Энергетика ландшафта и интенсивность функционирования

Функционирование геосистем сопровождается поглощением, преобразованием, накоплением и высвобождением энергии. Первичные потоки энергии поступают в ландшафт извне — из космоса и земных недр. Важнейший из них — лучистая энергия Солнца, поток которой по плотности многократно превышает все другие источники. Для функционирования ландшафта солнечная энергия наиболее эффективна; она способна превращаться в различные иные виды энергии — прежде всего в тепловую, а также в химическую и механическую. За счет солнечной энергии осуществляются внутренние обменные процессы в ландшафте, включая влагооборот и биологический метаболизм, а кроме того, циркуляция воздушных масс и др. Можно сказать, что все вертикальные связи в ландшафте и многие горизонтальные так или иначе, прямо или косвенно связаны с трансформацией солнечной энергии.

Поток суммарной радиации к поверхности суши составляет в среднем около 5600 МДж/м²*год, а радиационный баланс — примерно 2100 МДж/м год. Для сравнения укажем, что энергия космических лучей оценивается приблизительно в 10"⁴ МДж/м²*год, а энергия приливного трения — в 0,1 МДж/м *год. Энергия современных тектонических движений (в том числе сейсмическая) также ничтожна в сравнении с солнечной — порядка 0,03 МДж/м год. Более ощутим тепловой поток из недр Земли, связанный с переносом к земной поверхности продуктов вулканических извержений и термальных вод (отчасти с теплопроводностью горных пород). Его средняя величина близка к 2 МДж/м²*год, что эквивалентно 0,04% суммарной солнечной радиации. Однако плотность этого потока резко дифференцирована в пространстве, и в вулканических районах он приобретает ландшафтообразующее значение. В региональных масштабах (для вулканических ландшафтов) величина потока геотермической энергии достигает 20 — 50 МДж/м *год, а в локальных (в кратерах вулканов, горячих источниках) — нескольких тысяч МДж/м *год, т. е. соразмерна с солнечной энергией. Во время вулканических извержений поток геотермического тепла может достигать 800 Дж/см с, что в пересчете на один год составляет 2,5*10⁸ МДж/м².

С потоком солнечной радиации связана пространственная и временная упорядоченность вещественного метаболизма в ландшафтах. Обеспеченность солнечной энергией определяет интенсивность функционирования ландшафтов (при равной влагообеспеченности), а сезонные колебания инсоляции обусловливают основной — годичный — цикл функционирования. На земной поверхности электромагнитное излучение Солнца в основном превращается в тепловую энергию и в виде тепла же в конечном счете, после трансформации в ландшафтах, излучается в космическое пространство.

Преобразование приходящей солнечной радиации начинается

192

с отражения части ее от земной поверхности. Потери радиации на отражение широко колеблются в зависимости от характера поверхности ландшафта. Так, альбедо свежевыпавшего снега составляет 0,80 — 0,95, тающего снега — 0,30 — 0,60, светлых горных пород и почв (в том числе песков) — 0,20 — 0,40, темных горных пород и почв — 0,05 — 0,10, густого зеленого травостоя — 0,20 — 0,25, ерниковой и мохово-лишайниковой тундры — 0,15 — 0,25, травяной ветоши и болот — 0,15 — 0,20, лиственного леса в период вегетации и пожелтения — 0,15 — 0,20, хвойного леса — 0,10 — 0,15. Эффективное излучение, зависящее от температуры излучающей поверхности, облачности и влажности воздуха, также сильно дифференцируется по ландшафтам. В результате наибольшую часть суммарной радиации теряют приполярные ландшафты (арктические пустыни — около 87%), затем — тундровые (80%), а также пустынные и таежные (около 65%, что близко к среднему показателю для всей суши). Наименьшие потери присущи экваториальным лесным ландшафтам (47); ниже средней величины потери в степных, лесостепных и широколиственнолесных суббореальных ландшафтах (59 — 62%) .

Подавляющая часть полезного тепла, поглощаемого земной поверхностью, т. е. радиационного баланса, затрачивается на испарение (точнее, на эвапотранспирацию) и на турбулентную отдачу тепла в атмосферу, иными словами — на влагооборот и нагревание воздуха (тепловая энергия, затраченная на испарение, также выделяется в атмосферу при конденсации водного пара). Соотношение указанных двух расходных статей радиационного баланса существенно различается по ландшафтам и в общих чертах подчинено зональности, причем в гумидных ландшафтах основная доля радиационного баланса расходуется на эвапотранспирацию, а в аридных — на турбулентный поток тепла в атмосферу (табл. 13).

На другие тепловые потоки в ландшафте расходуется лишь небольшая часть радиационного баланса, как правило, не выходящая за пределы точности его измерения. Тем не менее эти потоки играют существенную роль в функционировании ландшафта. Тепло-обмен земной поверхности с почво-грунтом имеет циклический характер: в теплое время года тепловой поток направлен от поверхности к почве, в холодное — в противоположном направлении, и в среднем за год оба потока балансируются. Интенсивность этого теплообмена наибольшая в континентальных ландшафтах с резкими сезонными колебаниями температур воздуха и поверхности почвы. Кроме того, величина теплообмена зависит от влажности и литологического состава почво-грунтов, влияющих на их температуропроводность, и от растительного покрова. Мохово-торфяный слой служит теплоизолятором, затрудняющим теплообмен между атмосферой и почвой; под пологом леса вследствие уменьшения притока солнечного тепла к поверхности почвы теплообмен слабее, чем на безлесных территориях. Теплообмен проникает в почво-грунты большей частью на глубину 10 — 20 м, его величина составляет не более

7- 793 193

Таблица 13. Затраты тепла на испарение и турбулентный обмен с атмосферой по ландшафтным зонам

Зона'	Радиац­ионными баланс, 2 Мдж/М *год	Затраты на испарение			Турбулентный обмен
		Мдж/М *год	%	Мдж/М *год
Тундра	625	500	80	125		20
Тайга (северная)	1100	900	82	200		18
Тайга (средняя и южная)	1350	1125	83	225		17
Подтайга	1450	1225	84	225		16
Широколиственнолесная зона	1550	1300	84	250		16
Лесостепь	1600	1280	80	320		20
Степь	1800	ИЗО	63	670		37
Полупустыня	1900	615	32	1285		68
Пустыня (туранская)	2150	380	18	1770		82
Субтропическая влажнолесная зона	2500	2000	80	500		20
Тропическая пустыня	2700	<200	<5	>2500		>95
Саванна опустыненная	3000	600	20	2400		80
Саванна типичная	3150	1650	52	1500		48
Саванна южная	3300	2400	73	900		27.
Влажная экваториальная зона	3500	3150	90	350		10

Материалы по зонам умеренного пояса даны на примере Восточной Европы,, по тропическим пустыням и саваннам — на примере Северной Африки.

нескольких процентов от годового радиационного баланса (в тундре, по-видимому, до 10% или более).

В высоких и умеренных широтах некоторая часть радиационного тепла (порядка 2 — 5%) расходуется на таяние снега, льда, сезонной мерзлоты в почве и деятельного слоя многолетней мерзлоты. При замерзании воды затраченное тепло выделяется. На физическое разрушение горных пород и химическое разложение минералов в почве уходят, по-видимому, сотые или тысячные доли процента от всех затрат солнечной энергии.

В трансформации солнечной энергии важнейшая роль принадлежит биоте, хотя на биохимическую реакцию фотосинтеза растения суши используют приблизительно лишь 0,5% от общего потока суммарной радиации (или около 1,3% радиационного баланса). В процессе фотосинтеза на 1 г ассимилированного углерода потребляется 3,8 ккал (15,9 кДж) энергии. Общее количество связанной энергии можно рассчитать умножением этого коэффициента на величину брутто-продукции. Около половины затраченной энергии высвобождается при дыхании продуцентов, остальная частьв чистой первичной продукции (нетто-продукции). Содержание энергии в образовавшейся фитомассе определяется по калорийности (теплоте сгорания) органического вещества, которая в среднем близка к 4,5 ккал (18,5 кДж) на 1 г сухого вещества, но варьирует

194

у разных сообществ, видов и отдельных органов растений. Общая географическая закономерность сводится к возрастанию калорийности от низких широт к высоким: у влажных экваториальных лесов 16 — 17 кДж, листопадных широколиственных — 17 — 19, хвойных— около 20, тундровых кустарничков — 21 — 24 кДж.

При фотосинтезе используется так называемая фотосинтетически активная радиация (ФАР) — часть солнечного излучения в диапазоне волн от 0,4 до 0,7 мкм, составляющая около 45% от суммарной радиации (40% прямой и 62% рассеянной). Растительный покров поглощает около 90% световой энергии ФАР, но подавляющая часть ее идет на транспирацию и поддержание определенных термических условий в сообществе и только 0,8 — 1,0% — на фотосинтез. КПД фотосинтеза существенно варьирует в зависимости от физико-географических условий. Наиболее высокий коэффициент использования ФАР наблюдается при максимальной теплообеспеченности в сочетании с оптимальным соотношением тепла и влаги, т. е. на экваторе, наиболее низкий — в пустынях и полярных областях (табл. 14). В период вегетации КПД ФАР несколько выше, чем в среднегодовом выводе. При особо благоприятном сочетании условий у отдельных листьев он может достигать 15 - 24%.

Таблица 14. Использование солнечной радиации растительными сообществами, по данным В. Лархер (Экология растений. М., 1975)

Типы растительности	Среднее годовое потребление радиации на фотосинтез, % от			Среднее годовое связывание солнечной энергии в нетто-продукции, %от
	суммарной радиации	ФАР	суммарной радиации		ФАР
Дождевые тропические леса	1,5	4,5	0,6		1,5
Летнезеленые лиственные леса	0,6	1,6	0,4		1,0
Бореальные хвойные леса	0,5	1,1	0,3		0,8
Тропические травяные сообщества	0,2	0,6	0,2		0,5
Злаковники умеренной зоны	0,2	0,6	0,2		0,5
Тундры	0,2	0,4	0,1		0,2
Полупустыни	0,02	0,05	0,02		0,04
Сельскохозяйственные земли	0,3	0,7	0,2		0,6

В процессе дыхания продуцентов, консументов и редуцентов и разложения органических остатков использованная при фотосинтезе энергия снова превращается в тепло, так что почти вся энергия, связанная первичными продуцентами, рассеивается и в отличие от вещества уже не возвращается в биологический цикл. При переходе от одного трофического уровня к другому на каждом последующем уровне для создания биомассы используется лишь небольшая часть энергии, заключенной в предыдущем уровне, и происходят ее большие потери.

195

По исследованиям в широколиственных лесах Западной Европы, из общего количества ассимилируемой энергии 54,7% расходуется на дыхание растительного покрова. Из 45,3%, накопленных в чистой первичной продукции, 18,9% остается в приросте, 1,1% выедается животными, 13,6% уходит в подстилку, 11,7% — в отмершие корни.

При разложении (дыхании) подстилки теряется еще 9,4%; 15,8% переходит в гумус (11,7% за счет корней и 4,1% за счет подстилки), но из них 14,0% уходит на «дыхание» (минерализацию гумуса) и лишь 1,9% накапливается. Всего, таким образом, на дыхание уходит 79,2% ассимилированной энергии и 20,8% удерживается в живом и мертвом органическом веществе.

Несколько иную структуру имеет модель трансформации энергии в южнотаежных ельниках, построенная Ю. К. Шуйцевым (рис. 40) '.

Накопление б приросте

Рис. 40. Потоки энергии в южиотаежиом ельнике кисличнике (по материалам

Ю. К. Шуйцева).

Основные блоки: I — фитомасса, // — мертвое органическое вещество (наземный и подземный опад), Ш

— почвенный гумус. Площади заштрихованных прямоугольников пропорциональны запасам энергии в

блоках (Мдж/м , обозначены цифрами в рамках). Эпюры со стрелками указывают направление

основных потоков энергии; цифры в числителе — величина потока (Мдж/м²), в знаменателе — процент

от количества ФАР вегетационного периода

В живой биомассе суши аккумулировано примерно 4*10¹⁶ МДж энергии, что соответствует,5% годовой суммарной солнечной радиации или около 14% радиационного баланса. В отдельных сообществах эти соотношения более высоки. Так, в таежных темнохвойных лесах запас связанной энергии составляет в среднем около 500 МДж/м² (что эквивалентно 40% годового радиационного баланса), в листопадных широколиственных — 650 МДж/м² (40%),

¹ См.: Шуйцев Ю. К. Некоторые особенности энергетики южнотаежных ельников Новгородской области// Вопросы географии. 1981. № 117. С. 208 —215.

196

в экваториальных лесах — 850 МДж/м² (24%), а в североамериканских лесах из секвойи и дугласии — более 1700 МДж/м² (70%).

Некоторая часть аккумулированной солнечной энергии содержится в мертвом органическом веществе (подстилке, почвенном гумусе, торфе). В гумусе мощных тучных черноземов она превышает 1000 МДж/м , в торфе — тысячи МДж/м .

Ежегодно лишь ничтожная часть биологически связываемой энергии Солнца «консервируется» в мертвой органической массе и превращается в потенциальную химическую энергию, однако кумулятивный эффект этого процесса, продолжавшегося на протяжении геологических эпох, выразился в накоплении огромного запаса энергии в каустобиолитах, соразмерного с годовым поступлением суммарной солнечной радиации к суше.

Энергетическое значение биоты в функционировании геосистем определяется не только преобразованием солнечного тепла непосредственно при фотосинтезе (и разложении биомассы). Напомним, что уже на входе в геосистему поток солнечной энергии существенно трансформируется растительностью: низкое альбедо растительного покрова влияет на увеличение радиационного баланса; с другой стороны, под полог леса проникает лишь часть радиации (в темно-хвойном лесу — 1/10 и менее), причем изменяется ее спектральный состав и уменьшается доля ФАР; над поверхностью леса турбулентный поток тепла возрастает по сравнению с безлесной поверхностью и т. д. Особенно же существенное место в энергетическом балансе ландшафта занимают затраты солнечного тепла на перекачивание влаги из почвы в атмосферу через растения. В гумидных ландшафтах транспирация составляет главную статью расхода солнечной энергии. Как уже отмечалось, при развитом растительном покрове испарение осуществляется в основном в виде транспирации, за исключением неизбежных потерь влаги на физическое испарение (преимущественно до начала и после окончания вегетации) .

Необходимость больших затрат энергии на транспирацию (и тем самым обеспечения минерального питания растений, а также предотвращения их перегрева), очевидно, служит причиной низкого КПД фотосинтеза и лимитирует возможности повышения биологической продуктивности. В ландшафтах, достаточно обеспеченных влагой, на транспирацию расходуется не менее 60 — 80% энергии радиационного баланса, а в экваториальных лесах этот показатель местами приближается к 100%. Если допустить гипотетическую возможность полного перехвата стока и физического испарения и утилизации всех атмосферных осадков, то в гумидных ландшафтах попросту не хватит солнечной энергии, чтобы растения смогли «перекачать» все это количество влаги в атмосферу. В аридных же ландшафтах

¹ Испарение происходит и с поверхности снежного покрова, составляя, впрочем, небольшую долю суммарной эвапотранспирации — порядка 5 — 10 мм, или около 10 — 20% твердых осадков.

197

естественные пределы фотосинтеза и продуцирование биомассы определяются недостатком осадков.

Топологические, или ландшафтно-морфологические

(внутриландшафтные), закономерности в энергетике геосистем изучены недостаточно. Ю. К. Шуйцев, изучая энергетику южнотаежных ельников, пришел к заключению, что автономные (плакорные) сообщества используют солнечную энергию наиболее эффективно, а супераквальные (с застоем влаги) — наименее. Трансэлювиальные и трансаккумулятивные местоположения занимают в этом отношении промежуточное место. Соответственно изменяются запасы энергии в живой фитомассе (МДж/м²): в плакорном ельнике-черничнике — 799, в чернично-зеленомошном и хвощево-папоротниковом — по 705, в сфагновом — 275. Запасы энергии в мертвом органическом веществе, напротив, возрастают по мере ухудшения дренажа и аэрации: в сухостое и подстилке соответственно 30, 77, 41, 204, а в гумусовом веществе почвы и торфе — 105, 99, 242 и 2396 МДж/м .

Особый аспект энергетики ландшафта связан с потоками механической энергии. Источники механического перемещения вещества в ландшафте имеют двоякую природу: оно осуществляется за счет энергии тектонических процессов, «законсервированной» в земной коре, и энергии солнечных лучей. В «надводной» части материков (лежащей выше уровня Мирового океана) накоплено около 3*10¹⁸ МДж потенциальной механической энергии (примерно в 3 раза больше суммарной радиации, поступающей ежегодно на сушу), которая эквивалентна энергии тектонических процессов, затраченной на преодоление силы тяжести. Ежегодно при денудации реализуется, т. е. превращается в кинетическую энергию, около одной десятимиллионной доли этого запаса, что соответствует десятитысячным долям процента от величины суммарной радиации. При кажущейся незначительности этой цифры с ней связаны мощные потоки твердого материала, о которых уже речь шла выше.

В количественном отношении на 2 — 3 порядка выше потоки механической энергии, происходящие за счет трансформации солнечного тепла и обусловливающие перемещения воздушных и водных масс, а также ледников, пыли, органического опада. Нарушение теплового и связанного с ним гравитационного равновесия в атмосфере из-за неравномерного поступления тепла от земной поверхности приводит к механическому перемещению воздушных масс, а вместе с ними — водяного пара, пылевых и органических частиц. В механическую энергию ветра ежегодно переходит й*10¹⁴ МДж солнечной энергии (около 0,1% суммарной радиации, полученной всей сушей). Эта энергия рассеивается в виде тепла (в том числе и при выпадении атмосферных осадков). Механическая энергия всех текучих вод, которая есть также не что иное, как трансформированная лучистая энергия Солнца, оценивается в й*10¹³ МДж*год (около 0,01% суммарной радиации).

В каждом конкретном случае запасы потенциальной механиче-

198

ской энергии геосистемы и величина работы, производимой при механическом перемещении вещества, могут быть определены путем сравнения потенциалов силы тяжести («энергия положения») масс, расположенных на разных гипсометрических уровнях. Например, если при разнице высот в 20 м в пределах площади 1 га годовой слой денудации составляет 0,1 мм при объемной массе 2,5 г/см³, т. е. перемещается 2,5*10³ кг материала, то работа по его перемещению (денудации) составит: А_д = 2,5*10³ кг * 9,8 м/с² * 20 м = 4,9 МДж/га = 4,9 • 10"⁴ МДж/м².

При годовом слое стока 300 мм с той же площади работа, произведенная текучими водами, равна: А_с = 3*10⁶ кг * 9,8 м/с² * 20 м = 59 МДж/га = 5,9 * 10"³ МДж/м².

Преобразование энергии может служить одним из показателей интенсивности функционирования ландшафта. Вопрос о возможности интегральной количественной оценки функционирования ландшафтов с помощью какой-либо единой меры имеет дискуссионный характер. Однако сравнивая ландшафты по отдельным частным показателям функционирования (трансформация солнечной энергии, внутренний влагооборот, биологический круговорот веществ и др.), мы находим между этими показателями определенное соответствие. Очевидно, интенсивность функционирования ландшафта тем выше, чем интенсивнее в нем внутренний оборот вещества и энергии и связанная с ним созидающая функция, которая выражается прежде всего в биологической продуктивности. В свою очередь, все перечисленные процессы определяются соотношением теплообеспеченности и увлажнения. Однако до сих пор не найдено удовлетворительного способа выражения этого соотношения в виде того или иного коэффициента. Наиболее удачным представляется предложенный Н. Н. Ивановым «показатель биологической эффективности климата» (ТК) в виде произведения от умножения суммы

температур за период со средними суточными температурами выше 10 °С (Т) на годовой коэффициент увлажнения (К). При этом за предельную величину К принята 1, так как дальнейшее увеличение увлажнения не оказывает положительного эффекта на биологическую продуктивность и на функционирование ландшафта в целом.

При всей условности этого коэффициента (основной недостаток его состоит в том, что он «не работает» в приполярных областях, где не бывает

средних температур выше 10 °С) он дает достаточно объективное представление об относительной степени тепло- и влагообеспеченности различных ландшафтов и при этом хорошо коррелирует с другими показателями функционирования, в качестве которых в табл. 15 приведены также относительные значения интенсивности внутреннего влагооборота, или, что то же, затрат тепла на эвапотранспирацию Е, величины чистой первичной продукции фитомассы Б и годового потребления зольных элементов и азота растительностью ММ". По всем перечисленным показателям первое место занимают экваториальные ландшафты, для которых значения ТК, Е,

199

Таблица15. Показатели относительной интенсивности функционирования ландшафтов

Типы ландшафтов	ТК	Б	'Е	NN
Экваториальные лесные	100	100	100	100
Субэкваториальные лесные	96	80	82	80
Тропические лесные	87	80	'77	80
Саванновые влажные и лесосаванновые	69	60	68	60
Субтропические влажные лесные	66	60	68	50
Саванновые типичные	32	35	51	35
Суббореальные широколиственнолесные	28	34	43	26
Суббореальные лесостепные	20	35	41	35
Подтаежные	20	30	39	20
Южнотаежные	17	22	33	15
Суббореальные. степные (северные)	16	28	36	25
Саванновые опустыненные	16	17	35	16
Среднетаежные	14	18	30	10
Суббореальные степные (южные)	12	20	28	12
Северотаежные	11	12	24	8
Лесотундровые	7	11	20	7
Суббореальные полупустынные	7	11	18	10
Субтропические пустынные	5	-	15	-
Суббореальные пустынные	4	5	16	5
Тундровые типичные	2	6	10	5
Тропические пустынные	2	<2	6	<2
Арктотундровые	0	4	8	2
Полярнопустынные	0	1	<8	<2

Б и ММ приняты за 100. Данные по остальным ландшафтам представлены в виде отношения к 100, т. е. в процентах по отношению к абсолютным величинам, свойственным экваториальным ландшафтам. В качестве типичных значений для разных зональных типов ландшафтов приняты те, которые наблюдаются в более или менее сравнимых условиях секторности, а именно в умеренно-континентальных секторах.

Нетрудно заметить, что по всем принятым в табл. 15 признакам типы ландшафтов располагаются практически в одинаковой последовательности от наивысших значений к наинизшим.

Наиболее существенные отклонения имеются лишь в последней колонке, что объясняется главным образом способностью травяных сообществ более интенсивно поглощать элементы питания по сравнению с лесными. В целом же та последовательность ландшафтных типов, которая представлена в табл. 15, может рассматриваться в первом приближении как их ранжированный ряд по относительному убыванию интенсивности функционирования.