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 в год, а радиационный баланс — при­мерно 2100 МДж/м² в год. Для сравнения укажем, что энергия кос­мических лучей оценивается приблизительно в 10 ^-4 МДж/м² в год, а энергия приливного трения — в 0,1 МДж/м² в год. Энергия совре­менных тектонических движений (в том числе сейсмическая) также ничтожна в сравнении с солнечной — порядка 0,03 МДж/м² в 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 в 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/м² в год, а в ло­кальных (в кратерах вулканов, горячих источниках) — нескольких тысяч МДж/м² в год, т.е. соразмерна с солнечной энергией. Во время вулканических извержений поток геотермического тепла мо­жет достигать 800 Дж/см в 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 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 широколиственно-лесных 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.

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. Теплообмен земной поверхности с почво-грунтом имеет циклический ха­рактер: в теплое время года тепловой поток направлен от поверхно­сти к почве, в холодное — в противоположном направлении, 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 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 часть – в 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 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. В период вегетации КПД ФАР несколько выше, чем в среднегодовом выводе. При особо благоприятном сочетании условий у отдельных листьев он может достигать 15—24 %.

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.

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.

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 %), 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/м², в торфе — тысячи МДж/м².

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 темнохвойном 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 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 южно-таежных 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 хвощово-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/м².

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 n 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 n 10¹³ МДж в год (около 0,01 % суммарной радиации).

В каждом конкретном случае запасы потенциальной механической 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/см², т.е. перемещается 2,5 10³ кг материала, то работа по его пере­мещению (денудации) составит: Ад == 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: Ас == З 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 можно привести также относительные значения интенсивности внутреннего влагооборота, или, что то же, затрат тепла на эва-потранспирацию, величины чистой первичной продукции фитомассы и годового потребления зольных элементов и азота раститель­ностью. По всем перечисленным показателям первое место занимают экваториальные ландшафты.