Климат как фактор почвообразования

На почвообразование может влиять ветер, вызывая дефляцию. При скорости у поверхности почвы  >5 м/сек он отрывает мелкие почвенные частицы и переносит их по воздуху,  частицы средних размеров перемещаются скачкообразно, а более крупные катятся по поверхности. Ветер способствует обмену воздуха атмосферы и почвы, усиливая испарение воды с поверхности земли и из почвы.

Климатические условия природных зон накладывают отпечаток на все физико-географические процессы и на почвообразование в особенности. В зависимости от климата в комплексе с другими факторами формируются весьма разнообразные почвы.

Важные характеристики климата как фактора почвообразования — радиационный баланс, среднемноголетние значения температур и сумм годовых активных температур воздуха (более 10 °С). Они влияют в многолетнем плане на формирование зонального распределения типов почв. Температура воздуха, ветер, осадки и испарение создают температурно-влажностный режим погоды каждой местности (ландшафта, региона, зоны, страны, материка).

 

 

2.1. Радиационный баланс

Солнечная радиация, которая приходит к земной поверхности, частично поглощается, частично отражается ею. Земля также сама излучает радиацию в атмосферу, а из атмосферы излучается инфракрасная радиация, главным образом (около 70%), в направлении к земной поверхности (встречное излучение атмосферы). Разность между приходящим и исходящим потоками энергии называется радиацонным балансом.

Составляющими радиационного баланса являются следующие элементы коротковолновой и длинноволновой радиации. Суммарная радиация ( Is ), отраженная ( Q ), длинноволновое излучение Земли ( Ез ), длинноволновое излучение атмосферы или встречное излучение ( Еа ).

Величина отраженной солнечной радиации от поверхности зависит от свойств этой поверхности. Отношение отраженной радиации ( Q ) ко всей приходящей называется отражательной способностью или альбедо ( А ) данной поверхности:(1)

А = Q : IS * 100%   (1)

Альбедо зависит от цвета, шероховатости, влажности и других свойств поверхности. Для почв его значения колеблются в основном в пределах 10 - 30% (для влажного чернозема – снижается до 5%, для сухого светлого песка может повыситься до 40%). Во всех случаях влажные почвы отражают радиацию меньше. Для растительного покрова характерны значения альбедо от 10 до 25%. Для свежего снега – до 95%, для загрязненного – ниже 50%. Для облаков – в среднем 50-60%, на верхней границе – до 80%.

Земная поверхность излучает длинноволновую радиацию ( Ез ) в атмосферу непрерывно, а атмосфера отдает ( Еа ) ее. Разность этих двух потоков, которые характеризуют потерю тепла, называется эффективным излучением и выражается уравнением:(2)

Еэ = Ез - Еа   (2)

Эффективное излучение представляет собой потерю лучистой энергии, а следовательно, и тепла с земной поверхности ночью и именно оно измеряется пиргеометрами. С возрастанием облачности, увеличивается встречное излучение, а эффективное - убывает, то есть ночное охлаждение поверхности становится меньше. Днем эффективное излучение перекрывается поглощенной солнечной радиацией, поэтому и поверхность земли днем теплее. В средних широтах земная поверхность теряет при эффективном излучении примерно половину количества тепла, получаемого от поглощенной радиации.

Эффективное излучение деятельного слоя зависит от температуры слоя, влажности и прозрачности воздуха, облачности. При повышении температуры поверхности Еэ увеличивается, при возрастании влажности и температуры воздуха - уменьшается. Облака излучают почти также, как и деятельный слой земли и при сплошной плотной облачности Ез может быть примерно равно Еа и в этом случае Еэ = 0. Сильно ослабляет излучение земной поверхности атмосфера, поглощая его водяным паром и углекислым газом. При этом коротковолновое излучение атмосфера пропускает. Эта особенность атмосферы называется парниковым эффектом. Без атмосферы температура поверхности земли была бы на 38оС ниже.(Интернет. Радиационный баланс.)

Уравнение радиационного баланса может быть представлено с учетом его составляющих в виде: (3)

R=(Q+q)(1-A)-E,  (3)

Где (Q — прямая радиация; q — рассеянная радиация; А -— альбедо (в долях единицы); Е — эффективное излучение поверхности.

Радиационным балансом, или остаточной радиацией подстилающей поверхности, принято называть разность между радиацией поглощенной земной поверхностью и эффективным излучением.

Схема рационального баланса. Земля получает энергии в среднем 8,3 Дж/(см2·мин). Если принять эту величину за 100 единиц (%), то в глобальном масштабе солнечная энергия распределяется следующим образом. Ультрафиолетовые лучи, составляющие 3%, поглощаются озоновым слоем на верхней границе географической оболочки. С облаками взаимодействует 39% лучистой энергии, из которых 19% отражаются, от 2 до 6% поглощаются, 15% рассеиваются и достигают земной поверхности как рассеянная радиация. Водяные пары и пыль отражают 6% и рассеивают 11% лучистой энергии.В итоге только 24% приходят на земную поверхность как прямой солнечный свет и 26% (15%+11%) как рассеянный, составляя в сумме 50%. Из этого количества 3% отражаются от земной поверхности и вместе с 6% лучистой энергии, отраженной водяными парами, и 19%, отраженной облаками, составляют 28% уходящей коротковолновой радиации. 72% покидающего географическую оболочку излучения составляет длинноволновая радиация, обусловленная эффективным излучением земной поверхности, одна треть которого поглощается в тропосфере водяным паром и диоксидом углерода.

Наблюдается закономерное нарастание поступления солнечной энергии от полюсов к экватору. Радиационный баланс зависит от многих факторов — от широты местности, характера подстилающей поверхности, степени увлажненности территории. В пределах тропических, умеренных и частично полярных широт радиационный баланс имеет положительное значение, но в Центральной Арктике годовой радиационный баланс отрицательный и равен —11 кДж/ (см2-год), а во внутренних районах Антарктиды он достигает —42 кДж/(см2 -год). Максимальный радиационный баланс на материках не превышает 336—339 кДж/(см2- год). В соответствии с поступлением тепла на поверхности Земли формируются термические пояса планеты (табл. 1).

Таблица 1.

Планетарные термические пояса

Пояс	Средне годовая температура С	Радиационный  баланс (кд/см^2 *год)	Сумма температур > 10̊ C
			на западе Евразии	на востоке Евразии
Полярный	-23  -15	21-42	400-600	400-600
Бореальный	-4   +4	42-84	600-2400	600-1800
Суббореальный	+10	84-210	2400-4000	1800-3200
Субтропический	+15	210-252	4000-8000	3200-7000
Тропический	+32	252-336	>8000	>7000

 

 

 

 

 

2.2. Понятие о коэффициенте увлажнения и индексе сухости

2.2.1 Способы выражения процессов атмосферного увлажнения

Нетрудно видеть, что на земной поверхности постоянно происходят два противоположно направленных процесса — орошение местности осадками и иссушение ее испарением. Оба эти процесса сливаются в единый и противоречивый процесс атмосферного увлажнения, под которым понимается соотношение количества осадков и испаряемости. 
Существует более двадцати способов его выражения. Показатели называются индексами и коэффициентами или сухости воздуха, или атмосферного увлажнения. Наиболее известны следующие:

1. Гидротермический коэффициент Г. Т. Селянинова. 
2. Радиационный индекс сухости М. И. Будыко. 
3. Коэффициент увлажнения Г. Н. Высоцкого — Н. Н. Иванова. Лучше всего его выразить в %. Например, в европейской тундре осадков выпадает 300 мм, а испаряемость только 200 мм, следовательно, осадки превосходят испаряемость в 1,5 раза, атмосферное увлажнение равно 150%, или =1,5. Увлажнение бывает избыточным, больше 100%, или 0,01 когда осадков выпадает больше, чем может их испариться; достаточным, при котором сумма осадков и испаряемость приблизительно равны (около 100%), или С = 1,0; недостаточным, меньше 100%. или К<1,0, если испаряемость превосходит количество осадков; в последней градации полезно выделить ничтожное увлажнение, в котором осадки составляют ничтожную (13% и меньше, или К = 0,13) долю испаряемости. 
4. В Европе и США пользуются коэффициентом Ч. У. Тортвейта, довольно сложным и весьма неточным; рассматривать его здесь нет необходимости. Обилие способов выражения увлажнения воздуха говорит о том, что ни один из них не может считаться не только точным, но и более верным, чем другие. Довольно широко пользуются формулой испаряемости и коэффициентом увлажнения Н. Н. Иванова и для целей землеведения он наиболее выразителен. Обычно различают зону избыточного увлажнения, где К больше 1, например, в тундролесьях и тайге К = 1,5; зону неустойчивого увлажнения — в лесостепи 0,6-1,0; зону недостаточного увлажнения — в полупустыне 0,1-0,3, а в пустыне меньше 0,1.(Интернет. Коэффициент увлажнения.) 

2.2.2 Испаряемость

Количество осадков еще не дает полного представления об обеспеченности территории влагой, так как часть атмосферных осадков испаряется с поверхности, а другая часть просачивается в почву. 
При различных температурах с поверхности испаряется различное количество влаги. Количество влаги, которое может испаряться с водной поверхности при данной температуре, называется испаряемостью. Она измеряется в миллиметрах слоя испарившейся воды. Испаряемость характеризует возможное испарение. Фактическое же испарение не может быть больше годовой суммы осадков. Поэтому в пустынях Средней Азии оно составляет не более 150-200 мм в год, хотя испаряемость здесь в 6-12 раз выше. К северу испарение возрастает, достигая 450 мм в южной части тайги Западной Сибири и 500-550 мм в смешанных и широколиственных лесах Русской равнины. Далее к северу от этой полосы испарение вновь уменьшается до 100-150 мм в прибрежных тундрах. В северной части страны испарение ограничивается не количеством осадков, как в пустынях, а величиной испаряемости.

2.2.3 Коэффициент увлажнения

Для характеристики обеспеченности территории влагой используется коэффициент увлажнения — отношение годовой суммы осадков к испаряемости за этот же период. 
Чем меньше коэффициент увлажнения, тем суше климат. Близ северной границы лесостепной зоны количество осадков примерно равно годовой испаряемости. Коэффициент увлажнения здесь близок к единице. Такое увлажнение считается достаточным. Увлажнение лесостепной зоны и южной части зоны смешанных лесов колеблется от года к году в сторону то увеличения, то понижения, поэтому оно неустойчивое. При коэффициенте увлажнения меньше единицы увлажнение считается недостаточным (степная зона). В северной части страны (тайга, тундра) количество осадков превышает испаряемость. Коэффициент увлажнения здесь больше единицы. Такое увлажнение называют избыточным. 
Коэффициент увлажнения выражает соотношение тепла и влаги на той или иной территории и является одним из важных климатических показателей, так как определяет направление и интенсивность большинства природных процессов. 
В районах избыточного увлажнения много рек, озер, болот. В преобразовании рельефа преобладает эрозия. Широко распространены луга и леса. 
Высокие годовые значения коэффициента увлажнения (1,75-2,4) характерны для горных территорий с абсолютными отметками поверхности 800-1200 м. Эти и другие, более высокогорные, районы находятся в условиях избыточного увлажнения с положительным балансом влаги, избыток которой составляет 100 - 500 мм в год и более. Минимальные значения коэффициента увлажнения от 0,35 до 0,6 свойственны степной зоне, подавляющая часть поверхности которой расположена на отметках менее 600 м абс. высоты. Баланс влаги здесь отрицателен и характеризуется дефицитом от 200 до 450 мм и более, а территория, в целом - недостаточным увлажнением, типичным для полуаридного и даже аридного климата. Основной период испарения влаги длится с марта по октябрь, а ее максимальная интенсивность приходится на наиболее жаркие месяцы (июнь — август). Наименьшие значения коэффициента увлажнения наблюдаются именно в эти месяцы. Нетрудно заметить, что величина избыточного увлажнения горных территорий сопоставима, а в некоторых случаях и превышает суммарное количество атмосферных осадков степной зоны.

 

Коэффициент увлажнения Высоцкого — Иванова

Коэффициент увлажнения — соотношение между количеством выпадающих атмосферных осадков за год или другое время и испаряемостью определенной территории. Коэффициент увлажнения является показателем соотношением тепла и влаги.                                                                     Впервые способ характеристики климата как фактора водного режима почв был введен в практику почвоведения Г. Н. Высоцким. Им было введено понятие о коэффициенте увлажнения территории (К) как о величине, показывающей отношение суммы осадков (Q, мм) к испаряемости (V, мм) за тот же период (К=Q/V). По его подсчетам эта величина для лесной зоны равна 1,38, для лесостепной— 1,0, для степной черноземной-0,67 и для зоны сухих степей — 0,3.

В дальнейшем понятие о коэффициенте увлажнения было детально разработано Б. Г. Ивановым (1948) для каждой почвенно-географической зоны, а коэффициент стал называться коэффициентом Высоцкого — Иванова (КУ).

По обеспеченности суши водой и особенностям почвообразования на земном шаре можно выделить следующие области (Будыко, 1968)(табл.2)

В соответствии с поступлением влаги и ее дальнейшим перераспределением каждый природный регион характеризуется показателем радиационного индекса сухости К = R/ar, где Я— радиационный баланс, кДж/(см2*год); r — количество осадков в год, мм; a — скрытая теплота фазовых преобразований воды, Дж/г.

 

Таблица 2.

Климатические области

Климатические области	Среднегодовое количество осадков, мм	Коэффициент увлажнения (КУ)
Исключительно сухие	10—20	0,2—0,1
Засушливые (аридные)	50-150	0,5—0,3
Умеренно сухие  (семиаридные)	200—400	0,7 -0,5
Влажные    (гумидные)	50—800	1,0
Избыточно влажные	1500—2000	1,2—1,5
Особенно влажные  (супергумидные)	3000—5000	1,5—2,0- 3,0

В соответствии с поступлением влаги и ее дальнейшим перераспределением каждый природный регион характеризуется показателем радиационного индекса сухости К = R/ar, где Я— радиационный баланс, кДж/(см2*год); r — количество осадков в год, мм; a — скрытая теплота фазовых преобразований воды, Дж/г.