1 Влияние экспозиции на ландшафты// Ученые записки Пермского ун-та. 1970. № 240: с. 15. 103

Таблица 2. Разность дневных температур ( С) деятельной поверхности между северным и южным склонами весной и осенью (Микроклимат СССР. Л., 1967)

Район	Крутизна, град
	10	20	10	20
	весна		осень
Северные районы ЕТС, Запад­ной и Восточной Сибири (60 — 68° с.ш.)	2 — 3	3 — 5	3 — 4	5 — 9
Центральные районы СССР (50 — 60° с.ш.)	3	5 — 7	4 — 5	9—11
Южные и юго-восточные рай­оны СССР (40 — 50° с.ш.)	3—4	7 — 8	5 — 6	11 — 13
Южные районы СССР с мус-сонным климатом (40 — 50° с.ш.)	4 — 5	8—11	6—7	13 — 15

высотой 40 — 50 м температурный градиент составляет в январе 6,2° С на 100 м высоты, в июле 3,6° С; продолжительность безморозного периода увеличивается на 103,3 дня в расчете на 100 м высоты, сумма активных температур — на 20 — 50° С '.

Формирование температурного режима различных местоположений определяется не только инсоляционным фактором; большую роль играет стекание холодного воздуха по склонам и его застаивание в локальных понижениях.

Особенно большой сложностью отличается внутриландшафтный механизм преобразования атмосферного увлажнения. Стекание атмосферных осадков по склонам служит одним из главных факторов пестроты условий увлажнения, местообитаний и фаций. Величина склонового стока и ее соотношение с той частью атмосферных осадков, которая впитывается в почву, зависит от многих причин: крутизны, формы (выпуклая, вогнутая, прямая) и протяженности склона, интенсивности осадков, механического состава, фильтрационной способности и влагосодержания почво-грунта. В качестве примера приведем расчеты коэффициента склонового стока суглинистых почв по Е. Н. Романовой² (табл. 3).

Песчаные и супесчаные почвы с более высоким коэффициентом фильтрации поглощают больше атмосферной влаги, чем суглинистые, и коэффициент склонового стока у этих почв на 10 — 30% меньше. На южных склонах почвы поглощают больше влаги, чем на северных; в нижней части склонов больше, чем в верхней; на выпуклых склонах в верхней части в почву поступает больше влаги, чем в нижней, а на вогнутых — наоборот. За счет перераспределения

¹ См.: Крауклис А. А. Проблемы экспериментального ландшафтоведения. Новосибирск, 1979. С. 67 — 68.

² См.: Романова Е. И. Микроклиматическая изменчивость основных элементов климата. Л., 1977. С. 14. 104

Таблица 3. Коэффициент склонового стока для суглинистых почв разных типов в зависимости от крутизны склонов, влажности почвы и интенсивности осадков

Крутизна склона	70 — 90% ПВ				50 — 60% ПВ				20 — 40% ПВ
	Интенсивность дождя, мм/мин.
	0,05	0,10	0,35 0,70	1,0— 2,0	0,05	0,10	0,35—	1,0— 2,0		0,05	0,10	0,35— 0,70	1,0— 2,0
3°	0,55	0,60	0,70	0,75	0,24	0,33	0,41	0,55		0,03	0,13	0,30	0,37
5°	0,60	0,64	0,75	0,79	0,29	0,37	0,44	0,60		0,08	0,17	0,35	0,40
7°	0,63	0,67	0,77	0,82	0,33	0,40	0,47	0,63		0,1 1	0,20	0,37	0,42
9°	0,65	0,69	0,78	0,84	0,35	0,43	0,49	0,66		0,14	0,23	0,39	0,44
12°	0,67	0,72	0,80	0,86	0,37	0,46	0,54	0,68		0,16	0,27	0,41	0,46
15°	0,69	0,75	0,82	0,87	0,38	0,48	0,52	0,70		0,17	0,30	0,42	0,47

Примечание: ПВ — полная полевая влагоемкость; при влажности почвы 90— 100 % коэффициент склонового стока приближается к 1, при ПВ-О — 20 % — к нулю.

влаги по местоположениям у подножии прямых суглинистых склонов почва получает примерно в 1,5 раза больше влаги по сравнению с величиной жидких осадков. Перераспределение осадков внутри ландшафта наиболее ярко проявляется в условиях избыточного и достаточного атмосферного увлажнения; в аридных условиях практически все жидкие осадки поглощаются на склонах.

Большую роль во внутриландшафтной дифференциации в умеренных и высоких широтах играет перераспределение снежного покрова. Основным фактором здесь служит ветер, поэтому распределение снежного покрова подчинено главным образом ветровой экспозиции склонов. Снег сдувается с наветренных склонов и переоткладывается на подветренных. При этом на наветренных склонах мощность покрова убывает от подножия к вершине, а на подветренном— наоборот. Таяние снега наиболее интенсивно протекает на склонах южной экспозиции и ускоряется по мере увеличения крутизны. При уклоне 10' на южных склонах снег сходит на 2 — 8 дней раньше, чем на ровных участках, а на северных — на столько же позднее. От мощности снега зависит глубина промерзания почвы, тогда как на оттаивание она влияет в меньшей степени. Поэтому на северных склонах почва может оттаять раньше, чем сойдет снег, и поглотить большую часть талых вод, а на южных склонах, где снег сходит раньше, чем почва успевает оттаять, поступление талых вод в почву уменьшается. Поглощение талых вод почвой имеет наибольшее значение для засушливых районов; в зоне избыточного увлажнения почва уже с осени насыщается влагой и талые снеговые воды не имеют существенного значения для ее увлажнения. Для оценки водного баланса и увлажнения на различных местоположениях необходимо учитывать возможности затраты влаги на испарение. Разница в испаряемости, т.е. ее превышение между

105

южными и северными склонами, в сухом климате проявляется резче, чем во влажном. Так, при крутизне 5° эта разница (за теплый период) в избыточно влажном климате составляет 45 мм, а в аридном— 163 мм; при уклоне 10° — соответственно 114 и 236 мм, при 20°— 350 и 460 мм '. Фактическое испарение также сильно варьирует в зависимости от местоположения, причем в верхних и средних частях южных склонов оно наименьшее, в тех же частях северных склонов оно также меньше, чем на ровных участках, хотя разница не столь велика. В нижней части склонов разных экспозиций во всех зонах испарение больше, чем на ровных участках.

Сочетание различных локальных факторов увлажнения обусловливает пестроту и контрастность в распределении почвенных влагозапасов. Если принять запасы влаги в корнеобитаемом слое почвы на ровном участке избыточно влажной зоны за единицу, то, согласно Е. Н. Романовой, на вершинах и в верхних частях южного склона они составят 0,5 — 0,7 (минимум летом, максимум осенью), у подножий южных склонов — 1,3 — 1,4, а северных — около 2,0. Для сухой и засушливой зон соответствующие величины составляют 0,4 — 0,5; 1,1 — 1,2; 2,0.

На рис. 25 иллюстрируются различия в некоторых микроклиматических показателях для наиболее типичных местоположений в условиях восточно­европейской южной тайги.

Локальные гидротермические различия находят ясное отражение в растительном покрове. На южных склонах все фазы развития растений начинаются раньше, чем на северных, и весь годовой цикл развития проходит в более короткие сроки. В северной тайге на южных склонах крутизной 10° вегетация протекает на 5 дней быстрее, чем на ровных площадках, а на аналогичных северных склонах — на 6 — 8 дней медленнее. В южных районах СССР контраст более значителен (соответственно 8 — 10 и 10 — 15 дней) . Увеличение крутизны приводит к усилению контрастности противоположных склонов.

Благоприятные термические условия южных склонов обусловливают появление на них сообществ, свойственных более южной ландшафтной зоне еще до перехода через границу этой зоны («правило предварения»). У сообществ одного и того же зонального типа при достаточном увлажнении на южных склонах, как правило, выше продуктивность, у лесной растительности выше прирост и запасы древесины. Наибольшие локальные контрасты растительного покрова связаны с пестротой условий увлажнения; соседство сообществ, относящихся к разным типам растительности (например лесных и болотных) на смежных, местоположениях, — обычное явление. Было бы неверно рассматривать растительность как пассивное отражение условий местообитания. В геосистемах локального уровня растительности принадлежит важная системообразующая роль как

¹ См.: Романова Е. Н. Микроклиматическая изменчивость основных элементов климата. Л., 1977. С. 40.

106

Рис. 25. Микроклиматические различия между местоположениями (участок в Ленинградской области, по материалам Е. Н. Романовой, 1977).

Местоположения: 1 — верхние и средние части южных и юго-западных склонов, // — ровные вершинные поверхности, Ш — средние части пологих южных склонов, верхние и средние части пологих западных и восточных склонов, IV — верхние и средние части северных склонов, V— нижние части северных и восточных склонов, VI — подножья северных склонов. Показатели: 1 - солнечная радиация (отклонение от фоновой величины на ровных участках, %), 2— дневная температура (отклонение от фоновой величины, °С), 3 — ночная температура (отклонение от фоновой величины, °С), 4 — длительность безморозного периода (отклонение от фоновой величины, дн.), 5 — сумма температур безморозного периода (отклонение от фоновой величины, °С), 6 - влажность почвы в слое 0 — 50 см, % от полной влагоемкости, 7 — запасы продуктивной влаги в слое 0 — 50 см, мм

наиболее активному началу, способному трансформировать внешние воздействия и создавать собственную, внутреннюю среду, которая по основным параметрам резко отличается от первичной абиогенной среды. Особенно мощная средообразующая роль присуща лесной растительности, которая способна накапливать большую биомассу (до 300 т/га в тайге, до 500 т/га в широколиственном лесу) и пронизывает своими органами приповерхностный контактный слой (в почве и атмосфере) мощностью до 20 — 30 м. Под полог темнохвойного леса проникает лишь около 5% приходящей солнечной радиации. В лесу сильно выравнивается температурный режим, сокращаются экстремальные значения температур, скорость ветра падает практически до нуля, снежный покров распределяется равномерно, почти прекращается поверхностный сток, кроны деревьев задерживают до 150 — 180 мм атмосферных осадков.

Следствием подобной трансформации радиационного, теплового и водного режимов является сглаживание фациальных различий между разными местоположениями в лесу. Фактор местоположения наиболее ярко проявляется в экстремальных гидротермических условиях, не допускающих произрастания леса. Растительность тундры, например, в большей степени зависит от характера местоположений, чем таежная. Здесь сильнее выражены скульптурные детали рельефа, связанные с геокриологическими, а отчасти с флювиальными и даже эоловыми процессами. Огромное экологическое значение приобретает ветровое перераспределение снега. На повышениях и крутых склонах его мощность не превышает 0,1 — 0,2 м, в то время как во впадинах и ложбинах достигает 4 м и более. Соответственно сильно колеблется по местоположениям продолжительность его залегания (местами даже сохраняются снежники-перелетки), а отсюда следуют различия в сроках и продолжительности вегетационного периода, глубине оттаивания сезонной мерзлоты, влагосодержании почв. Все эти обстоятельства в значительной степени обусловливают мозаичность почвенно-растительного покрова и фациальной структуры тундровых ландшафтов . Тем не менее даже маломощный тундровый растительный покров выполняет определенную стабилизирующую функцию, поддерживая в качестве теплоизолирующего слоя тепловое равновесие в мерзлом грунте и тем самым сдерживая деградацию многолетней мерзлоты и развитие криогенных процессов, усугубляющих внутриландшафтную мозаичность.

Существенное системоформирующее значение растительных сообществ на локальном уровне связано с их динамичностью. Соотношения между сообществами крайне подвижны во времени. Изменяя среду, они сами вынуждены перестраиваться или менять свое положение в пространстве, вступая при этом в сложные конкурентные отношения с другими сообществами. Примером может служить процесс заболачивания таежных лесов, основным фактором которого

¹ От высоты снежного покрова зависит, кроме того, защищенность тундровых кустарников от зимних ветров и морозов и, следовательно, их размещение.

108

служит мощный влагоемкий моховой покров. В этом случае происходит смена фаций во времени без изменения местоположений. Яркий пример активной роли растительности — зарастание озер и образование торфяников. Фактором внутриландшафтной дифференциации могут выступать и животные. Наиболее характерный пример — роющая деятельность грызунов. В степях выбросы из нор — сурчины, бутаны — образуют бугры высотой до 0,5 м и диаметром до 5 — 10 м, а просадки над брошенными норами ведут к формированию западин. В результате возникает мозаичность почвенно-растительного покрова. Внутри-ландшафтной мозаичности тундровых ландшафтов способствует деятельность леммингов.

Контрастность местоположений и фаций создает предпосылки для развития многосторонних латеральных внутриландшафтных связей. Основные потоки, в том числе перемещение влаги, обусловлены действием силы тяжести. С движением воды связана миграция химических элементов в сопряженных рядах фаций — вынос элементов из одних, транспортировка в других, аккумуляция в третьих фациях. Но межфациальные связи не сводятся к одностороннему воздействию вышерасположенных фаций на нижерасположенные. Так, эрозионная сеть дренирует фации междуречий, понижая уровень грунтовых вод; микро- и мезоклиматическое влияние водоемов распространяется на прибрежные геосистемы; благодаря миграциям организмов осуществляется обмен между геосистемами, который не подчиняется законам гравитации.

Кроме элементарных геосистем — фаций различаются некоторые другие системы локального уровня, представляющие последовательные ступени интеграции фаций (геохоры по терминологии Э. Неефа и В. Б. Сочавы). Локальные геосистемы и их иерархические отношения подробнее рассматриваются при анализе морфологии ландшафта (см. гл. 3).