавливались приборы. Метеобудки были расположены: на южном склоне – под кроной кедра корейского (Pinus Koraiensis), дуба монгольского (Quercus mongolica) и березы желтой (Betula costata); на северном – березы желтой, липы амурской (Tilia amurensis) и молодого кедра, на вершине – двух кедров и березы. На южных склонах отмечена наибольшая плотность полога, за счет преобладающего влияния крон кедра и дуба, как правило, очень густых. На Хехцирском стационаре наветренным является северный склон, поэтому в комплексе с относительно маломощным биофильтром на северный склон под полог леса проникает большее количество твердых и жидких осадков. Густой полог, образованный кронами кедра и дуба на южном склоне, пропускает гораздо меньше тепла по сравнению с рыхлым пологом северного склона. Поэтому срочные и максимальные температуры воздуха на этих склонах на высоте 2 м практически равны в течение всего вегетационного периода (рис.21). По-видимому, нивелирующее влияние полога разных типов леса выражается не столько в изменении освещенности, сколько в распределении поступающего тепла.

53

Рис. 19. Схема проекций крон в лещинном кедровнике с липой и дубом (южный склон) Примечание: Д – дуб, К – кедр, Бж - береза желтая, Пх, – пихта, Кл – клен

54

Рис. 20. Схема проекций крон в желтоберезовом молодняке (северный склон) Примечание: Бж - береза желтая, Яс – ясень, Пх, – пихта, Кл – клен

55

Рис. 21. Средние многолетние (за 1972-1977 гг.) температуры воздуха 0С на высоте 2 м Апрель Ночная

Дневная

Суточная

5

10

10,6

9,5

10,4

4

10,2

3,5 3

10

2,5

9,8

2

9,6

1,5

9,4

се

1 а

а до ли н

а ш ин

до ли н

жн ы й ю

до ли н

до ли н

а

а

2

1

а ш ин ве р

ве р

се

ю

2 до ли на

ин а

до ли на

ве рш

се ве рн ы

жн ый ю

ны й

0

жн ый

7

1

0,5

9

й

9,2

2

1

7,5

ве р

8

ны й

8,5

ве р

9

4,5

Май Суточная

Ночная

Дневная 9

10,4

8

10,2

7 6

10

5 4 3

9,4

1 а

а до ли н

а

2

1

а

до ли н

се

ве р

до ли н

до ли н

а

ш ин

й жн ы ю

а

0

ны й

1

2

2

9

2

1 а

а до ли н

а

до ли н

ш ин ве р

ны й ве р

се

ю

жн ый

7

9,2

се ве р

7,5

ш ин

9,6

ве р

8

ны й

9,8

ве р

8,5

жн ый

9

10,6

ю

10 9,5

Июнь Дневная

Суточная 16

16,5

15,5

16

Ночная 16 14 12

15

10

15,5

8 6

14,5

15

14 13,5

14,5

13

14

2 а

1 а до ли н

до ли н

а ш ин ве р

се ве р

ны й

й жн ы ю

а

1 а

до ли н

до ли н

ве р

ш ин

а

й ны

се ве р

жн ы ю

2

0

й

2 а до ли н

до ли н

а

1

а ш ин ве р

се ве р

ны й

й

2

жн ы ю

4

Июль Суточная

2

1 а

а до ли н

до ли н

а ш ин

а ли н до

до

ли н

а

2

1

а ш ин ве р

ны й

се ве р

жн ы й ю

2 а

1 а ин до л

до ли н

а ш ин ве р

се

ве р

ны й

19,4

жн ы й

19,6

17,5

ве р

20 19,8

18

й

20,2

18,5

ны

20,4

19

ве р

20,6

се

20 19,5

ю

20,8

жн ы й

20,5 20 19,5 19 18,5 18 17,5 17 16,5 16 15,5

21

20,5

ю

Ночная

Дневная 21,2

21

56

Август

1 до ли на

ве рш ин а

й се ве рн ы

ю жн ый

1

ю жн ый

1 до ли на

се ве рн ы

ве рш ин а

17 16,5

й

16 15,5

до ли на

18 17,5

ве рш ин а

17 16,5

18 17,5 17 16,5 16 15,5 15 14,5 14

й

19 18,5

се ве рн ы

18 17,5

ю жн ый

Ночная

Дневная

Суточная

Сентябрь Дневная

Суточная

17

11 10,8

а

1

а

до ли н

ве р

ш ин

ны й се

ю

ве р

жн ый

1 до ли на

ве рш ин а

й се ве рн ы

ю жн

ый

16,5

1

11,2

до ли на

17,5

11,4

ве рш ин а

18

11,6

й

12 11,8

се ве рн ы

18,5

12,2

ый

18 17,5 17 16,5 16 15,5 15 14,5 14

19

12,4

ю жн

12,6

Ночная

Октябрь 4,5

Ночная

Дневная

Суточная

3

4,5 4 3,5 3 2,5 2 1,5 1 0,5 0

1

северный вершина долина 1

ны й ве р

южный

се

0

ю

жн ы

й

0,5

1

0,5 а

1

1,5

а

2 1,5

2

до ли н

3 2,5

ш ин

3,5

2,5

ве р

4

0 южный

северный вершина долина 1

По средним ночным температурам (от захода до восхода Cолнца) (Мищенко, 1960) воздух северного склона почти на градус холоднее, чем на южном склоне. В период облиственного состояния древостоя среднесуточная температура различается на 0,5ОС на разноориентированных склонах. По дневным (от восхода до захода), ночным, максимальным и минимальным значениям различия также находятся в пределах 0,2 – 0,4ОС в пользу южного склона. В 13 ч эти температуры на северном склоне на 1-4ОС, на вершине и в долине на 0,7 – 3,0 градуса меньше, чем на южном. Такая же разница сохраняется в 7 и 19 ч. В суточном ходе температур четко выражено два пика. Максимум температуры приходится на 16 ч, а минимум - на часы рассвета. Самые низкие значения срочных и минимальных температур воздуха отмечены в долинах, что связано с температурной инверсией. Замечено также, что роса в долинах и на вершине утром есть, а на склонах она не выпадает. Нарастание средних ночных температур по профилю можно проследить на следующем примере (табл. 4)

57

Таблица 4 Сумма средних ночных температур за апрель-май Месяц Апрель Май

Декада I II III I II

Долина № 1 29,3 20, 0 89,5 60,8 49,1

Северный склон 31,6 22,9 100,0 77,4 51,0

Вершина облесенная 39,4 23,3 105,6 83,0 57,0

Амплитуда колебаний температур на склонах за месяц не превышает 8 ОС (табл. 5). Таблица 5 Среднемесячная амплитуда колебаний температуры воздуха в течение 1972-1975 гг. Место наблюдений Северный склон

Апрел ь

Май

Июнь

Июль

Авгус т

Сентяб рь

Октябр ь

6,6

7,8

6,2

5,0

4,7

5,0

5,1

Южный склон

6,7

7,8

6,7

5,4

4,9

5,8

5,4

Вершина

6,4

7,7

6,0

5,0

4,7

5,0

4,8

Долина № 1

6,1

8,5

7,9

10,8

5,3

5,4

7,2

Долина № 2

9,0

10,3

7,4

9,2

7,8

8,4

7,7

Сумма активных температур за вегетационный период на южном склоне составляет в среднем 2115ОС (табл.6). Таблица 6 Сумма среднесуточных температур на южном склоне, ОС Годы

Май

Июнь

Июль

Август

1972 1973 1974 Среднее

141 168 201 170

150 495 465 370

611 626 656 631

490 574 512 525

Сентябр ь 345 267 364 325

Октябр ь 118 86 77 94

За весь период 1855 2216 2275 2115

58

Ход температур воздуха на высоте 5 см от поверхности и на поверхности почвы повторяет ход температур воздуха на высоте 2 м. Ход влажности воздуха по склонам формируется следующим образом: на северном склоне влажность воздуха выше, чем на южном. Значительно сложнее и мозаичнее формируется почвенное тепло. В холодное время года на северном склоне температура почвы ниже, хотя запасы снега на нем на 10-20 см выше, чем на южном. Возможно, это связано с повышенной отражательной способностью снежной поверхности за счет меньшей площади и мощности крон. После оттаивания сезонной мерзлоты, с началом облиствения древесных пород, почвы на северном склоне отражают тепла меньше, чем на южном. Почвенные градиенты меняются по сезону. Минимальны они весной - 0,2 0 0,4 С. С глубины 20 см, через каждые последующие 20 см, до 1 метра на южных склонах они составляют 1,1 - 1,3ОС, а на северных 0,7 - 0,9ОС. На глубинах 5- 20, см через каждые 5 см разница по склонам невелика, а градиент составляет 0,6-1,0 ОС. На метеоплощадках, за летние месяцы (май-сентябрь) в среднем создаются примерно одинаковые почвенные термические условия на противоположных склонах (рис. 22). По среднемесячным значениям разница в 1 ОС в пользу северного склона достигается только в июле. 18 17

Температура, С

16 15 14 13 12 11 10 9 5

10

15

20

40

60

80

Глубина, см.

Северный склон

Южный склон

Рисунок 22 - Средние температуры почвы в июле на Хехцирском стационаре за период 1972-1975 гг.

Почвы южного склона недополучают тепло из-за наличия в подстилке дубового опада, обладающего высокой термоизоляционной способностью, в то время как подстилка на северном склоне, состоящая из опада мелколиственных пород, обладает несравненно меньшим термоизоляционным эффектом.

59

Термоизоляционная роль лесной подстилки обусловлена не только ее мощностью и общим запасом, но, главным образом, присущими ей физическими особенностями. Наиболее высокой термоизоляционной способностью обладает подстилка дубовых насаждений. Но она понижается с увеличением в древостое ясеня и кустарниковых пород. В европейской части под дубовой подстилкой в сухих условиях не отмечается промерзания почвы. Установлено, что термоизоляционная способность всех типов лесных подстилок снижается с переходом от сухих местообитаний к свежим (Травлеев, 1960; Роосталу, 1970). Вертикальный градиент температуры в слое 0-5 см в среднем за лето составляет 4,9ОС на южном склоне и 1,9ОС – на северном. Амплитуда колебаний температуры почвы на южном склоне между 7 и 19 ч в верхнем 15-сантиметровом слое составляет 1,2 – 2,0ОС; на северном склоне она выше на градус за счет большего прогрева почв к 19 ч. Термоизоляционная роль подстилки заметно сказывается в осенний период. При раннем выпадении снега высотой не менее 10 см температура почвы разно ориентированных склонов на глубине 5-40 см является почти одинаковой. С нарастанием отрицательных температур уже через декаду почвы северного склона становится холоднее южного на 0,6ОС. При позднем выпадении снега и малой его мощности (5 см) в начале ноября разница температур достигает 1,5 – 2,0ОС. Данные стационарных наблюдений по снегомерным рейкам и маршрутным снегосъемкам показывают, что высота снега на северном склоне на 10-15 см, и, соответственно, запас воды в снеге на 15-30 см выше, чем на южном. Такая разница достаточна, чтобы обеспечить весьма существенные различия в температурном и мерзлотном режиме почв в течение всего года (Стоценко, 1952; Зархина, 1977). Максимальные значения промерзания почвы достигают 1,2 м и приходятся на март. В начале апреля, в связи с большим поступлением тепла, а также влаги от тающего снега, термоизоляционная роль подстилки уменьшается, южный склон оттаивает на 7-9 см больше. Скорость оттаивания мерзлоты на южном склоне составляет 4,3 см, на северном -1, 3 см в сутки. В мае оттаивание почвы идет в средней части профиля. И поскольку на южном склоне оттаивание шло в более глубоких слоях, скорость его сокращается до 1,8 см в сутки, а на северном, с накоплением тепла, она увеличивается до 7 см в сутки. Разница в датах полного размерзания на разноориентированных склонах чаще составляет 2-3 дня, но в аномально холодные вёсны, из-за продолжительного влияния низких ночных температур, сроки оттаивания северных слонов удлиняются на 10 дней. Оттаивание почв в условиях Среднего Приамурья в зоне кедрово-широколиственных лесов происходит одновременно снизу, за счет глубинного почвенного тепла, и сверху, за счет инфильтрации влаги. С момента полного оттаивания, вероятно, из-за меньшей мощности подстилки и необлиственности деревьев на северном склоне накопление почвенного тепла выше, чем под пологом лещинного кедровника южного склона. За лето разница составляет 60-100 ОС.

60

По-видимому, температура почв играет ведущую роль в наступлении фенофаз. Фенологические наблюдения на противоположных склонах показали разницу на 2-3 дня в пользу южного склона в наступлении фенофаз, - в основном по первым фазам развития растительности – сокодвижению и набуханию почек. С полным оттаиванием почвы наступление фенофаз: разверзания и облиствения на разноориентированных склонах происходит одновременно или с разницей в 1 день. Подобное нивелирование в прохождении фенофаз у древесно-кустарниковых пород со второй половины мая на незатененных склонах отмечается и в литературе (Бабурин и др., 1968). В течение теплого периода полог и подстилка могут значительно изменять микроклиматические характеристики биотопа. При этом при наблюдениях в 13 и 19 ч максимальные и срочные значения близки. Амплитуда колебаний температуры почвы на южном склоне (по разности наблюдений в 7 и 19 ч) на глубине 15 см составляет 1,2 -2,0 ОС, на северном склоне эти значения выше почти на градус за счет большего прогрева почвы к 19 ч (Морина, 1979; Ефремов, Морина, 1982). Примерно такие же данные о динамике температуры воздуха и почвы получены на Верхнеуссурийском стационаре (Дорошенко, 1980 ). Температура воздуха на юго-западном склоне осенью и зимой выше, а весной и летом ниже, чем на северо-восточном. Годовая амплитуда температуры воздуха на югозападном склоне в среднем на 1 0С меньше, чем на северо-восточном и в долине. Сравнивая годовой ход температуры почвы на рассматриваемых объектах, можно сделать вывод, что в целом почва на глубине до 60 см на юго-западном склоне зимой холоднее, а летом теплее, чем на северо-восточном. Годовой ход температуры почвы не согласуется с ходом температуры воздуха и определяется другими факторами – составом и вертикальной структурой фитоценозов. Таким образом, в изучаемых условиях микроклиматические характеристики на облесенных склонах северных и южных экспозиций не имеют резких различий. Это обусловлено закономерным формированием на этих склонах разных типов леса, сглаживающих значение экспозиции за счет различной плотности полога. Почвенное тепло зависит от температуры воздуха, но механизм передачи тепла воздух-почва обладает своей спецификой и зависит от состава и мощности лесной подстилки. Дубовая подстилка южного склона, обладающая высокой воздухоемкостью и низкой теплопроводностью, способствует нивелированию различий почвенных температур с почвами северного склона. 3.2. Динамика снегонакопления По продолжительности залегания снежного покрова район расположения Хехцирского стационара относится к территории, где время сохранения снежного покрова различается своей продолжительностью. Число дней с устойчивым снежным покровом равно 166-170.

61

Снежный покров обусловливает степень влажности почв, глубину промерзания и процессы почвообразования. Кроме того, он играет огромную роль в ходе геоморфологических процессов. Это, прежде всего, консервация существующих форм рельефа в период активного смыва. Теплоизолирующая роль снега заключается в защите поверхности от температурного выветривания. Продолжительность залегания снежного покрова определяет начало и конец вегетационного периода. Для снежного покрова на изучаемой территории характерно: позднее становление, небольшая мощность, быстрый сход. Снег отличается сухостью, зернистостью и однородностью по высоте. Льдистые прослойки наблюдаются очень редко, так как в течение зимы оттепелей почти не бывает. Начало устойчивого снежного покрова приходится на вторую половину октября и начало ноября. Снег почти всегда падает на промерзшую почву, так как времени становления его предшествует период сильных холодов. Отмечено (Урываев, 1964), что на всех склонах на юге Дальнего Востока, кроме северных и горизонтальных участков, водоотдача начинается до наступления положительных температур воздуха, причем на склонах разной экспозиции она начинается при разных температурах воздуха. Если при температуре воздуха + 20 С водоотдачу на горизонтальном участке принять за 100 %, то на северном склоне она еще не началась, на южном равна 253 %, на западном и восточном 167 %. Это объясняется разновременным поступлением тепла на склоны от прямой солнечной радиации, которая в основном определяет снеготаяние. Эта закономерность подтверждается и нашими наблюдениями на Хехцирском стационаре. Полный сход снежного покрова на водоразделе и на южных склонах происходит на 3-5 дней раньше, чем на северном. У подошвы склонов и на узких участках долин снег оттаивает значительно позже (на 20-25 дней), чем на склонах. Снежный покров является одним из основных факторов, определяющих процесс промерзания и оттаивания почвы, который, в свою очередь, оказывает большое влияние на жизнедеятельность растений, на многие гидроклиматические явления, на водный режим самих почв и их физические свойства. До установления постоянного снежного покрова на глубину промерзания существенно влияют отрицательные температуры воздуха в бесснежный период, влажность почвы к моменту наступления отрицательных температур и характер растительности, которая имеет различные терморегулирующие и снегонакопительные способности. Более влагоемкие и водоудерживающие суглинистые почвы при прочих равных условиях промерзают значительно меньше, чем песчаные. Таким образом, на распределение снежного покрова и динамику снегонакопления и снеготаяния существенную роль оказывает рельеф, структура и состав растительного покрова. В горном рельефе в зоне кедровошироколиственных лесов наибольшие запасы снега отмечаются в долинах, на северных склонах - на 20 % больше, чем на южных.

62

4. ВЛИЯНИЕ ГИДРОКЛИМАТИЧЕСКОГО РЕЖИМА НА ПОСЛЕПОРУБОЧНО-ПОСЛЕПОЖАРНЫЕ СУКЦЕССИИ В РАВНИННЫХ ЕЛЬНИКАХ 4.1. Экологическая роль лесных пожаров К одному их важнейших факторов, влияющих на состав, строение и развитие лесных биоценозов, относятся пожары. Природное разнообразие лесов складывается в основном из различных стадий послепожарных сукцессий (Thie,1974; Комарова, 1979; Акимов и др. 1999; Juday, et al., 1999, 2000; Кудинов, 2000; Gehlhausen et al., 2000; Halvorsen, 2000; Antos et al., 2002; Болтрушко и др.., 2002; Кондратьева, 2002; Санников, 2002; Утин, 2002; Коровин, Зукерт, 2003). В условиях Дальнего Востока они оказывают в 4-5 раз большее воздействие на экологические ситуации, чем рубки. За последние пятьдесят лет пройденная огнем площадь в лесном фонде Хабаровского края составила более 9 млн га (Коломыцев, 2002). На многих из них значительная часть насаждений имеет следы нескольких пожаров (Костырина, Чурикова, 2002). Для оптимального функционирования экосистем необходимы равновесные условия в системе биота - абиотические факторы. Пространственно-временные состояния биоты, увлажнения и теплообеспеченности экосистем максимально устойчивы в естественных условиях. В каждой точке географического пространства бинарный гидролого-климатический процесс определяет свой потенциал устойчивости. Леса Дальнего Востока выступают главным стабилизатором экосистем региона, они играют ведущую роль в охране водных ресурсов и сохранении почвенного покрова. Это крайне важно для защиты уникальных дальневосточных нерестилищ лососевых рыб. Сейчас леса существенно трансформированы промышленными рубками и лесными пожарами. Трансформированность лесного покрова в Еврейской автономной области составляет 57 %, Хабаровском крае – 36 % (Природопользование…, 2005). В структуре подвегшихся пожарам лесных земель до 70 % составляют болота, 15 % - травяно-кустарниковые пустоши, редины – 10 %, каменисто-щебнистые обнажения – 5 % (Ефремов, Швиденко, 2003). Повторные или систематические пожары, проходящие на одних и тех же участках, которые, уничтожая растительность и обнажая минеральный почвенный горизонт, изменяют гидрологический и термический режим почвы, стимулируя такие негативные процессы как заболачивание. Если сукцесионная смена сопровождается заболачиванием, дополнительную теплоизоляционную роль играет густой моховой покров (Тумель, 1939; Тумель, Шполянская,1978; Баккал, Горшкова, 2000). В этом случае среднегодовая температура почвы становится выше за счет зимних значений. Многие исследователи связывают повышение температур с потеплением климата, хотя на самом деле идет процесс заболачивания. Одним из основных методов выявления деградации экосистем является помесячное наблюдение за динамикой температур почвы, а именно, установление снижения летних почвенных температур (Ефремов и др., 1981).

63

Кроме снижения экологического потенциала леса, пожары сказываются на изменении баланса углерода и кислорода. Возобновление послепожарной растительности является ключем к восстановлению продуктивности кислорода. Согласно расчетам (Cochrane, 2003), чистая эмиссия углерода от лесных пожаров эквивалентна 41 % объема ископаемых энергоносителей, использованных за 1 год. Эколого-лесоводственная деятельность вносит существенный вклад в смягчение эмиссии парниковых газов (Моисеев, 1990; Gates, 1990; Karjalainen, Makipaa, 2000; Amiro et al., 2000; Byrne, Perks, 2000; Milne et al., 2004; Wang et al., 2001). При этом еловые леса депонируют наибольшее количество углерода - 48,6 % от общего количества, накопленного в биомассе (Галенко и др., 2002). Максимальные запасы углерода приходятся на надземную массу, в подземной составляющей его накапливается в пять раз меньше (Castro et al., 2000; Radogjou, Raftoyannis, 2004). Пожары растительности встречаются во всех типах ландшафтов: болотных, луговых, тундровых, лесных. В последних они особенно сильны. Лесные пожары сопровождают практически все виды пользования, так как большинство из них приурочено к лесным территориям – преобладающему типу ландшафтов в изучаемом районе. Максимальное количество загораний возникает в местах скопления людей и интенсивного освоения территории. Но наибольшая площадь лесопокрытых лесных земель (с экологической точки зрения важна именно эта площадь) выгорает в отдаленных районах, где интенсивность пользования невелика, но куда затруднена доставка средств тушения и людей. Там пожары превращаются в крупные и охватывают десятки тысяч гектаров. Перед началом экономического кризиса лесное хозяйство Дальнего Востока было в состоянии контролировать лесопирологическую обстановку в регионе в средний по горимости год, но и тогда оно не могло справиться с пожарами в годы катастрофической горимости, случающиеся один раз в 10-15 лет, и нередко сводящие на нет усилия всех предыдущих годов. В текущей кризисной ситуации неплатежей и сокращения бюджетного финансирования пожарный контроль резко ослабел (Христофорова,1999, 2005; Природопользование..., 2005). Сложный рельеф и крайне редкая сеть дорог определяют труднопроходимость территории для лесопожарной техники. Ликвидация загораний крайне затруднена, поэтому для Хабаровского края большое значение имеет авиалесоохрана. В настоящее время из-за отсутствия достаточного финансирования охраняются только южные, центральные и часть северных районов края, что составляет 45 % лесного фонда. На остальной территории, входящей в зону охраны, проводятся лишь эпизодические осмотры (Коломыцев, 2002). Горимость лесов края является одной из самых высоких в Российской Федерации. С 1952 по 2002 годы здесь возникло 32080 лесных пожаров, а пройденная огнем площадь составила более 9 млн га. За этот период огнем было повреждено или уничтожено свыше 231 млн м3 древесины. Катастрофические лесные пожары 1998-1999 годов в Хабаровском крае

64

повредили или полностью уничтожили леса на площади 2,7 млн га (3 % от общей площади лесного фонда). Было уничтожено 150 млн м3 древесины, что составило 20 годовых объемов заготовки древесины. В самые задымленные месяцы – июль-август максимально разовые и среднесуточные концентрации диоксида серы, диоксида азота, формальдегида превышали норму в 29, 45, и 50 раз, соответственно. Несомненно, такие пожары должны рассматриваться как пирогенные катастрофы, выходящие за рамки региональной значимости, экологические и социально-экономические следствия которых во времени проявляются столетиями (Гиндулина, 2002; Ефремов, Швиденко, 2004). За 2000-2001 годы в крае возникло 1360 лесных пожаров на общей площади 261 тыс. га. В целом до 30 и более процентов площади лесных земель с высокопродуктивными лесами (с запасом фитомассы до 2000 т/га) трансформируются после катастрофического однократного или многократного воздействия пожаров в необратимые пустоши. Восстановление исходного коренного биоценоза и допожарного уровня биопродуцирования на них возможно только посредством целевых мелиораций. Естественный процесс восстановления леса требует многих усилий. По природно-экономическим условиям и перспективе развития лесного комплекса территорию Хабаровского края можно разделить на две примерно равные части: Приохотье и Приамурье. Хабаровское Приохотье (Охотский, Аяно - Майский и Тугуро - Чумиканский районы) является частью севера Дальнего Востока России (ДВР), для которого характерны суровые климатические условия, вечномерзлые грунты, чрезвычайно слабая заселенность, оторванность территории от основных узлов развития. Хабаровское Приамурье находится в более благоприятных лесорастительных и транспортно-географических условиях. На этой же территории сконцентрированы все крупные и средние лесозаготовительные, а также лесоперерабатывающие предприятия. Лесопожарная статистика Дальнего Востока имеет огромный разброс данных по отдельным годам и территориям и связана со сложным влиянием различных факторов (табл. 8). Таблица 8 Лесопожарная ситуация на Дальнем Востоке в 1960-1998 гг. Показатель Средняя максимальная минимальная Средняя максимальная минимальная

Хабаровский Приморский ЕАО край край Годовая горимость, % 0, 30 0, 60 0, 08 3, 06 9, 73 0, 53 0, 02 0, 02 0, 004 Средняя величина одного пожара, га 260 110 32 1514 775 127 29 6 2

Амурская область 0, 18 1, 61 0, 01 120 672 6

65

Источники: рассчитано по базам данных лаборатории экономики ДальНИИЛХ и ИЭИ ДВО РАН, 2000. Леса в основном являются горными. Гористость Хабаровского края составляет около 70 %.Покрытые лесом земли занимают 69 % всего лесного фонда (табл.9). Таблица 9 Структура лесного фонда по категориям земель, 2003 г., тыс. га

Регионы

Покрыт ые лесом

Не покрытые лесом

Итого

Нелесные земли

Общая площадь лесного фонда

15826,7

73705,1

514,2

2137,2

Хабаровски 50924,2 6918,2 57842,4 й край ЕАО 1563,1 59,9 1623,0 Источник: База данных ИЭИ, 2003.

Самые распространенные леса в Хабаровском крае – лиственничные, доля которых в лесном покрове составляет 75 %, возрастая с юга на север. В ЕАО преобладают елово-пихтовые леса. На их долю приходится 40 %. На сосновые и лиственничные приходится почти по 30 % (табл.10). Таблица 10 Распределение покрытых лесом земель по преобладанию древесных пород в лесном фонде, 2003 г, % Всего Листвен хвойны -ница х

Территория

Сосна и кедр

Ель и пихта

Хабаровски й край

3,2

15,3

55,7

ЕАО

11,7

15,6

10,6

Листве н-ные

Стелющие ся леса и кустарники

74,2

13,6

12,3

38,0

62,0

0,0

Источник: База данных ИЭИ, 2003. Особенно губительны катастрофические пожары, которые повторяются, примерно, каждые десять лет. Годами с катастрофической горимостью были 1954, 1976, 1988, 1998 (табл.11). Промышленные рубки в регионе начались в 1870-х годах. С тех пор и до настоящего времени заготовка древесины шла неравномерно, В середине 1980-х годов промышленные заготовки достигли своего пика и затем до 1998 г. постоянно сокращались. В 1994-2004 годах происходило новое нарастание объемов лесозаготовок, но оно достигло в Хабаровском крае лишь половину, в ЕАО чуть больше трети прежнего максимального объема (табл.12).

66

Таблица 11 Охват лесного фонда основными антропогенными факторами динамики лесов

Территория

Доля территоСреднегодории, охваПосадки вая площадь ченной пожаров, леса, действием тыс. га за тыс. га факторов, 1991-2000 гг. % (оценка)

Рубки главного пользования, тыс. га

Промежуточные рубки, тыс. га

69, 8

39, 7

12, 5

235, 0

80

1, 0

3, 7

0, 8

2, 7

100

Хабаровск ий край ЕАО

Таблица 12 Объем заготовок древесины в Хабаровском крае и ЕАО в 1980-2002 гг. (тыс м3). Территория Хабаровский край ЕАО

Годы 1980

1986

13704,7 14719,0 337,3

375,0

1990

1995

1998

2002

11593,2

4564,2

3324,6

7205,6

341,0

54,9

11,7

92,2

Первичные гари, как правило, хорошо возобновляются, чаще всего со сменой хвойных пород мягколиственнми, но нередко и без смены пород, особенно в светлохвойных лесах. Возобновление первичных гарей происходит, примерно, в те же сроки, что и вырубок. В отличие от вырубок, гари возникают не только в благоприятных, но и в более суровых условиях верхних поясов гор, где их возобновление растягивается до 30-40 лет. Основное препятствие возобновлению гарей - повторные пожары, по мере учащения которых гари переходят в курумы и другие бесплодные земли. Таков же результат прогорания вырубок, особенно неоднократного. Многократное прохождение пожаров по одному и одному же месту, что является обычным в Хабаровском крае, приводит к деградации условий произрастания растительности и обитания животных, а нередко вызывает и полную потерю почвенного слоя и, следовательно, огромной части (до двух третей) биопродуктивности. На таких участках восстановление биопотенциала затягивается не только на десятилетия, но порою на столетия (Кречетов и др., 1977). Повышение горимости на уровне лесхоза на 1 % увеличивает долю

67

антропогенных не покрытых лесом земель на 8, 4 %. Повторный анализ для юга ДВР был проведен на уровне «субрегион - регион» и по более длинному временному ряду, охватывающему 37 лет. Установлено, что имеется значительная криволинейная выраженная статистическая связь (n =0, 49 при уровне существенности 5 %). В целом эта связь показывает рост доли не покрытых лесом земель в лесных землях по мере возрастания горимости. Лесные культуры в Хабаровском крае, прежде всего из-за высокой опасности лесных пожаров, играют недостаточно существенную роль в воспроизводстве лесных ресурсов. Намного эффективнее, в том числе по параметрам лесовосстановления, вложить эти средства в борьбу с лесными пожарами. Поэтому все усилия должны быть направлены на всестороннее совершенствование противопожарной системы. Возможны следующие варианты воздействия лесных пожаров на леса: • При среднем уровне горимости - стабилизация или медленное расширение площади покрытых лесом земель, при продолжающейся негативной их качественной трансформации. • Катастрофические годы повторяются в среднем 1 раз в 10-13 лет. Усредненный максимальный уровень горимости при снятии охраны составит около 0, 5 % лесных земель в год. Это, безусловно, поведет и к качественной, и к площадной потере лесов со скоростью около 0, 3-0, 4 5 % в год. • Минимальная горимость может быть доведена до уровня ниже естественного фона, т. е. почти до нулевого. Ущерб от пожаров повышается примерно на порядок величины от того, что они, как правило, накладываются на те или иные пользования, нередко достаточно интенсивные. Так, например, первый пожар на вырубке дает те же или даже большие последствия, чем второй пожар в естественной обстановке (Природопользование…, 2005) Значительное влияние на характер лесопользования оказало 4-5-кратное увеличение числа лесопользователей. В Хабаровском крае, обладающим наиболее значительным лесным комплексом на Дальнем Востоке, в 2002 г. было около 300 лесопользователей. Практически все предприятия работают с нарушением лесоводственных правил, вследствие чего за годы переходного периода истощительность лесозаготовок увеличилась. В южной части Хабаровского края, предположительно, незаконные рубки достигают 50-70 % от законных. В восточной и центральной частях края и ЕАО объем незаконных рубок можно оценить на уровне 30-40 %. В местах незаконных рубок возникает высокая захламленность участков порубочными остатками, что препятствует лесовозобновлению, и резко повышает пожарную опасность. Полное несоблюдение лесоводственно обоснованных технологий создает очаги почвенной эрозии на горных склонах. Ухудшается и породный состав будущих лесов в таких местах. Рост температуры воздуха способствует созданию пожароопасных ситуаций (Fri, 1989; Folland, 2001;Gavin. 2003)

68

Таким образом, на Дальнем Востоке по годовой и максимальной горимости, а также по средней величине площади одного пожара первое и второе места занимают, соответвенно, Хабаровский край и ЕАО. Естественная цикличность катастрофических пожаров на изучаемой территории составляет 10-15 лет. Сложная современная экономическая ситуация в лесном комплексе не позволяет оперативно ликвидировать возгорания даже в средние по горимости годы. Перечисленные причины обусловливают высокую трансформированность лесных земель, в том числе напочвенного покрова. Неустойчивость территории часто проявляется в деградации лесных экосистем, а именно, в заболачивании земель. 4.2. Эволюция почв на гарях В действии огня на лесные почвы можно выделить некоторые общие моменты, присущие для всех пожаров, для всех типов почв и для всех лесорастительных условий. Общее заключается в следующем: • Неразложенное органическое вещество лесных почв или часть его разрушается огнем, при этом снижается содержание азота в почве • Под воздействием пожара теряется часть минерализованного органического вещества • Пожар действует на химические свойства верхних минеральных горизонтов, вызывает увеличение рН и содержания доступных для растений питательных элементов • Часто повторяющиеся пожары уменьшают количество почвенных животных • Огонь стимулирует процессы нитрификации в почвах • На поверхности подвергшихся пожарам почв резче выражены суточные колебания температур • Почвы гарей больше уплотнены, имеют низкую водопроницаемость и больше подвержены эрозии, чем почвы, не подвергавшиеся действию огня • Под влиянием лесных пожаров на свежих гарях улучшается ложе для прорастания семян хвойных пород (Фирсова, 1960). Одна из закономерностей лесовосстановительного процесса на гарях заключается в том, что в зависимости от давности возникновения гари фитомасса травяного покрова постепенно уменьшается и возрастает фитомасса мхов. На таких участках гарей грунтовая всхожесть семян через 5 лет после пожара понижается в 10-15 раз, через 10 лет – в 20-25 раз, по сравнению с первым годом после пожара. Временное заболачивание участков в первые 2-3 года после пожара способствует быстрому заселению и развитию послепожарных мхов, чаще такие участки встречаются в нижней части увалов и на других пониженных местоположениях. В результате появившиеся всходы лиственницы заглушаются травяным покровом. При изучении почвенных температур под разными типами долинных лесов – ели белой, тополя бальзамического и на трехлетней вырубке было установлено, что наиболее быстро в течение августа уменьшение тепла происходит в ельниках до глубины 91 см (Тарабукина,

69

Савинов, 1990). На вырубке из-за отсутствия плотного напочвенного покрова амплитуда колебаний намного выше (Geffrey, 1963) Известно, что лесные пожары вызывают не только прямую смену фитоценозов, но и воздействуют опосредованоопосредовано, через изменение параметров гидроклиматического режима почв, коренные изменения экотопических условий местообитаний, и, как следствие, смену генерального направления естественной динамики биогеноцетического покрова. Однако количественные характеристики механизма послепожарных изменений параметров лесной среды изучены слабо, особенно в условиях Дальнего Востока. 4. 3. Послепожарная трансформация почв на Быстринском стационаре На Быстринском лесном стационаре ДальНИИЛХ в северотаежной фации ельников выполнялись специальные исследования по изучению микроклиматических условий на серии лесных участков, представляющих звенья пирогенных сукцессий ельников зеленомошников (Ефремов, 1978; Сапожников, Киселева, 1977). Наблюдения проводились на постоянных пробных площадях, оборудованных метеопостами с комплексом стандартных приборов, в коренном типе леса – ельнике зеленомошном (далее – ельник) и производных типах – лиственничнике багульниково-сфагновом (далее – лиственничник) и березняке багульниково-брусничном (далее – березняк). Близкое расположение пробных площадей, однородность геоморфологических условий (плоская высокая древняя терраса Амура) и генетически четко выраженная направленность смен лесной растительности позволяют на базе параллельных микроклиматических наблюдений получить количественное выражение послепожарных трансформаций микроклимата ельников при различных вариантах их сукцессий. Древостой и нижние ярусы ельника имеют типичное сложное строение и мозаичную структуру, характерные для разновозрастных ельников, и достаточно детально описаны (Цымек и др., 1969). Лиственничник является одной из заключительных стадий в ряду дигрессионных пирогенных смен коренного ельника. Участок неоднократно пройден пожарами. Последний пожар 1964 г. вызвал значительное усыхание в древостое лиственницы и полностью уничтожил немногочисленный подрост ели. Древостой одновозрастный. В подлеске встречаются единичные кусты кедрового стланика, березы тощей. В травяно-кустарничковом ярусе абсолютно преобладает багульник, образующий сплошное покрытие. Моховой покров сплошной, в основном из сфагновых мхов. Березняк – одна из промежуточных ступеней послерубочнопослепожарной сукцессии коренного ельника через лиственничник брусничнобагульниковый с елью. Вырубка обильно возобновилась березой, лиственницей и спорадически елью после низового пожара 1960 г. Возобновление лиственницы удовлетворительное, неравномерное, высотой 0,2 - 0,4 м. В подлеске - куртины березы тощей, жимолости, спиреи, шиповника. За период наблюдений вырубка перешла в категорию молодняка. В напочвенном покрове

70

отмечаются большие куртины багульника, а также осоки, вейник, дерен канадский и многочисленные пятна брусники (Ефремов и др., 1981). Изучение водного режима и физических свойств почв в ельнике зеленомошном и его производных – березовом молодняке, лиственничнике с елью и лиственничнике багульниково-сфагновом – возникших под влияние рубок и пожаров, показало, что смена коренных древостоев в Нижнем Приамурье сопровождается резким изменением физических свойств почв и нарушением водного режима, что прежде всего отражается в морфологическом строении почвенного профиля. Установление взаимосвязей пирогенных трансформаций почв и растительности позволяет провести предварительную допожарную дифференциацию лесов по их потенциальной уязвимости огнем. На Дальнем Востоке все формации условно по отношению к однократному воздействию устойчивого низового пожара могут быть разделены а следующие 5 групп: • Крайне уязвимые, т. е. подверженные необратимым изменениям – кедровостланиковая формация, подгольцовые и горные ельники и лиственничники • Сильно уязвимые. Вероятность обратимых и необратимых изменений примерно равна. Сосняки, равнинные ельники и лиственничники • Средне уязвимые. Преобладают обратимые изменения. Кедровошироколиственные леса, чернопихтарники, дубняки, черноберезники, каменноберезники, порослевые древесно-кустарниковые заросли • Слабо уязвимые. Необратимые изменения практически исключаются. Белоберезники, осинники, широколиственные леса, ерники • Практически неуязвимые (легковосстанавливающиеся). Возможны лишь слабые и дигрессионные изменения. Пойменные лиственные леса, заросли ольховника (Сапожников, Киселева, 1977). 4.4. Послерубочно – послепожарное экосистемах приамурских ельников

изменение

микроклимата

в

Пирогенная смена типа леса, ценотической структуры и состава насаждений вызвала прежде всего резкое изменение световой обстановки и условий для проникновения осадков. Изменилась как горизонтальная, так и вертикальная структура кронового и межкронового пространства (рис. 23 - 25). Кроны в ельнике имеют максимальную густоту, средняя высота их более 10 м. В лиственничнике кроны занимают привершинные 4,5-метровые части и крайне разрежены. В березняке очищение стволов от сучьев не более метра, кроны густые. Средняя освещенность в лиственничнике в 13 ч в ясную погоду почти в 2, а в пасмурную погоду в 4 раза больше, чем в ельнике; в березняке – соответственно, в 1,2 и 2 раза больше. В березняке в отдельные месяцы вегетационного периода осадков проникает почти в два раза больше, чем под пологом ельника, а в лиственничнике их бывает на 15 -18,4 % больше, чем в березняке. Самая

71

высокая интенсивность дождя в лиственничнике и в березняке составляет 0,37, в ельнике – 0,27 мм/мин.

Рис. 23. Схема проекций крон в лиственничнике

72

Рис. 24. Схема проекции крон в березняке

73

Рис. 25. Схема проекции крон в ельнике

74

Одной из характеристик распределения снега на территории является коэффициент неравномерности – отношение наименьшей высоты снега к наибольшей. В лиственничнике и березняке он на 0,08 - 0,15 выше, чем в ельнике. Высота снега в ельнике на 19-33,5 % меньше, чем в лиственничнике и березняке. К началу снеготаяния запасы воды в снеге в березняке были на 35 % больше, чем в ельнике. Устойчивость различий в снеговом режиме между типами леса (ступенями пирогенных сукцессий) подтверждается и данными маршрутных снегосъемок. Почвы ельника промерзают глубже, чем в сформировавшихся пирогенных сукцессиях, что обусловлено меньшей мощностью снега перед началом промерзания. Почвы лиственничника промерзают на меньшую глубину из-за высоких теплоизоляционных свойств багульниково-сфагнового покрова и более мощного слоя снега. Известно, что с увеличением влажности увеличивается коэффициент теплопроводности и теплоемкости грунта и выделение количества тепла при льдообразовании. Первое приводит к увеличению глубины сезонного промерзания, второе – к ее сокращению. Связанная вода замерзает при более низких температурах – -3-4 0С, в то время как температура свободной воды равна 00С. Поэтому избыточно увлажненные почвы с мощным моховым очесом в лиственничнике промерзают на меньшую глубину, чем в ельниках. На вырубке глубина промерзания в начале зимы заметно больше, чем в ельнике, но по мере роста березового молодняка разница в промерзании почв сокращается. Важную роль в обеспечении почв влагой играют сроки их оттаивания. Если к началу интенсивного снеготаяния почва остается мерзлой, то будут большие потери влаги на поверхностный сток. Если почва успеет частично оттаять, то большая часть влаги перейдет во внутрипочвенный сток. Кроме того, происходящее увеличение объема почвы при замерзании на 10-20 %, в зависимости от влажности почвы с последующим оттаиванием оказывает разрыхляющее действие, что улучшает инфильтрационные ее свойства и способствует переводу талых вод во внутрипочвенный сток. Н.А. Воронков и С.А. Кожевникова (1970) выделяют три типа оттаивания под различными угодьями. Первый тип – почва оттаивает снизу, в основном на луговых участках. Второй тип – почва оттаивает снизу и частично сверху – под лиственными и лиственничными насаждениями. Третий тип – почва оттаивает в основном сверху – под ельниками. Оттаивание снизу объясняется результатом градиентного распределения разных температур почвенных горизонтов. Н.А. Качинский (1970) объясняет оттаивание снизу поступлением тепла из более глубоких слоев. При наличии мощного снегового покрова (82-110 см) происходит оттаивание почвы снизу - вверх за счет внутреннего тепла земли. Оттаивание почвы происходит раньше всего в березовом молодняке, затем в ельнике зеленомошном и, в последнюю очередь, в лиственничнике багульниковом. Мощная лесная подстилка в лиственничнике, охлажденная в бесснежный период, является значительным конденсатором холода, который препятствует

75

оттаиванию почвы сверху. Мерзлый слой толщиной 20-25 см залегает здесь до конца июля – начала августа. Медленное оттаивание почв, на доли сантиметра в день, начинается в апреле. В мае интенсивность таяния мерзлоты составляет в среднем в ельнике и лиственничнике 0,8, в березняке 2,8 см/день. Почвы березняка полностью оттаивают к концу мая, ельника – к середине – концу июня. Темпы таяния в лиственничнике возрастают к концу июня – началу июля (до полного оттаивания), соответственно, 1,5 - 4,5 см/ день. Таким образом, на изучаемой территории, снежный покров залегает болееменее равномерно в березовом молодняке, чем в ельнике зеленомошном. Коэффициент неравномерности в нем равен 0,73-0,92, против 0,40 - 0,50 в ельнике. В течение зимы на обоих участках он накапливается равномерно. Максимальные запасы его наблюдаются перед началом снеготаяния (в апреле). Почвы на вырубках промерзают глубже, чем под пологом исходных типов леса, но оттаивают раньше. Оттаивание почв в условиях Нижнего Приамурья происходит в основном сверху, за счет инфильтрации талых вод. Сумма активных температур воздуха более 100С в березняке составляет 1800, в ельнике и лиственничнике – 17000С. Вегетационный период с температурой выше 100С длится 111 – 117 дней, с температурой выше 50С – 131-133 дня и составляет в среднем в ельнике и лиственничнике 19700С, в березняке 21000С. За десятилетний ряд наблюдений разница в датах перехода в основном сохранялась. Температурный режим воздуха различается в древостоях разных пород главным образом ходом изменения в утренние и дневные часы. Минимальные температуры приходятся на часы восхода Солнца и меняются по месяцам. В мае - июле – это 5 ч, в августе – 6 ч утра, в сентябреоктябре – 7 ч. По наблюдениям за май – июнь в утренние часы в ельнике и березняке нарастание температур после восхода Солнца идет в среднем равномерно на 10С за каждый час. В лиственничнике же, в связи с повышенной влажностью и большими затратами тепла на испарение, с 5 до 8 ч утра (до полного исчезновения росы) температура повышается всего на 0,4 0С в час и лишь с 8 ч темпы нарастания выравниваются в древостоях различных пород. В аномально холодные периоды лета (июнь и август 1976 г), когда среднемесячная температура воздуха опускалась до 13-14 0С, рост температур в лиственничнике в утренние часы достигал 1,3 0С. Срок становления максимальных температур, даже в мае-июне, когда световой день длиннее, и зимой, при укороченном световом дне, приходится на 16 ч. По данным для 13 часов в лиственничнике и березняке почти на градус тепле, чем в ельнике. Весной нарастание температур воздуха идет быстро, укладываясь в декаду для перехода через рубеж 0, 5, 100С. Переход почвенных температур на глубине 20 см в сторону положительных среднесуточных значений происходит через 23 дня после наступления положительных среднесуточных температур воздуха. Весной 1976 г. переход почвенных температур через О 0С во всех древостоях наблюдался 10 мая. В то же время, до наступления устойчивых температур

76

почвы в 5 0С прошло, соответственно: в березняке -31, в ельнике -36, в лиственничнике – 65 дней. Разница между значениями сумм температур средних суточных и средних ночных на Быстринском стационаре достигает за месяц: в березняке 72-100, в ельнике – 36-72, в лиственничнике – 51-920С. На долю дней со средней дневной температурой в июле выше 150С приходится 97 %, в августе среднедневные температуры выше 200С составляют 45 % (табл. 13). Таблица 13 Среднемесячная температура воздуха в различных древостоях, 0С Древостой

Ельник

Лиственничник

Березняк

Годы 1971 1972 1973 1974 Среднее 1971 1972 1973 1974 Среднее 1971 1972 1973 1974 Среднее

июнь 15,2 10,7 14,5 16,3 14,2 15,4 9,5 13,1 16,7 13,7 14,2 12,5 16,5 17,2 15,1

Месяц июль 15,7 15,3 16,7 19,1 16,7 16,5 15,4 16,8 18,4 16,8 16,1 15,2 16,7 19,7 16,9

август 14,4 15,5 17,0 15,8 15.7 15,0 12,6 17,1 16,7 15,4 15,5 11,5 17,4 18,0 15,6

Исследованиями Е.Н. Елагина (1962) установлено, что лучшими показателями условий произрастания растений являются именно экстремальные температуры. По нашим данным, максимальные температуры имеют такой же ход, как и суточные. Минимальные температуры наиболее высоки в ельнике. Однако разница сумм минимальных температур по типам леса незначительна. Меньшей амплитудой колебания температур воздуха в ельнике можно объяснить сравнительно небольшую разницу сумм активных температур в густом ельнике и крайне разреженном лиственничнике. Разница между суммами средних Между максимальных температур за месяц достигает 37-600С. среднемесячными температурами в древостоях разных пород существует линейная связь, что позволяет определить температуру воздуха в одном из типов древостоев, зная температуру другого. Для 13 часов эта зависимость приведена в табл.14.

77

Таблица 14 Средняя разница значений температур воздуха в разных типах леса Разница температур между древостоями, 0 С Лиственничникберезняк Ельник-березняк

Месяц май

июнь

июль

август

сентябрь

октябрь

-

-0,8

-0,5

-1,3

-1,2

-0,4

-1,3

-1,6

-1,2

-2,3

-2,3

-1,0

Ход влажности воздуха в основном противоположен ходу температур. До 10 % за декаду влажность воздуха выше в ельнике, в березняке и лиственничнике она примерно одинакова. Амплитуда колебаний на поверхности почвы выше всего в березняке. С ростом молодняка амплитуда уменьшается, но остается выше, чем в других древостоях. Поверхность почвы в среднем за вегетационный период в березняке и лиственничнике, по данным для 13 ч, на 2,6 – 2,3 0С выше, чем в ельнике, но максимальные температуры в березняке выше, чем в лиственничнике. Абсолютный максимум на почве был зарегистрирован в березняке 9 августа 1970 г. +49 0С и в ельнике +36,5 0С. Кривые хода температуры воздуха и почвы смещены относительно друг друга. Если положительные среднесуточные температуры воздуха наблюдаются с середины апреля, то на глубине 20 см нулевые температуры начинаются в мае. Переход через 5 0С происходит в березняке и в ельнике в первых числах июня; через 10 0С – в середине и конце июля. В лиственничнике эти даты, соответственно, приходятся на первую и последнюю декады июля. Также близки в березняке и ельнике максимальные температуры. Величина их достигала в необычно теплое лето 1974 г 16,0-16,2 0С. В лиственничнике самые высокие температуры достигали 11,3-12,0 0С, тогда как поверхность почвы в лиственничнике, по суммам срочных и максимальных температур, занимает промежуточное положение между наиболее теплыми в березняке и менее теплыми в ельнике. 4.5. Температурный режим почв В результате сочетания определенных свойств (теплоемкости, теплопроводности) и радиационного баланса каждый тип почв имеет свой температурный режим. Кроме того, в равнинной местности определяющим его фактором является лес, а в условиях горных районов существенную роль играет также тип рельефа: экспозиция и крутизна склонов, высота над уровнем моря и дном долины. Влияние всех этих факторов сказывается через освещенность, которая под пологом леса зависит еще от состава, полноты и возраста древостоя.

78

По степени влияния на температуру почвы на разных глубинах В. И. Таранков (1967) ставит на первое место чернопихтарник, затем кедровник на южных склонах, на последнем по воздействию оказывается ясеневник. Наши многолетние наблюдения за верхними слоями почвы по термометрам Савинова показали, что самыми холодными в течение июня-августа были почвы в лиственничнике багульниково-сфагновом (табл. 15). Таблица 15 Среднелетние температуры почвы на глубине 20 см (0С) Древостои Годы Ельник Лиственничник 1972 7,4 5,6 1973 6,5 5,5 1974 7,6 6,3 1975 7,0 5,4 1976 7,2 4,8 1977 8,3 5,9 1978 7,8 4,8 1979 8,3 4,7 Среднее 7,6 5,4

Березняк 8,5 8,8 11,0 9,1 8,8 10,2 9,2 10,1 9,4

Среднегодовые температуры по профилю почв во всех типах леса положительные (табл. 16). Низкие температуры в лиственничнике обусловлены слабым прогреванием почвы из-за очень густого кустарничкового покрова (сплошной багульник) и мощной лесной подстилки, толщина которой в августе была в 4,7 раза больше, чем в березовом молодняке и в 3,5 раза больше, чем в ельнике-зеленомошном. Таблица 16 Температура почвы по глубинам в 1972-1979 гг. Температура почвы, 0С Глубина В самый Тип леса почвы, Средне- СреднеСреднехолодны см годовая зимняя летняя й месяц Ельник

20 40 80 120

средняя Лиственничник

20 40 80 120

2,8 2,8 2,9 3,0 2,9 2,7 2,6 2,8 2,7

-2,6 -1,3 0,1 1,1 -0,7 -0,2 0,2 0,9 1,6

-4,4 -3,2 -1,4 -0,3 -2,3 -1,2 -0,8 -0,1 0,6

7,6 6,7 5,6 4,8 6,2 5,6 4,8 4,6 3,7

В самый теплый месяц 12,6 11,6 9,7 8,2 10,5 9,7 8,7 7,9 6,6

79

средняя Березняк средняя

20 40 80 120

2,7 4,2 4,5 4,6 4,6 4,5

0,6 -1,0 -0,2 1,1 1,9 0,4

-0,4 -2,6 -1,7 -0,2 0,7 0,7

4,7 9,4 8,9 8,0 7,1 7,1

8,2 14,1 13,3 11,6 10,4 10,4

На глубине 20 см температура почвы в августе на 3,0 - 4,5 0С ниже в лиственничнике по сравнению с березняком, и на 2,0 - 2,8 0С ниже, чем в ельнике. В ельнике на глубине 40-60 см температура почвы с декабря по март на 0,2-1,0 0С выше, чем в молодом березняке. Это, по-видимому, обусловлено меньшей циркуляцией воздуха в пределах ельника из-за меньших скоростей ветра. Начиная с конца марта и в дальнейшем после перехода температуры через 0 0С в сторону положительных температур (до октября) почвы в березняке теплее, чем в ельнике, причем весной на 0,2 - 0,8 0С, а в мае-сентябре на 1,5 0С. Переход температуры почвы зимой от положительных к отрицательным значениям на той же глубине происходит на 2-4 дня раньше в березняке, чем в ельнике. На глубине 80-120 см отрицательные температуры наблюдаются на 110 дней раньше в ельнике. В 1972 г. не наблюдалось отрицательных температур с глубины 60 см в лиственничнике, с 80 см в березняке, со 120 см в ельнике. Наибольшая годовая амплитуда температуры почвы была отмечена на глубине 20 см (22 0С) в молодом березняке, и 19 0С в ельнике. Наименьшая годовая амплитуда температуры почвы в ельнике (7 0С) наблюдалась на глубине 160 см, где она не опускалась ниже нуля градусов. В березняке амплитуда на 3 0С больше, чем в ельнике. Таким образом, при послепожарной и послерубочно-послепожарной смене типов леса в темнохвойных лесах Нижнего Приамурья наибольшие микроклиматические изменения происходят в термокриорежиме почв. При смене темнохвойных лесов светлохвойными и лиственными значительно увеличивается снегонакопление под пологом, и, соответственно, теплообеспеченность почв. Если смена сопровождается заболачиванием, дополнительную теплоизоляционную роль играют густой моховой и багульниковый покровы. В этом случае почвы зимой теплее, а летом холоднее (в связи с резко замедленным оттаиванием), чем в коренном типе леса. Кроме того, торможение процессов промерзания и оттаивания при заболачивании происходит из-за повышенных расходов и выделения тепла при фазовых превращениях влаги. Изменение световой обстановки оказывает на микроклимат значительно меньшее влияние, чем изменение снегонакопления. Постпирогенные изменения микроклимата и напочвенного покрова влияют на экологическую роль лесов – обильное зарастание почвы багульником препятствует возобновлению не только исходного, но и коренного типа леса и, препятствуя испарению, вызывает заболачивание почв.

80

5. РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ЗОН ПОТЕПЛЕНИЯ, ПОХОЛОДАНИЯ И СТАБИЛЬНЫХ ТЕМПЕРАТУР 5.1. Динамика температуры воздуха Для района исследований по среднегодовым значением в 67 % случаев отмечается потепление (табл.17, рис. 4-18). Таблица 17 Характер изменения температуры воздуха в Хабаровском крае и ЕАО, % Тренд изменений Потепление

Август 11

Сентябрь 6

Октябрь 10

Ноябрь 38

Годовые 67

38

Зимние 72

Похолодание Стабильное состояние

72

76

84

33

22

42

19

17

18

6

29

11

20

9

Летние

Направленность изменения температуры в течение года в основном совпадает с общей динамикой для европейской части России. При этом в динамике температур в разные периоды может отмечаться и разный тренд. Так, анализ хода температуры воздуха усредненный по 35- летиям, на метеостанции Николаевск – на – Амуре (рис.26), где ведутся наблюдения уже в течение 150 лет, показал, что с 1855 температура воздуха в январе - июне была в основном ниже нормы. Начиная с 40-50 гг. прошлого столетия направление изменения динамики температуры на потепление произошло в этот же период. Очень резкое потепление происходит в мае-апреле. Вместе с тем, отмечается изменение направления на похолодание в июле-октябре, резко холодает в ноябре. Таким образом, рост температуры воздуха на сегодняшний день отмечается в течение семи месяцев – январь – июнь и декабрь. На нашей территории понижение температурных условий приходится на август - ноябрь, но максимальное похолодание наблюдается в октябре, а не в ноябре, как в европейской части. В ноябре практически равномерно распределены зоны потепления, похолодания и стабильные. По температуре воздуха выделяются следующие зоны: потепления и слабого потепления - побережье Охотского моря, Татарского пролива, южные земледельческие районы, западная часть Хабаровского края и три северных административных района. Зона снижения теплообеспеченности: большая часть долины р. Уда, западные склоны СихотэАлиня. Ко времени, в котором преобладает потепление, следует отнести месяцы первого полугодия.

-18,7

-19,2

-19,7

-20,2

-20,7

1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995

1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995

2005

2005

2000

1960 1960

Рисунок 26 – Динамика температуры воздуха Николаевск-на-Амуре, 35- летняя скользящая

2000

1955

1935

1930

1925

1915

1910

1905

1900

1895

1890

1885

1880

1875

1870

1865

1860

1855

1955

Февраль

1950

-24,6

1950

-24,1 1945

-23,6 1940

-23,1

1945

-22,6

1940

1935

1930

1925

1915

1910

1905

1900

1895

1890

1885

1880

1875

1870

1865

1860

1855

81

0

С по метеостанции

Январь

5,0

4,8

4,6

4,4

4,2

4,0

3,8

3,6

3,4

3,2 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005

1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005

1935

1930

1925

1915

1910

1905

1900

1895

1890

1885

1880

1875

1870

1865

1960

Май

1955

-3,4

1955

-3,2 1950

-3,0

1950

-2,8 1945

-2,6

1945

-2,4 1940

-2,2

1940

1935

1930

1925

1915

1910

1905

1900

1895

1890

1885

1880

1875

1870

1865

1860

1855

2005

2000

1995

1990

1985

1980

1975

1970

1965

1960

1955

1950

1945

1940

1935

1930

1925

1915

1910

1905

1900

1895

1890

1885

1880

1875

1870

1865

1860

1855

-11,6

1860

-2,0

1855

82 Март

-11,8

-12,0

-12,2

-12,4

-12,6

-12,8

-13,0

-13,2

Апрель

16,5

16,4

16,3

16,2

16,1

16,0

15,9

15,8

15,7

15,6 2005

2000

1995

1990

1985

1980

1975

1970

1965

1960

1955

1950

1945

1940

1935

1930

1925

1915

1910

1905

1900

1895

1890

1885

1880

1875

1870

1865

1860

1855

2005

2000

1995

1990

1985

1980

1975

1970

1965

1960

1955

1950

1945

1940

1935

1930

1925

1915

1910

1905

1900

1895

1890

1885

1880

1875

1870

1865

1860

1855

2005

2000

1995

1990

1985

1980

1975

1970

1965

1960

1955

1950

1945

1940

1935

1930

1925

1915

1910

1905

1900

1895

1890

1885

1880

1875

1870

1865

1860

1855

83

Июнь

12,9

12,4

11,9

11,4

10,9

Июль

17,0

16,8

16,6

16,4

16,2

16,0

Август

-9,3

-9,5

-9,7

-9,9

-10,1

-10,3

-10,5

-10,7

-10,9

1,5

1,4

Ноябрь

1935

1930

1925

1915

1910

1905

1900

1895

1890

1885

1880

1875

1870

1865

2005

2000

1995

1990

1985

1980

1975

1970

1965

1960

2005

2000

1995

1990

1985

1980

1975

1970

1965

1960

1955

1,6

1955

1,7 1950

1,8

1950

1,9 1945

2,0

1945

2,1 1940

2,2

1940

1935

1930

1925

1915

1910

1905

1900

1895

1890

1885

1880

1875

1870

1865

1860

1860

1855

2,3

1855

11,5

11,3

11,1

10,9

10,7

10,5

10,3

10,1

Октябрь

2005

2000

1995

1990

1985

1980

1975

1970

1965

1960

1955

1950

1945

1940

1935

1930

1925

1915

1910

1905

1900

1895

1890

1885

1880

1875

1870

1865

1860

1855

84

Сентябрь

85

2005

2000

1995

1990

1985

1980

1975

1955

1955

1970

1950

1950

1965

1945

1945

1960

1940

1940

1935

1930

1925

1915

1910

1905

1900

1895

1890

1885

1880

1875

1870

1865

1860

1855

Декабрь

-19,4 -19,6 -19,8 -20,0 -20,2 -20,4 -20,6 -20,8 -21,0

1970

1975

1980

1985

1990

1995

2000

2005

1970

1975

1980

1985

1990

1995

2000

2005

1965

1960

1935

1930

1925

1915

1910

1905

1900

1895

1890

1885

1880

1875

1870

1865

1860

1855

Год

-1,9 -2,0 -2,1 -2,2 -2,3 -2,4 -2,5 -2,6

1965

1960

1955

1950

1945

1940

1935

1930

1925

1915

1910

1905

1900

1895

1890

1885

1880

1875

1870

1865

1860

-14,20

1855

Зима

-14,30 -14,40 -14,50 -14,60 -14,70 -14,80 -14,90 -15,00 -15,10

На нашей территории понижение температурных условий приходится на август - ноябрь, но максимальное похолодание наблюдается в октябре, а не в ноябре, как в европейской части. В ноябре практически равномерно распределены зоны потепления, похолодания и стабильные. По температуре воздуха выделяются следующие зоны: потепления и слабого потепления -

86

побережье Охотского моря, Татарского пролива, южные земледельческие районы, западная часть Хабаровского края и три северных административных района. Зона снижения теплообеспеченности: большая часть долины р. Уда, западные склоны Сихотэ-Алиня. Ко времени, в котором преобладает потепление, следует отнести месяцы первого полугодия. Тенденция стабильного повышения теплообеспеченности почв на глубине 1,6 м и практически во все периоды отмечается в южных районах края и на прибрежных территориях вдоль Татарского пролива. Тенденция стабильного понижения теплообеспеченности почв по подавляющему числу глубин и периодов (с формированием сезонной и годовой тенденции) отмечена в северных и северо-западных районах. Отсутствие выраженных тенденций на повышение или понижение почвенных температур за многолетний ряд наблюдений наблюдается «пятнами» среди территории с выраженной направленностью на повышение или понижение. Высокую уязвимость территории подчеркивает разнонаправленность термических процессов по глубинам. Таким образом, наглядно показано, почему для характеристики устойчивости и потенциального плодородия территории необходим анализ не только температуры воздуха, но и почвы, так как часто среднегодовой тренд может показывать потепление, а месяцы, в которых идет созревание урожая, могут иметь совсем другую направленность процессов. Прогноз на потепление климата по среднегодовым температурам может привести, к тому же, к значительному материальному ущербу, если развитие сельского хозяйства будет ориентироваться на выращивание теплолюбивых культур. 5. 2. Динамика температуры почвы Стационарными исследованиями было установлено, что на части территории, на которой после пожара началось заболачивание, отмечается уменьшение глубины промерзания. Если анализировать только ход изменения глубины сезонного промерзания по мерзлотным показателям, можно прийти к неточному выводу – уменьшение слоя промерзания можно объяснить деградацией мерзлоты. В таких случаях дополнительным уточняющим фактором начинающегося процесса деградации территории может служить температура почвы. При заболачивании изменения температурного режима проявляются именно в летний период, а наиболее ярко – в снижении июльских и августовских температур почвы, тогда как среднегодовая температура повышается за счет более теплых среднезимних температур. Многими исследователями при расчете глубины промерзания за основу берется постулат, что температура почвы выше температуры воздуха и с глубиной амплитуда колебаний уменьшается. Первое утверждение верно и для Приамурья (табл. 18) .

87

Таблица 18 Амплитуда температуры воздуха и почвы за период 1956-1990 гг. Амплитуда температуры 0С, между воздухом – и температурой почвы № Название м/ст на глубинах 0, 2-3, 2 на глубине 0, 2м м 5 Охотск 3,0 2,0 13 Аян 4,4 1,4 31 Воскрксенское 6,7 0,4 38 П.Осипенко 5,6 0,5 39 Богородское 5,8 0,5 47 Мариинск 3,9 0,6 56 Сухановка 3,4 0,6 62 Чекунда 8,0 1,0 67 Комсомольск 4,9 1,2 69 Сегжема 5,8 1,2 82 Литовко 5,6 0,4 88 Совгавань 5,2 0,1 97 Хабаровск 6,3 0,4 101 Георгиевка 0,4 103 Бичевая 5,3 0,8 107 Вяземская 5,0 0,5 110 Лермонтовка 5,0 0,1 111 Бикин 5,0 0,2 113 Бира 4,2 0,4 115 Биракан 4,7 0,5 117 Смидовичи 5,1 0,4 121 Новотроицкое 0,7 123 Е-Никольское 4,0 1,0 Сопряженный анализ хода температуры воздуха и почвы показал, что в разных почвенных горизонтах направления изменения температур может не совпадать. Так, на метеостанции Хабаровск АГМС теплообеспеченность нижних слоев почвы в течение всего года, начиная с глубины 1,2 м, увеличивается. В верхних слоях почвы с мая по октябрь происходит как снижение, так и повышение значений температур и несинхронность изменения этих направлений. В почвах Хабаровского края и ЕАО отмечается высокая амплитуда колебаний температур, зачастую превышающая амплитуду колебаний температуры воздуха. На стандартной глубине от 0,8 м до глубины 3,2 м она только на трех метеостанциях не превышала 0,20С. Средняя минимальная амплитуда температуры по 18 метеостанциям составила 0,6; средняя максимальная 5,7 0С, и среднегодовая амплитуда температуры 2,1 0С. Все это указывает на чрезвычайную неустойчивость почв Приамурья. Высокую уязвимость территории подчеркивает разнонаправленность термических процессов по глубинам. По динамике температуры воздуха было проведено

88

выделение подзон и районов. Всего было выделено 8 подзон и 35 районов, испытывающих разнонаправленную динамику (рис. 27, табл. 19).

Рисунок 27 - Районирование территории Хабаровского края и ЕАО по динамике температур

89

Таблица 19. Районирование территории Хабаровского края и ЕАО по динамике температур Направление изменения Индекс Название района температуры воздуха I. 1. Северная горная подзона I. 1. 1. Кава-Тауйский горно-равнинный стабильное I. 1. 2. Иня-Ульбейский горный похолодание I. 1. 3. Охотский прибрежный потепление I. 1. 4. Охотско-Аянский горный потепление I. 2. Удская горно-долинная подзона I. 2. 1 Удско-Майский горно-долинный похолодание I. 2. 2 Чумиканский равнинный потепление I. 2. 3 Шантарский островной похолодание I. 3. Магу- Чаятынская низкогорно-равнинная подзона Слабое I. 3. 1. Торомский низкогорно-равнинный потепление I. 3. 2 Конин-Муниканский низкогорно-равнинный похолодание I. 3. 3 Средне-амгуньская горно-равнинная потепление I. 3. 4 Нижнеамурская низкогорно-равнинная стабильное I.4 Турано-Буреинская среднегорная подзона I.4. 1 Кербинский среднегорный стабильное I. 4. 2 Верхнебуреинский среднегорный потепление I. 4. 3 Умальтинский низкогорный стабильное I. 4. 4 Ургальско-Тырминский низкогорный потепление I. 4. 5 Верхнее-Урмийсий среднегорный стабильное 1. 4. 6 Баджальский среднегорный похолодание I. 5 Центральная Сихотэ-Алинская среднегорная подзона I. 5. 1 Верхнесукпайский среднегорный потепление I .5. 2. Гурско-Анюйский среднегорный похолодание I. 5. 3 Копи-Нижнетумнинский среднегорный потепление I. 5. 4 Тумнинский среднегорный стабильное II. 6 Средне-Амурская долинная подзона II. 6. 1 Облученский низкогорный стабильное II. 6. 2 Помпеевский низкогорный похолодание Среднеамурский равнинный низкогорноII. 6. 3 потепление равнинный Куканско-Поликанский низкогорноII. 6. 4 похолодание равнинный II. 6. 5 Куро-Ванданский низкогорно-равнинный стабильное II. 6. 6 Болоньский низкогорный похолодание II. 6. 7 Бактор-Чукчагирское низинно-равнинный похолодание II. 7 Западно-Сихотэ-Алинский горный подзона

90

II. 7. 1 II. 7. 2 II. 7. 3 II. 7. 4 II. 8 II. 8. 1 II. 8. 2 II. 8. 3

Матайский низкогорный похолодание Катэнский среднегорный потепление Хорско-Немптинский низинно-равнинный стабильное Гурско-Анюйский низкогорный похолодание Прибрежный низкогорно-равнинная подзона Восточный Сихотэ-Алинский низкогорный потепление Усть-Амурский низкогоно-равнинный потепление Удыльский равнинный похолодание

91

ЗАКЛЮЧЕНИЕ 1. Показано, что под пологом кедрово-широколиственного леса большое влияние на микроклимат оказывает характер растительности. Густой полог крон кедра и дуба на южном склоне пропускает гораздо меньше тепла по сравнению с рыхлым пологом крон лиственных пород на северном склоне. Поэтому срочные и максимальные температуры воздуха на этих склонах на высоте 2 м практически равны в течение всего вегетационного периода. 2. Выявлено, что почвы южного склона до глубины 80 см имеют практически одинаковые значения температур в вегетационный период. Температура почвы южного склона в июле почти на градус ниже, чем северного. Такая разница обусловлена наличием в подстилке склона южной экспозиции дубового опада, обладающего высокой термоизоляционной способностью. 3. Установлено, что с долговременными экологическими последствиями катастрофических лесных пожаров связано изменение параметров гидроклиматического режима почв. Увеличение мощности моховолишайникового слоя вызывает начало процесса заболачивания территории, сказывается в резкости снижении летних температур почвы от 1 до 3,50С. 4. Определено, что региональными особенностями территории следует считать разнонаправленное изменение среднегодовых температур воздуха: 67 % территории испытывают потепление, 22 % - похолодание, на 11 % температуры стабильны. Наиболее сильное снижение температур отмечается в августе-октябре - от 72 до 84 % числа случаев. Мозаичность распределения температурных условий предопределила выделение 8 климатических подзон и 35 климатических районов на территории Хабаровского края и ЕАО, требующих стратегии дифференцированного подхода к каждому конкретному участку в процессе природопользования. 5. Показано, что в южных и прибрежных районах края нижние почвенные горизонты испытывают потепление, тогда как в северных и северо-западных похолодание. 6. По среднегодовым значениям в 50 % случаев амплитуда температуры почвы превышает амплитуду колебаний температур воздуха. Недоучет этого фактора может негативно сказаться на устойчивости экосистем при нерегламентированном природопользовании.

92

ЛИТЕРАТУРА 1. Акимов П. В., Матвеев С. М., Подразский В. А. Анализ циклических колебаний ширины годичных колец Pinus strobus и Metasesequoia glyprostroboides // Мат. Моделир., компьютер, оптимиз. технол. параметров оборуд. и систем упр. лес. комплекса. /Тр. Воронеж. Гос. Лесотехн. Акад. Воронеж, 1999. С. 35-38. 2. Андреева М. А., Коротина Е. Ф. Многолетние колебания температурного режима Южного Урала // Всемирная конференция по изменению климата. Тезисы докладов. М., 2003. С. 371. 3. Анисимов О. А., Белолуцкая М А. Применение геоинформационной системы для прогноза агроклиматических характеристик // Метеорология и гидрология. 2001. №9. С.89-98. 4. Анисимов О. А., Белолуцкая М. А. Современное потепление как аналог климата будущего // Физика атмосферы и океана. 2003. №2. С.211-221. 5. Анисимов О. А., Белолуцкая М А., Лобанов В. А. Современное изменение климата и среды в области высоких широт // Метеорология и гидрология. 2003. № 1. С. 18-30. 6. Анисимов О. А., Нельсон Ф. Э., Павлов А В. Прогнозные сценарии эволюции криолитозоны при глобальных изменениях климата в ХХ1 веке // Криосфера Земли. 1999. №4. С.15-21. 7. Аракава Х. Изменение климата. Л.: Гидрометеоиздат. 1975. 110 с. 8. Александров Е. И., Петров Л. С., Субботин В. В. Современные изменения климата архипелага Шпицберген и окружающих его морей // Климат Северной полярной области. Л.: Гидрометеоиздат. 1988. С. 123- 134. 9. Асток В. К., Таранд А. Х. Возможности изучений колебаний климата и их причин исторического периода в бассейне Балтики // Физические основы изменения современного климата. М.: МФГО, 1980. С. 62-65. 10. Афанасьев А. Н. Колебания гидрологического режима на территории СССР. М. :Наука. 1967. 231 с. 11. Бабурин А. А., Бояршинов Е.С., Петров Е.С. Биоклиматический очерк весны на Хехцире // Геоморфологический очерк, ландшафтные и биоклиматические исследования в Приамурье. М. 1968. С. 24-30. 12. Баккал И. Ю., Горшков В. В. Влияние лесных пожаров на восстановление травяно-кустарничкового яруса сосновых лесов Кольского полуострова // Растительные ресурсы. 2000. № 2. С.1-13. 13. Балобаев В. Т., Заболотнтик С. И., Некрасов И. А. и др. Динамика температуры грунтов Северного Приамурья при освоении его территории // Техногенные ландшафты Севера и их рекультивация. Новосибирск: Наука. 1979. С. 74-88. 14. Березников К. П., Крамар Л. М. Радиационный режим склонов в Приморском крае применительно к плодоводству // Тр. ГГО. 1973. Вып. 306.С.121-132.

93

15. Берри Б. Л., Синхронные процессы в оболочках Земли и их космические причины // Вестн. МГУ. Сер. географ. 1991. №1. С. 20-27 16. Бобылев С. Н. Воздействие изменения климата на сельское хозяйство и водные ресурсы России. М.: Наука. 2003. С. 40-68. 17. Бауло В. Д., Втюрина Е. А. Сезонное промерзание почвогрунтов юговосточной части Амурской области / Актуальные вопросы охраны природы на Дальнем Востоке. Владивосток: ДВНЦ АН СССР. 1978. С. 100-107. 18. Белолуцкая М. А. Влияние изменения климата на вечную мерзлоту и инженерную инфраструктуру Крайнего Севера. Автореф. дис. … канд. физ.мат. наук. СП., 2004. 112 с. 19. Болтрушко В. М., Воронов Б. А., Шлотгауэр С. Д. Влияние катастрофических пожаров на биоразнообразие Хабаровского края // Охрана лесов от пожаров в современных условиях: /Материалы международной научно-практической конференции, Хабаровск, 2002, С. 170-174. 20. Борисенков Е. П., Пасецкий В. М. Тысячелетняя летопись необычных явлений природы. М.: Мысль. 1988. 522 с. 21. Будыко М. И. Современное изменение климата и палеоклиматы //Изв. АН СССР. Сер.географ. 1985. №6. С. 37-42. 22. Будыко М. И., Александров В. В., Бютнер Э, К. и др. Антропогенные изменения климата// Метеорология и гидрология. 1984. №6. С. 117-122. 23. Будыко М. И., Бютнер Э. К., Винников К. Я. Обнаружение антропогенного изменения климата // Метеорология и гидрология. 1986. №12. С. 15-16. 24. Будыко М. И., Винников К. Я., Дроздов О. А, Ефимова Н. А. Предстоящие изменения климата // Изв. АН СССР. Серия географ. 1978. №6. С. 5-20. 25. Будыко М. И., Ефимова Н. А., Локшина И. Ю. Ожидаемые антропогенные изменения глобального климата // Изв. АН СССР. Сер. географ. 1989. №5. С. 45-55. 26. Бузыкин А. И. Влияние лесной подстилки и мохового покрова на температурный режим почв // Роль подстилки в лесных биогеоценозах. /Тез .докд. Всесоюзн. совещ. М.: Наука,1983. С. 30-31. 27. Букс И. И. Ландшафтно-экологическая характеристика зоны БАМ и устойчивость природной среды // Вопросы географии. Сб. 105. 1977. С. 81-97. 28. Буфал В. В., Трофимова Е. И., Густокашина Н. Н. Методика оценки многолетних изменений термического режима почв // Регионы нового освоения: состояние, потенциал, перспективы в начале третьего тысячелетия. Владивосток: ДВО РАН. 2002. Т. 1. С. 42-44 29. Варущенко С. И. Крупнейшие извержения вулканов мира в ХУПХУШ веках и аномалии в погоде средних широт Евразии // Вестник МГУ. Сер. географ. 1986. № 6. С. 64-71. 30. Васильев И. С. Реакция термического режима почвогрунтов Якутии на современные изменения климата // Метеорология и гидрология. 1999. № 2. С. 98-104

94

31. Величко А. А. Эволюционная география, некоторые вопросы теории // Изв. АН СССР. Серия географ. 1985. № 6. С. 25-35. 32. Величко А. А. Глобальные изменения климата и реакция ландшафтной оболочки // Изв. АН СССР. 1991. № 5. С. 5-22. 33. Величко А. А. В поисках стратегии будущего // Изв. АН. Сер. географ. 1995 .№ 3. С. 11-24. 34. Величко А. А., Климанов В. А. Климатические условия северного полушария 5-6 тысяч лет назад // Изв. АН СССР. Сер. географ. 1990. № 5. С. 3852. 35. Величко А. А., Ясаманов Н. А. Современный и древний климат (естественно-исторический аспект) //Изв. АН СССР. Сер. географ. 1986. № 6. С. 5-15. 36. Вечерский С. С. Тенденции развития глубины промерзания грунтов на естественных и оголенных от снега площадках в зоне островной мерзлоты //Теория и методы прогноза изменений географической среды: Тез. V совещания географов Сибири и Дальнего Востока. Иркутск, 1973. Вып. 1. Ч. 1.С. 166-167. 37. Вильчек Г. Е. Устойчивость тундровых экосистем и прогнозирование последствий их антропогенной трансформации //Изв. АН. Сер. географ. 1995. № 3. С. 59-69 38. Винников К. Я. Чувствительность климата. Л.: Гидромеотиздат. 1986. 224 с. 39. Витвицкий Г. Н. Устойчивость и изменчивость климата по данным его характеристик на территории СССР за вегетационный период // Изв. АН СССР. Сер. географ. 1986. № 5. С. 5-20. 40. Волкова В. С., Михайлова И. В. Природная обстановка и климат в эпоху последнего (сартанского) оледенения Западной Сибири (по палинологическим данным) // Геология и геофизика. 2001. Т. 42. № 4. С. 678690. 41. Воронина Л. В. Роль теплового баланса в формировании климата почв // Почвенная климатология Сибири. Новосибирск: Наука. 1973. С.64-84. 42. Воскресенский С. С., Махова Ю. В. История развития ландшафтов Приамурья и особенности взаимодействия между их компонентами // Вестн. МГУ. Сер. географ. 1966. № 3. С. 24-32. 43. Выгодская Н. Н. Радиационный режим и структура горных лесов. Л.: Гидрометеоиздат. 1981. 259с. 44. Галенко Э. П., Бобкова К. С., Тужилкина В. В., Машика А. В. . Роль лесных фитоценозов Европейского Севера России в годичном стоке углерода // Экология северных территорий России. Проблемы, прогноз ситуации, пути развития, решения:/ Материалы международной конференции. Архангельск. 2002. С. 306-309. 45. Гарагуля Л. С. Методы прогнозной оценки антропогенных изменений мерзлотных условий (на примере равнинных территорий) М.: МГУ. 1985. 224 с. .

95

46. Герасимов И. П. Глобальные и региональные общегеографические прогнозы // Изв. АН СССР. Сер. географ. 1985. № 1. С. 5-13. 47. Гиндулина Н. В. К проблеме лесных пожаров в Хабаровском крае. Охрана лесов от пожаров в современных условиях. Мат. Международной научно-практической конференции. – Изд-во КПБ. Хабаровск. 2002. С. 31-33. 48. Головин В. В. К характеристике температурного режима некоторых почв Амурской области // Почвоведение. 1962. № 2. С. 105-109. 49. Голубова Т.А. Количественные характеристики радиационного режима // Микроклимат СССР.Л.: Гидрометеоиздат.1967. С. 11-38. 50. Голубова Т.А. Радиационный и тепловой баланс // Микроклимат холмистого рельефа и его влияние на сельскохозяйственные культуры. Л.: Гидрометеоиздат.1962. С.13-33. 51. Голубчиков Ю. Н., Соломатин В. И. Методологические аспекты устойчивости северных геосистем //Исследования устойчивости геосистем Севера. М.:МГУ. 1988. С. 6-22 52. Горшков С. П. Проблемы СО2: пересмотр идей // Изв. ВГО. 1990. Т. 118. вып. 4. С. 297-305. 53. Горшков В. Г., Кондратьев К. Я., Шерман С. Г. Изменение глобального круговорота углерода: принцип Ле-Шаталье в реакции биоты на изменение концентрации углекислого газа в атмосфере // Изв. ВГО. 1989. Вып. 4. Т. 121. С. 284-293. 53. Гриббин Дж. Влияние астрономических факторов // Изменение климата. Л.: Гидрометеоиздат. 1980. С. 180 – 208. 54. Гриббин Дж, Лэм Г. Г. Изменение климата за исторический период //Изменения климата. Л.: Гидрометеоиздат. 1980. С. 102-121. 55. Груза Г. В. Клещенко Л. К., Ранькова Э. Я. Об изменениях температуры воздуха и осадков на территории СССР за период инструментальных наблюдений // Метеорология и гидрология. 1977. № 1. С. 1325. 56. Груза Г. В., Ранькова Э. Я., Рочева Э, В. Анализ глобальных данных об изменениях приземной температуры воздуха за период инструментальных наблюдений // Метеорология и гидрология. 1989. № 1. С. 22-30. 57. Гуль Л. П. Искусственное восстановление леса на вырубках и в ельниках южно-таежной подзоны хвойных лесов Хабаровского края // Автореф. дис. на соиск. учен. степени канд. с. /х. наук. Л.,1972. 20 с. 58. Гущина М.В. Градиенты температуры почвы из наблюдений по вытяжным термометрам //Тр. ГГО. Вып. 174. 1965. С. 42-61. 59. Данева М. Устойчивост на геосистемите // Природа (НРБ) 1989. Т. 39. № 4 С. 55-57. 60. Данилов-Данильян В. И. Стоит ли России радоваться потеплению климата? //Климатические изменения. Взгляд из России. М.:Теис. 2003. С. 1323. 61. Дашкевич З. В. К проблеме устойчивости геосистем // Изв. ВГО. 1984. Вып. 3. С. 211-218.

96

62. Деев А. Я. Теплообеспеченность почв склонов в южной части Приамурья //Вопросы географии Дальнего Востока. 1967. Сб. 9. С. 159-177 63. Дементьев А. А., Зубакин Г. К. Оценка многолетних колебаний некоторых климатообразующих факторов Северо-Европейсокого бассейна // Тр. Арктического и антарктического НИИ. Т. 404. Климат северной полярной области. Л., 1988. С. 107-117. 64. Денисенко О. В., Лукьянова Т. С., Муратова М. В., Муратов А. А. Применение нелинейной интерполяции для построения палеоклиматических моделей (на примере похолодания СССР, Западной Европы и Северной Америки 10, 5 т. л. н.) // Вестн. Моск. ун-та. Сер. географ. 1988. № 5. С. 63-68. 65. Димо В. Н. Температура почвы и воздуха почвенно-климатических областей СССР // Почвоведение. 1967. №12. С. 75-91 66. Динг И., Сан И. Долгопериодная изменчивость в изменении климата // Всемирная конференция по изменению климата. Тезисы Докладов. М.,2003. С. 150-152. 67. Докучаев В. В. Расчет глубины сезонного протаивания //Планировка и застройка населенных мест Крайнего Севера. Л-М.: Гос. изд-во лит. по стр-ву, архитектуре. 1959. С. 69-79. 68. Добровольский С. Г., Клиге Р. К. Современные изменения климата и мировой водный баланс// Изв. АН СССР. Сер. географ. 1985. № 1. С. 31-38 69. Добровольский Г. В., Шоба С. А., Трофимов С. Я., Куст Г. С. Почвы и климат: прямые, косвенные и обратные взаимодействия в прошлом, настоящем и будущем // Конференция по изменению климата./ Тезисы докладов. М. 2003. С. 275. 70. Дорошенко А.В. О влиянии рельефа на температуру воздуха под пологом леса // Экология и продуктивность лесных биогеоценозов. Владивосток: ДВНЦ АН СССР. 1979. С. 66- 70. 71. Дорошенко А. В. О сезонной динамике температуры почвы под пологом леса на склонах различных экспозиций //Комплексные исследования лесных биогеоценозов. Владивосток: ДВНЦ АН СССР,1980. С. 90-96. 72. Дробот В. В., Назаренко А. С. Использование дендроклиматической информации для долгосрочных прогнозов максимумов речного стока в Прибайкалье //География и природные ресурсы. 1990. №3. С. 71-77 73. Дроздов О. А. О связи многолетних колебаний температуры и увлажнения //Физические основы изменения современного климата. М., 1980. С. 49-54. 74. Дроздов О. А., Полозова Л. Г. Циклические колебания температуры и атмосферных осадков в современную эпоху // Доклады на ежегодных чтениях памяти Л. С. Берга. Л.: Наука. 1973. С. 164-174. 75. Дьяконов К. В. Подходы к изучению устойчивости и изменчивости процессов в геосистемах // Современное состояние теории ландшафта. Пермь. 1974. С. 57-58. 76. Дьяконов К. Н., Иванов А. Н. Устойчивость и инерционность геосистемы // Вестн. МГУ. Серия геогр. 1991. № 1. С. 28-36

97

77. Елагин И.Н.Сезонное развитие лиственничного леса //Сообщение лаборатории лесоведения.М.: Изд-во АН СССР. 1962.С. 83-93. 78. Еловская Л. Г. Проблемы почвоведения и агрохимии в Якутске/Почвы мерзлотной области. Якутск. Якутсккнигоиздат. 1969. С. 3-6. 79. Ефимов Ю.П. Опад и подстилка в насаждениях ранней и поздней форм дуба черешчатого //Итоги научных исследований по лесоведению и лесной биогеоценологии 80. Ефремов Д. Ф., Морина О. М. Влияние кедрово-широколиственных лесов на температурный режим горных склонов // Тез. докл. «Защитное лесоразведение и рациональное использование земельных ресурсов в горах. Ташкент. 1979. С. 79-81. 83. Ефремов Д. Ф., Швиденко А. З. Долговременные экологические последствия катастрофических лесных пожаров в лесах Дальнего Востока и их вклад в глобальные процессы // Управление лесными пожарами на экорегиональном уровне. М. : «Алекс», 2004. С. 66-71. 81. Жильцов А. С., Таранков В. И. Влияние сплошных рубок на формирование микроклимата хвойно-широколиственных лесов Приморья // Влагооборот и микроклимат лесных биогеоценозов. Владивосток. 1979. С. 3-9. 82. Замолодчиков Д. Г. Недостаток кислорода: миф или реальность? 2005. www.wwf.ru/ 83. Зархина Е. С. Влияние леса на температурный и мерзлотный режим почв прилегающих открытых пространств // Почвенно-лесоводственные исследовании на Дальнем Востоке. Владивосток. 1977. С. 64-73. 84. Зархина Е. С.,Сохина Э. Н., Морина О. М. Общие принципы подхода к территориальному регламентированию природопользования (в порядке постановки вопроса). Препринт. Владивосток: ДВО АН СССР. 1989-а. 39 с. 85. Зархина Е. С., Сохина Э. Н., Морина О. М. Опыт комплексной оценки экологической напряженности территории (на примере дальневосточного региона) // Факторы и механизмы устойчивости геосистем. М., 1989-б. С. 206214. 86. Зархина Е. С., Сохина Э. Н., Морина О. М. Особенности агролесомелиоративного районирования на современном этапе // Экологические аспекты агролесомелиорации в Западной Сибири: /Тез. докл. Барнаул, 1989. С. 38-39. 87. Зархина Е. С., Сохина Э. Н., Морина О. М. Экологическая напряженность территории и ее место в стратегии природопользования // Проблемы формирования стратегии природопользования. Хабаровск. 1991. С. 201-207. 88. Звонкова Т. В. Географическое прогнозирование. М.: Высшая школа. 1987. 192 с. 89. Ивашинников Ю. К. Физико-географичесое описание Дальнего Востока. Владивосток: Изд-во Дальневост. ун-та. 2000 г. 180 с. 90. Ивашинников Ю. К., Короткий А. М. Неотектоника и палеогеография кайнозоя азиатско-тихоокеанской переходной зоны. Владивосток: Изд-во Дальневост. ун-та. 2005 -392 с.

98

91. Изменение климата и ландшафтов за последние 65 миллионов лет (кайнозой: от палеогена до голоцена. М., ГЕОС. 1999. 260 с. 92. Израель Ю. А., Груза Г. В., Мелешко В. П. Изменения глобального климата, Роль антропогенных воздействий. // Метеорология и гидрология. 2001. №5. С. 5-21. 93. Ильина Т.М. Характеристика подстилок в лесных биогеоценозах Верхнеуссуриского стационара (Южный Сихотэ-Алинь) // Аграрная политика и технология производства сельскохозяйственной продукции в странах АзиатскоТихоокеанского региона: Мат. междун. научно-практ.конф.,Уссурийск. 2002. Т. 3. С.98-101. 94. Икбал М. , Дж. Кумар. Колебания приземной температуры воздуха в различных городах Пакистана // Конференция по изменению климата. /Тезисы докладов. М. 2003. С. 157. 93. Исаченко А. Г. Широтная зональность и механизмы устойчивости ландшафтов к антропогенным воздействиям // Известия русского географического общества Т. 129. Вып. 3. 1997. С. 15-22 95. Казаков В. Е. К вопросу о влиянии густоты травостоя многолетних трав на температуру и влажность почвы // Почвоведение. 1949. № 5 С. 268-275 96. Какунов Н. Б. Климатические флуктуации и современное антропогенное воздействие на природные комплексы крайнего европейского севера-востока //Стратегия социально-экологического развития Крайнего севера. М.: АН СССР. 1989. С. 126-128. 97. Калинин Г. П., Марков К. К., Суетова И. А. Колебания уровня водоемов Земли в новейшем геологическом прошлом //Океанология. 1966. Т. 6. С.998- 1002. 98. Калмакова А. А., Ткалин А. В. Результаты исследований химического загрязнения вод Тихого океана //Метеорология и гидрология. 1986, №5. С. 6772. 99. Караваева Н.А. Заболачивание и эволюция почв. М.: Наука.1982. 300 с. 100. Кафанов А.И. Современное глобальное потепление и метахронность природных процессов в северо-западной Пацифике //Вестн. РАН. 2001. № 1. С.39-42. 101. Клепец А. Н., Сляднев А. П. Определение температуры почвы расчетным методом//Почвенная климатология Сибири. Новосибирск: Наука. 1973. С. 161-174 102. Климанов В. А. Количественные характеристики климата северной Евразии в позднеледниковье // Изв. АН СССР. Сер. географ. 1990, № 4. С. 116118 103. Климанов В. А. Палеоклиматические реконструкции на территории СССР в главные термические максимумы голоцена (по палинологическим данным)// Плейстоцен Сибири. Стратиграфия и межрегиональные корреляции. Новосибирск: Наука. 1989. С. 131-136.

99

104. Клименко Л. В. Циркуляция атмосферы в зимнем сезоне на европейской территории СССР и ее климатообразующая роль// Вестн. Моск. ун-та. Сер. географ. 1989. № 1. С. 51-58 105. Коваленко В. Д., Кизим Л. Д., Пашестюк А. М. Влияние изменчивости гравитационного поля Солнечной системы на климат Земли // Изв. ВГО. 1991. Т. 123. Вып. 4. С. 328-339 106. Козуто Н. А. К вопросу о влиянии антропогенного роста температуры в городах на термический режим северного полушария //Вопросы гидрологии суши. Л.: Гидрометеоиздат. 1980. С. 94-100. 107. Кокорин А. О. Изменение климата: Обзор состояний научных знаний об антропогенном изменении климата. М.: РРЭЦ, GOF, WWW-России, 2005. 20 с. 108. Кокорин А. О., Бердин В. Х., Грицевич И. Н., Федоров Ю.Н. Парниковые газы – глобальный экологический ресурс: Справочное пособие. М.: WWW-России. 2004. 136 с. 109. Коломыцев В. А. Зональные и ландшафтно-типологические аспекты заболоченности и процесса заболачивания Восточной Ферросландии // Важнейшие результаты научных исследований Карельского научного центра Российской академии наук. Тез докл. Петрозаводск, 1999. С. 84-85. 110. Коломыцев В. М. О состоянии охраны лесов от пожаров в Хабаровском крае. Охрана лесов от пожаров в современных условиях. Мат. Международной научно-практической конференции. – Изд-во КПБ. Хабаровск, 2002.С. 6-10. 111. Комарова Т. А. Послепожарные сукцессии в лесах Южного СихотэАлиня, Владивосток. 1992, 230 с. 112. Кондратович К. В. О региональных особенностях изменения климата внетропической Евразии // Всемирная конференция по изменению климата. /Тезисы докладов. М. 2003. С. 148. 113. Кондратьев К. Я. Глобальный климат. М.:ВИНИТИ. 1987. 316 с. 114. Кондратьев К. Я. Новые оценки глобальных изменений климата //Изв. ВГО. 1990. Т. 122. Вып. 6. С. 500-506. 115. Кондратьев К. Я. Неопределенности данных наблюдений и численного моделирования климата // Всемирная конференция по изменению климата. Тезисы докладов. М. 2003. С. 47-49 116. Кондратьева Л. М. Многофакторность воздействия лесных пожаров на компоненты биосферы // Охрана лесов от пожаров в современных условиях: Материалы международной научно-практической конференции., Хабаровск. 2002. С. 236-241. 117. Копотева Т. А. Палы на болотах Приамурья и их роль в формировании окружающей среды // Охрана лесов от пожаров в современных условиях: Материалы международной научно-практической конференции. Хабаровск. 2002, С. 241-245. 118. Коровин Г. Н., Зукерт Н. В. Влияние климатических изменений на лесные пожары в России //Климатические изменения. Взгляд из России. М. 2003.С. 13-23.

100

119. Костенкова А.Ф. Факторы, определяющие скорость разложения подстилок в условиях муссонного климата // Роль подстилки в лесных биогеоценозах. Тез .докд. Всесоюзн. совещ. М.: Наука,1983.С. 100-101. 120. Костырина Т. В., Чурикова Л. В. Послепожарное естественное возобновление в лиственничниках бассейна р. Горюн (Хабаровский край) //Охрана лесов от пожаров а современных условиях. Хабаровск: Изд-во КПБ, 2002. С. 250-252 121. Кочуров Б. И. География экологических ситуаций (экодиагностика территорий). М.: Изд-во МГОПУ, 1998. 122 с. 122. Кречетов Н. И., Челышев В. А., Шейнгауз А. С. Основные направления развития лесного хозяйства многолесных районов. М. : Лесная промышленность, 1977. 112 с. 123. Крючков В. В. Север на границе тысячелетий. М.: Мысль. 1987. 268 с. 124. Кудинов А. И. Динамика березняков пирогенного происхождения на юге Приморья // Лес. х-во. 2000. № 6. С. 27-28, 125. Кузьменко С. П. Климат Среднего и Нижнего Приамурья в голоцене по палинологическим данным // Изв. ВГО. Т. 121. Вып. 2. 1989. С. 143-152. 126. Лавриенко О. В., Лавриенко И. А. Островные ельники восточноевропейских тундр / Ботан. ж. 2003. №8. С. 59-77. 127. Лазу С.Н. Изменение подстилочно-опадного коэффициента в фитоценозах кленово – грабовой дубравы различного возраста // Роль подстилки в лесных биогеоценозах. Тез .докд. Всесоюзн. совещ. М.: Наука. 1983.С. 114-115. 128. Лапачева Т. С. К вопросу о современных изменениях климата в Тихоокеанском бассейне и их возможном влиянии на численность дальневосточной сардины. Владивосток: ТИНРО. 1989. 10 с. 129. Линевич Н. Л. Температурный режим почв южнотаежного прииртышья в теплый период/Климатические условия и микроклимат таежных геосистем Сибири. Новосибирск. 1980. С. 183-195 130. Ловелиус Н. В. Ритмическая изменчивость прироста деревьев //Доклады на ежегодных чтениях памяти Л. С. Берга. Л.: Гидрометеоиздат. 1973. С. 209-220. 131. Локшина И. Ю. Влияние стратосферного аэрозоля на изменения климата в кайнозое //Метеорология и гидрология. 1985. № 12. С. 46-50. 132. Лоренц Э. Н. Предсказуемость климата // Физические основы теории климата и его моделирования. Л.: Гидрометеоиздат. 1977. С. 137-141. 133. Ляхов М. Е. Климатические экстремумы в центральной части ЕТС в ХШ-ХХ веках // Изв. АН СССР. Сер. географ. 1984, № 6. С. 68-75 134. Ляхова И.Г. Торфянистая подстилка как показатель динамики лесов в Байкальской Сибири // Роль подстилки в лесных биогеоценозах. Тез. докд. Всесоюзн. совещ. М.: Наука. 1983.С.118. 135. Максимов И. В. Вековые колебания ледовитости Северного части Атлантического океана//Тр. Ин-та океанологии АН СССР. 1954. Т. 18. С. 3-9. 136. МГЭИК (IPCC): Изменения климата: Третий оценочный доклад Межправительственной группы экспертов по изменению климата (IPCC), 2001,

101

www.ipcc.ch. Всемирная метеорологическая организация. Наш будущий климат. ВМО. Женева, Швейцария. 2003. 37 с. 137. Метревели Г. С. Эвстатическое повышение уровня воды и вековое колебание побережий европейских морей Северной Атлантики // Метеорология и гидрология. 1990. №3. С. 65-71. 138. Мещерская А. В., Белянкина И. Г. Тренды температуры воздуха в основных зернопроизводящих районах СССР //Тр. ГГО. Вып. 525. 1989. С. 3543. 139. Миланкович М. Математическая климатология и астрономическая теория колебаний климата. М.-Л-д: ГОНТИ. 1939. 207 с. 140. Мирзеханова З. Г. Эколого-географическая экспертиза территории. Хабаровск: Дальнаука. 2000. 174 с. 141. МГЭИК (IPCC). Изменение климата. Третий оценочный доклад Межправительственной группы экспертов по изменению климата. 2001. www.ipcc.ch. 142. Мищенко Э. А. Суточный ход температуры воздуха и термопериодизм растений // Тр. ГГО. 1960. Вып. 91. С. 15-28. 143. Моисеев Н. Н. Человек и биосфера. М.:Молодая гвардия. 1990. 351 с. 144. Морина О. М. Динамика почвенных температур как объект комплексного территориального мониторига // Эколого-экономические аспекты освоения новых районов. Владивосток. 1990. С. 48-51. 145. Морина О. М. Об оценке устойчивости территории по динамике некоторых климатических показателей // Проблемы организации территории регионов нового освоения. Ч. 2. Природные предпосылки и перспективы развития территорий в условиях пионерного освоения./ Мат. конф. Хабаровск. 1991. С. 68-69 146. Морина О. М. Об устойчивости полотна дороги в зависимости от температурных условий // Актуальные проблемы экологии и безопасности жизнедеятельности. Хабаровск. Изд-во ДВГУПС. 2005. С. 56-60. 147. Морина О. М. Оценка устойчивости земляного полотна в зависимости от природно-климатических факторов //Дальний Восток: Автомобильные дороги и безопасность движения. Вып. 4. Хабаровск: Издательство ХГТУ. 2004 С. 74-78. 148. Морина О. М. Роль подстилки в терморежиме почв горных кедровников //Роль подстилки в лесных биогеоценозах. / Тез. докл. Красноярск. 1983. С. 129-130. 149. Морина О. М., Зархина Е. С., Сохина Э. Н. Оценка экологической напряженности Сахалина для целей агролесомелиоративного районирования // Экологические основы рационального природопользования на Сахалине и Курильских островах: Тез, докл. 1У научно-практической конференции. ЮжноСахалинск, 1990. С. 16-18. 150. Морина О.М.К вопросу дорожно- климатического районирования Хабаровского края и ЕАО динамике температур воздуха и почвы // Политематический электронный журнал Кубанского государственного университета, № 21 (05), http//ej:kubagro.ru.

102

151. Морина О.М. Метод определения уязвимости экосистем как элемент экологического мониторинга абиотических факторов // Экологические системы и приборы. 2006. № 12. С.11-14. 152. Наконечный В.С., Головащенко В.П. Лесоводственная и экономическая оценка роли лесной подстилки в грабобыв дубравах УССР. // Роль подстилки в лесных биогеоценозах. Тез. докд. Всесоюзн. совещ. М.: Наука,1983.С.136. 153. Наставления гидрометеорологическим станциям и постам. Вып. 3. Ч. 1. Метеорологические наблюдения на станциях. Л.: Гидрометеоиздат. 1969. 308 с. 154. Некрасов И. А., Балобаев В. Т. Эволюция многолетнемерзлых пород в зоне БАМ // География и природные ресурсы . 1982. №2. с. 86-92. 155. Некрасов И. А., Ан В. В., Соловьева Л. Н. Мерзлые породы и охрана природы крупных впадин Станового нагорья//Человек и природа в зоне БАМ. Иркутск: ин-т географии, 1984. С. 46-58. 156. Нестеров В. Н.,Нестерова Е. С. Режим температуры и влажности воздуха в бассейне ручья Волковского //Исследования вторичных биогеоценозов Среднего Сихотэ-Алиня. Владивосток. 1978. С. 23-36. 157. Нечаев А. П. Растительность средней части северного Сихотэ-Алиня // Вопросы географии Дальнего Востока. Сб 4. Хабаровск: ДВ книжное изд-во. 1960. С. 194-218. 158. Нешатаев Ю.Н., Терешенкова И.А. Влияние состава опада на динамику лесной подстилки и продуктивность лесостепной дубравы // Роль подстилки в лесных биогеоценозах. Тез. докд. Всесоюзн. совещ. М.: Наука,1983.С.140 - 141. 159. Новороцкий В. П. Многолетние колебания температуры воздуха и атмосферных осадков в бассейне Нижнего Амура // Гидрометеорологические исследования на юге Дальнего Востока. Владивосток.: ДВНЦ АН СССР. 1984. С. 13-23. 160. Новороцкий П. В. Тепло-влагообмен в среднегорном рельефе восточного участка зоны БАМ при разных типах погоды//Гидрометеорологические исследования на юге Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР. 1984. С. 32-42 161. Олдак П. Г. Равновесное природопользование. Взгляд экономиста. Новосибирск: Наука. 1983. 128с. 162. Переведенцев Ю,П., Верещагин М. А., Шанталинский К. М., Наумова Э. П.,Тундрий В. Д., Фахрутдинова А. Н. Глобальное потепление климата и его проявления в тропосфере атлантико-европейского региона // Изменения климата. /Тезисы докладов. М. 2003. С. 147. 163. Перевертайло И. И., Грищенко Н. П. Пути и методы лесовосстановления на концентрированных горельниках тайги и хвойношироколиственных лесов // Охрана лесов от пожаров в современных условиях: Материалы международной научно-практической конференции, Хабаровск. 2002. С. 272-276.

103

164. Петропавловский Б.С. Изменение характеристик лесной подстилки кедрово-широколиственных лесов Дальнего Востока под влиянием различных видов рубок главного пользования // Роль подстилки в лесных биогеоценозах. Тез. докд. Всесоюзн. совещ. М.: Наука. 1983.С.155 – 157. 165. Постолаке Г.Г., Подгорная Л.Б. мозаичность лесной подстилки в дубравах Молдавии // Роль подстилки в лесных биогеоценозах. Тез. докд. Всесоюзн. совещ. М.: Наука. 1983.С.161-162. 166. Преображенский В. С. Проблемы изучения устойчивости геосистем. М.: Наука. 1983. С. 4-7. 167. Природопользование Дальнего Востока России и Северо-Восточной Азии: потенциал интеграции и устойчивого развития /под ред. А. С. Шейнгауза. –Владивосток; Хабаровск: ДВО РАН. 2005 -528 с. 168. Пустовойтов Н. Д. О влиянии сезонной мерзлоты на водный режим почв Приамурья // Почвоведение. 1962. № 6. С. 1-11 169. Пшеничников Б.Ф., Пшеничникова Н.Ф. Профилеобразующая роль подстилки в формировании почв Сихотэ-Алиня // Роль подстилки в лесных биогеоценозах. /Тез. докд. Всесоюзн. совещ. М.: Наука. 1983.С.166 167. 170. Пьявченко Н. И. Осушение болот и охрана природы // Проблемы воздействия на окружающую среду. М., 1985. С. 79-83. 171. Ранжирование территории по экологической напряженности (на примере административных районов Хабаровского края) // Майорова Л. П., Нарбут Н. А., Морина О. М. Методическая разработка. 1990. 40 с. 172. Розанов Б. Г., Самойлова Е. М. Возможности изменения почвенного покрова степей Евразии в связи с антропогенным изменением климата // Почвоведение. 1991. № 2. С. 5-12. 173. Роосталу Х., Ю. Энни, Р. Окк. Водный, тепловой и воздушный режим бурых почв //Сб.научн. тр. Эстонской сельскохозяйственной академии. Тарту.1970. С.144-162.`1 174. Рубинштейн Е. С. Структура колебаний температуры воздуха в северном полушарии. Л. Гидрометеоиздат. 1977. 26с. 175. Рубинштейн Е. С., Полозова Л. Г. Современное изменение климата. Л.: Гидрометеоиздат. 1966. 268с. 176. Сазонов Б. И. Суровые зимы и засухи. Л.: Гидрометеоиздат. 1991. 240с. 177. Санников С. Н. Пожары как фактор трансформации, возобновления, стабильности и эволюции сосновых лесов Северной Евразии // Охрана лесов от пожаров в современных условиях: Материалы международной научнопрактической конференции, Хабаровск, 2002, С. 278-281. 178. Сапожников А. П. Региональные и прикладные проблемы классификации лесных подстилок //Роль подстилки в лесных биогеоценозах. Тез. докл. Всес. совещ. М.:Наука, 1983. С.178-180. 179. Сапожников А. П., Киселева Г. А. Экологические аспекты влияния лесных пожаров на почву // Почвенно-лесоводственные исследования на Дальнем Востоке. Владивосток, 1977. С. 33-45.

104

180. Сапожников А.П., Крупская Л.Т., Сибгатуллина Л.Х. К биоэнергетической диагностике горно-лесных почв Приамурья // Почвы зоны БАМ. М.: Наука, 1979. С.224 – 230. 181. Сапожников А.П., Сибгатуллина Л.Х. К характеристике подстилок в лесах Верхнеуссурийского стационара // Экология и продуктивность лесных биогеоценозов. Владивосток.1979. С. 31- 35. 182. Сачок Г. И. Сопряженность колебаний климата в Северном полушарии. Минск: Наука и техника. 1985. 107 с. 183. Сверлова Л. И. Ритмы и циклы природной среды: концепция современного естествознания. Хабаровск. РИЦ ДВГМУ. 2002. 226 с. 184. Сверлова Л. И. Системный анализ ритмики природных процессов. М., Мегалион. 2004, 248 с. 185. Светлосанов В. А. Устойчивость и стабильность природных экосистем (модельный аспект) // Итоги науки и техники. Теоретические и общие вопросы географии. Т. 8. М.,1990. 132 с. 186. Свинухов Г. В. Синоптико-статистические методы долгосрочных прогнозов погоды на дальнем Востоке. Л., 1977. 167 с. 187. Свинухов Г. В., Николаева Е. В., Свинухова Р. З. Исследования и прогноз пентадной температуры воздуха в восточной Сибири и на Дальнем Востоке. Л.: Гидрометеоиздат. 1988. 248 с. 188. Свирежев Ю. М. Нелинейные волны, диссипативные структуры и катастрофы в экологии. М.: Наука. 1987. 386 с 189. Сибгатуллина Л.Х. Оксидоредуктазная активность подстилок кедровников Хехцира // Роль подстилки в лесных биогеоценозах. Тез. докл. Всес. совещ. М.:Наука, 1983. С.184-185. 190. Соловьев К. П. Кедрово-широколиственные леса // Леса Дальнего Востока. М.: Лесная промышленность. 1969. С. 41-65. 191. Сорохтин О. Г. Парниковый эффект: миф и реальность //Вест. РАЕН. 2001. №1. С. 8-21 192. Сочава В. Б. Введение в учение о геосистемах. Новосибирск. 1978. 320 с. 193. Сташенко А. И. Устойчивость природных комплексов котловин Станового нагорья к техногенным нарушениям //Изв. ВГО. 1983. Вып. 4. С. 294-300. 194. Сташенко А. И. Оценка устойчивости природной среды районов криолитозоны к техногенным воздействиям // Изв. ВГО. Т. 119. Вып. 4. 1987. С. 301-306. 195. Стоценко А. В. Сезонное промерзание грунтов Дальнего Востока вне области мерзлоты. М.:АН СССР. 1952. 248 с. 196. Стратиграфия и хронология отложений болота Гур (Нижнее Приамурье) /Климин М. А., Кузьмин Я. В., Базарова В. Б., Мохова Л. М., Э. ДЖ. Т. Джал // Регионы нового освоения: состояние, потенциал, перспективы в начале третьего тысячелетия. Т. 1. Владивосток- Хабаровск. 2002. С. 126 - 128.

105

197. Субботин В. В. К вопросу о роли морского льда в динамике климатической системы Арктики // Климат северной полярной области. Л.: Гидрометеоиздат. 1988. С. 82-97. 198. Сэгэн Б. Адаптация сельского хозяйства к изменению климата во Франции / Тезисы докладов. Всемирная конференция по изменению климата. М. 2003. С. 241. 199. Сяо Дунин, Су Венгуй, Сунн Ионбин. Обзор ландшафтноэкологических исследований в Китае // География и природные ресурсы. 1991. № 1. С. 134-139. 200. Тарабукина В. Г., Савинов Д. Д. Влияние пожаров на мерзлотные почвы. Новосибирск. Наука. 1990. 120с. 201. Третье национальное сообщение Российской Федерации, представленное в соответствии со статьями 4 и 12 Рамочной конвенции Организации Объединенных наций об изменении климата. Межведомственная комиссия Российской Федерации по проблемаи изменения климата. М.,2002,123 с. www.unfccc.int 202. Тумель В. Ф. О некоторых изменениях мерзлотного режима грунтов в связи с выгоранием растительного покрова // Тр. Комитета по вечной мерзлоте. 1939. Т. 8. С. 3-80. 203. Тумель Н.В., Шполянская Н.А. Температурный режим как фактор формирования криогенного строения мерзлых пород //Общее мерзлотоведение. Новосибирск: Наука. 1978. С. 70-77. 204. Турманина В. И. Вековые изменения природы в европейской части СССР за два тысячелетия // Вестн. Моск. ун-та. Сер. .географ. 1985. № 5. С. 6169. 205. Тыртиков А. П. Влияние растительности на температуру почв в области многолетнемерзлых грунтов // Вестн. МГУ. Сер. биол. и почвов. 1966. С. 85-90 206. Устойчивость геосистем. М.: Наука. 1983. 88с. 207. Утин Е. Ю. Лесные пожары как один из факторов, влияющих на разнонаправленность процесса естественного возобновления в мелколиственных лесах Южного Приморья //Охрана лесов от пожаров в современных условиях: Материалы международной научно-практической конференции, Хабаровск, 2002, С. 295-300. 208. Флон Г. История и интранзитивность климата // Физические основы теории климата и его моделирования. Л: Гидрометеоиздат. 1977. С. 114-124. 209. Хотинский Н. А., Алешинская З. В., Гуман М. А. и др. Новая схема периодизации ландшафтно-климатических изменений в голоцене //Изв. АН СССР. Сер. географ. 1991. №3. С. 30-42 210. Хотинский Н. А., Савина С. С. Палеоклиматические схемы территории СССР в бореальном, атлантическом и суббореальных периодах голоцена. / /Изв. АН СССР. Сер. географ. 1985. № 4. С. 18-34. 211. Христофорова Н. К. Основы экологии: Учебник для биологических и экологических факультетов университетов. Владивосток: Дальнаука, 1999. 516 с.

106

212. Цымек Соловьев К. П., Чумин В. Т. Леса Хабаровского края //Леса Хабаровского края. М.: Лесная промышленность. 1969. С. 553-620. 213. Чигир В. Г. Тепловая мелиорация длительно-сезонномерзлотных почв. М. :Наука. 1978. 148 с. 214. Чижевская М.П. Радиационный и термический режим различно ориентированных склонов в условиях холмистого рельефа Ленинградской области // Тр.ГГО.1960.Вып.91. С.71-84. 215. Чирков Ю. И. Определение прогревания почв по температуре воздуха в период произрастания кукурузы // Метеорология и гидрология. 1956. №6. С. 32-34 216. Чирков Ю. И., Кононова Н. К. Экстремумы последнего 20-летия и колебания урожайности зерновых культур //Метеорология и гидрология. 1985. №7. С. 101-106. 217. Шкопек В. Ортц Р. Антропоэкологическая система ландшафта, ее оценка и оптимизация // Экология, 1989. С. 8-13. 218. Шугрин С. М., Обут А. М. Солнечная активность и биосфера. Новосибирск. :Наука. 1986. С. 128. 219. Шунтов В.П. Перестройка в пелагических экосистемах Охотского моря – реальный факт // Рыбное хозяйство.1998а..№1.С.25-27. 220. Шунтов В.П. Новые данные о состоянии биологических ресурсов Охотского моря // Вестник ДВО РАН.1986б. №2.С.45-52. 221. Шнитников А. В. Теоретические основы многовековой изменчивости общей увлажненности и состояние озер – современное и вероятное будущее // Проблемы исследования крупных озер СССР. Л.: Гидрометеоиздат. 1985. С. 522. 222. Экологический энциклопедический словарь. М.: Издательский дом «Ноосфера», 2000. 932 с. 223. Ярилов А.А. Климатология и почвоведение // Почвоведение. 1937. №5 . C. 761-765. 241. Allen K. S. The effect of soil temperature on the growth and flowering of certain greenhouse crops // Proceeding of the American society for Horticultural science for 1934. v. 32. 1935. pp. 635-637 242. Аlijani B. Synoptic patterns of 500mb charts over Middle East in the period of 1961-1990. NIVAR (in Persian). 2002. Vol. 44, pp 8-28. 243. Amiro B.D., Chen J.M., Liu J. Net primary productivity following fire for Canadian ecoregions // Can.J.forest Res.-2000. № 6, p. 939-947. 244. Antos Joseph A., Parish Roberta. Dynamics of an old-growth, fire-initiated, subalpine forest in southern interior British Columbia: Tree size, age, and spatial structure // Can.J.Forest Res. 2002, № 11, p.1935-1946. 245. Arctic climate change impact: a summary and proposals for action /Canadian climate program workshop. Geneva Park Ontario, 1986. 29 p. 246. Assessing in impacts of severe fire on forest ecosystem recovery / Cromack Kermit, Landsberg Johanna D., Everett Richard L. and other // J. Sustainable Fores.2000. №1.p.177-228.

107

247. Bazu A. N. Computation of soil temperature from air temperature // Indian journal of Meteorology and Geophysics. 1968. v. 19. № 3, р. 323-328 248. Burne Kenneth F., Percs Michael. Pap.COST E21 Workshop «Contribution of Forest and Forestry to Mitigate Greenhouse Effects // Biotechnol, agr., soc. et environ.2000. № 4, p. 300-302. 249. Castro Mark S., Ghols Henry L., Steudler Paul A. Effects of forest harvesting on soil methane fluxes in Florida slash pine plantations.2000, № 10, p. 1534-1542. 250. Cochrane Marc A. Fire science for rainforest // Nature (Gr.Brit.).-2003, № 6926, р. 213-219. 251. Cornelisson J. H., et al. Global change and arctic ecosystems: is lichen delaine a function of increases in vascular plant biomass ? // Journal of Ecology. 2001. №6, p.984-994. 252. Dixon Robert K. Global climate change impact on boreal forests // Международный симпозиум: Северные леса: состояние, динамика антропогенного воздействия. Архангельск. 1990. С. 19. 253. Duinker P. N. Climate change and forest management police and land use // Land use policy. 1990. № 2. C. 124-137 254. Flavin Cristopher. Slowing global warming // Environ. Sci. and Technol. 1990. 24. № 2. p. 170-171. 255. Folland, C. K., T.R. Karl. Observed climate variability and change, in climate change // The scientific basis. Contribution of Working group to the Third assessment Report of the intergovernmental Panel on Climate Change: Cambridge. 2001. p.99-181. 256. Fri Robert W. Global warming: a policy maker`s dilemma // Geopilt. Energy. 1989. 11. № 4. p. 1-3. 257. Gates David M. Climate change and the response of forest // Int. Forest Signature Workshop. 1990. № 11. p. 1095-1107. 258. Gavin Daniel G., Brubaker Linda B., Lertzman Kennteh P., An 1800-years record of the spatial and temporal distribution of fire from the west coast of Vancouver Island, Canada // Can. J. Forest Res.2003. № 4, p.573-586. 259. Geffrey W. W. Soil temperature in forest of northwestern Canada //Ecology. 1963. v. 44. №1. pp. 151-153. 260. Gehlausen Sophia.M, Schwartz Mark W., Augspurger Carol K. // Vegetation and microclimatic edge effects in two mixed-mesophytic forest fragments // Plant Ecol.2000. №1.p.21-35. 261. Green F. H. W. Soil temperature and the tree line: a note // The Scottish Geographical Magazine 1983 v. 99. № 1. pp. 44-47 262. Grove Y. M. Glacier fluctuations and hazards // The geographical Gournal.1987/ Vol. 153. Pt.3.p.351-369. 263. Halvorsen Okland Rune. Underscored vegetation development in North Finnish Picea forest after distubance: Re-analysis of Siren’s data // J. Veget. Sci.2000. № 4, p. 533-546. 264. Hannel F. Y. The thickness of the active.p.177-184.

108

265. Juday Glenn, Motyka Roman //Dendrochronology and GPS study of land surface uplift // Agroborealis.1999, №2,p.24. 266. Juday Glenn, Jacoby Gordon, D’Arrigp Roseann //Agroborealis.1999, № 2, p.23-24. 267. Juday Glenn Patric. Climate change and the growth of white spruce near Anchorage, Alaska // Agroborealis.2000, № 1, p. 10-14. 268. Karjalainen Timo, Makipaa Raisa. Contribution of Forest and forestry in Finland to mitigate greenhouse effects: Pap.COST E21 Worcshop // Biotechnol. agr., soc. et environ. 2004. № 4, p. 275-280. 269. Кatz R. W., Brown B. G. Extreme events in Changing Climate: Variability is more impotent then averages.// Climate Change, №21. 1992. p. 289-302 270. Kramer P. T. Effect of soil temperature on the absorption of water by plants / science. 1934. v. 79. № 2051 p. 371-372. 271. Kronberg B.I., Watt M. J. The precariousness of north American boreal forests Environ // Monist and Assess.2000.№3.p. 261-272. 272. McAlpine R.S. Searching for a climate change effect in fire management expenditures // Int.J.Wildland Fire.-2000.№3, p.203-206. 273. Melting B., Jacobson G., Amthor J., Dahlman R,. Terrestrial carbon sequestration potential// Transactions of the 17 th International Congress on Soil Science. Bangkoke, 2002 274. Nelson C. H. Growth responses of hemp to differential soil and air temperatures / Pl. Physiol. 1944. v. 19. p. 294-309. 275. Nelson F. E. (Un)frozen in time //Science. 2003, № 299, p. 1673-1675. 276. Milne Ronnie, Hargreaves Ken, Murray Maureen. Carbon stocks and sinks in forestry for the United Kingdom greenhouse gas inventory: Pap.COST E21 Worcshop «Contribution of Forest and forestry to Mitigate Greenhouse Effects» //Biotechnol,agr.,soc.et environ. 2004. № 4, p. 290-293. 277. Oberhuber Walter, Kofler Werner. Affect of climate and plover aspect on radial growth of Cembran Hine (Pinus ctmbra L.) at the alpine timberline action on MT. Patscherkofel // Centralbl. gesamte Forstw.2003. № 1, p.39-50. 278. Radogjou Kalliopi, Raftoyannis Yannis. Contribution of Forest and forestry in Finland to Mitigate Greenhouse Effects: Pap.COST E21 Worcshop //Biotechnol, agr.,soc.et environ.2004. № 4, p. 294-295. 279. Salinger V. Y., Griffiths G. M, Trends in New Zealand Daily Temperature and Rainfall Extremes. International Journal Climatology. 2001. № 13., рр. 14371452 280. The importance of forest floor disturbance in the early regeneration patterns of the boreal forest of western and central Quebec: A wildfiere versus logging comparison / Nguyen-Xuan Thuy, Bergeron Yves, Simard Dana and other // Can. J. Forest Res. 2000. № 9.р.1353-1364. 281. Thie G. Distribution and thawing of permafrost in the southern part of the discontinuous permafrost zone in Manitoba // Arctica. 1974. № 27. pp. 189-200. 282. Wang Miao, Li Qiu-rong/ Dai Li-min, Ji Lan-zhu. Response of seedlins of different tree species to titivated CO2 in Changbai Maintains // J. Forest. Res.2003.№2 p.112-116

109

283. Wheeler D. L. Scientists studying “The greenhouse effect” challenge Fears of global warming // Forestry. 1990. v. 88, №7 , p. 34-36, 284. Wang X.Z., Curtis P.S., Vogel C.S. Effect of soil fertility and atmospheric CO2 enrichment on leaf, stem and root dark respiration of Populus tremuloides // Pedosphera.2001, №11, p. 199-208. 285. Wheeler D. L. Scientists studying “The greenhouse effect” challenge Fears of global warming // Forestry. 1990. v. 88, №7 , p. 34-36. 286. Yarie John. Boreal Forest ecosystem dynamics. A new spatial model // Can. J. Forest Res.2000. № 6. С.998-1009.

110

Приложение Названия метеостанций 1 Уега 2 Арка 3 Хейджан 4 Иня 5 Охотск 6 Ушки 7 Улья 8 Курун – Урях 9 Энкан 11 Нелькан 12 Батомга 13 Аян 15 Джана 16 Б. Шантар 17 Чумикан 19 Удское 21 Тором 22 Литке 23 Тугур 24 Баладек 25 Кульчи 26 Шевли 27 Байдуков 28 Николаевск 29 Бурукан 30 Удинское 31 Воскреенское 36 Гуга 37 Джаоре 38 Им.Полины. Осипенко 39 Богородское 40 Веселая Горка 42 Софийский Прииск 43 Сомнительный Прииск 44 Чукчагирское 45 Бичи 47 Мариинск 48 Дуки 49 Усть-Умальта

50 Кизи 51 Де-Кастри 53 Иппата 55 Хуларин 56 Сухановка 59 Средний Ургал 60 Бактор 61 Нижне-Тамбовское 62 Чекунда 65 Верховье Горина 66 Ирумка 67 Комсомольск 68 Сектагли 69 Сегжема 71 Сихотэ-Алинь 74 Верховье Урми 75 Кур 76 Болонь 77 Верхний Нерген 78 Тумнин 79 Неран 80 Троицкое 81 Урми 82 Литовко 83 Анюй 84 Солекуль 86 Иванковцы 88 Советская Гавань 91 Елабуга 97 Хабаровск 99 Черинай 101 Георгиевка 103 Бичевая 104 Сукпай 106 Гвасюги 108 Вяземская 109 Матай 110Лермонтовка 111 Бикин 113 Бира

111

СОДЕРЖАНИЕ ВВЕДЕНИЕ …………………………………………………………….2 1.ЛИТЕРАТУРНЫЙ ОБЗОР…………………………………………..4 1.1. Устойчивость лесных экосистем ……………………………….4 1.2. Динамика климата……………………………………………… .7 1.2.1. Прогноз на потепление…………………………………… 7 1.2.2. Прогноз на похолодание климата…………………………. 9 1.2.3. Интранзитивность…………………………………………. 10 1.2.4. Почвенный климат………………………………………… 13. 2.ОБЪЕКТЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ…………………… 19. 2.1. Объекты исследования……………………………………… 19… 2.2. Изучение динамики температуры методом скольжения…… 30…. 3. МИКРОКЛИМАТИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ НА ХЕХЦИРСКОМ СТАЦИОНАРЕ ……………………………………………………. .52 3.1. Распределение температур воздуха и почв ………………… 52 3.2. Динамика снегонакопления ………………………………… .60 4. ВЛИЯНИЕ ГИДРОКЛИМАТИЧЕСКОГО РЕЖИМА НА ПОСЛЕПОРУБОЧНО-ПОСЛЕПОЖАРНЫЕ СУКЦЕССИИ В РАВНИННЫХ ЕЛЬНИКАХ ………………………………………………….. 62 4.1. Экологическая роль лесных пожаров………………………… 62 4.2. Эволюция почв на гарях………………………………………. 68 4.3. Послепожарная трансформация почв Быстринском стационаре 69 4.4. Послепорубочно-послепожарное изменение микроклимата в экосистемах приамурских ельников……………………………. 70 4.5. Температурный режим почв ………………………………….. 77 5. РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ЗОН ПОТЕПЛЕНИЯ, ПОХОЛОДАНИЯ И СТАБИЛЬНЫХ ТЕМПЕРАТУР …………………………………. 81 5.1. Динамика температуры воздуха …………………………….. 81 5.2. Динамика температуры почвы ………………………………. 87 ЗАКЛЮЧЕНИЕ ……………………………………………………… 92 ЛИТЕРАТУРА………………………………………………………… 93 Приложение………………………………………………………….. 113