авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 7 | 8 ||

«ЗНАЧЕНИЕ ИЗУЧЕНИЯ ГУМУСА ПОГРЕБЕННЫХ ЧЕРНОЗЕМОВ ДЛЯ ПОЗНАНИЯ СОВРЕМЕННОГО ГУМУСООБРАЗОВАНИЯ И.В. Иванов ...»

-- [ Страница 9 ] --

УДК 631. МИНЕРАЛИЗАЦИЯ АЗОТА В ПОЧВЕ ЮЖНОТАЕЖНЫХ БЕРЕЗНЯКОВ C.М. Разгулин Институт лесоведения РАН, 143030, с. Успенское, Одинцовский р-н Московской обл.

E-mail: root@ilan. ras. ru Минерализация азота в лесных почвах России в условиях «in situ» практически не исследована. Для ха рактеристики сезонной динамики минерализации азота в дерново-подзолистой легкосуглинистой почве высо копродуктивного березняка – кисличника (9Б1Ос, 90 лет, I класс бонитета, полнота 0,8, Ярославская обл.) экс понировали пробы почвы в капроновой сетке в течение 26-28 суток с мая по ноябрь 2009 г., в 8-ми кратной по вторности для каждого горизонта - А0-А1 (0-6 см), А1 (6 – 11 см) и А2 (11 – 22 см). Нетто-минерализацию рас считывали как разность концентраций минерального азота в конце и начале экспозиции на 100 г сухой почвы.

  Содержание Аммонификация (Ам), нитрификация (Нф) в мг N/ 100 г сут, накопление азота аммония (На) и нитратов (Нн), в мг N/м2, продукция углекислоты Собщ. и Сп в г С/м2, температура азота аммония в почвы на глубине 1 и 5 см (Т1 и Т5 ), оС, влажность (В) почвы, %, в березняке кисличнике почвенных вытяж ках измеряли диф фузионно-изотер Дата начала и окончания экспозиции, продолжительность экспозиции, сутки мическим методом, Параметр 21.V – 16.VI 16.V – 14.VII 14.VII – 11VIII 11.VIII – 8.IX 8. IX – 6.X 6.X – 2.XI а нитратного - на 26 28 28 28 28 кадмиевых колон 0.07 0. 0. 0. 0. Ам, А0-А1 -0. ках [4].

0.07 0. 0. 0. -0. Aм, A1 -0. В эти же 0.02 0. 0. 0. 0. Ам, А2 0. сроки в 4-х камерах измеряли эмиссию 0.001 0. 0. 0. 0. Нф, А0-А1 0. углекислоты с по -0.0002 -0. 0. 0. 0. Нф, А1 0. 0.003 -0. 0. 0. 0. Нф, А2 0.014 верхности почвы (Собщ) и в 2-х ка 1587 ± 327 617 ± 186 441 ± 2058 ± 2499 ± На, А0-А1 -884 ± 219 мерах - из горизонта 957 ± 243 827 ± 190 479 ± 87 ± -291 ± На, А1 -348 ± В, со срезанной до 777 ± 244 666 ± 207 444 ± 1099 ± 388 ± На, А2 1143 ± глубины 25 см верх ней частью профи 7±5 14 ± 62 ± 72 ± 308 ± Нн, А0-А1 315 ± ля. Вычитая из -2 ± 3 -3 ± 99 ± 100 ± 500 ± Нн, А1 487 ± Собщ эмиссию го 96 ± 18 -21 ± 181 ± 143 ± 621 ± Нн, А2 421 ± ризонта В, получали эмиссию СО2 из 34 / 31 14 / 62 / 136 / 68 / Cобщ./ Сп 133 / 15.8 / 13.8 13.0 / 12.6 6.2 / 7. 19.5 / 16. 15.4 / 14. Т1 / T 5 9.2 / 7.7 профиля почвы, где B, А0-А1/ измеряли минерали 30 / 22 / 17 44 / 23 / 18 41 / 25 / 38 / 26 / 41 / 27 / 44 / 39 / А1/А2 зацию азота – ( Сп).

С мая по но ябрь методом изолированных камер измеряли эмиссию аммиака с поверхности лесной почвы в 10-ти кратной повторности за каждый срок измерения [3].

В горизонте А0-А1 в первом сроке, а в горизонте А1 в первом и втором сроках измерения активность ам монификации в мг N/ 100 г сут была отрицательной, что может быть связано с иммобилизации минерализованно го аммония микроорганизмами. Положительная активность процесса была максимальна в горизонте А0-А1 и снижалась в горизонтах А1 и А2 (табл). В горизонте А0-А1 сезонные изменения аммонификации регулировались температурой почвы (Т) с r = 0.77 при р = 0.07, а в горизонте А1 – ее влажностью (В), с r = 0.77 при р = 0.07.

В сезонной динамике накопления аммония в мг N /м 2 затраты на нитрификацию не компенсируют отри цательное накопление аммонийного азота в первом сроке в горизонте А0-А1 (315 и – 884 мг N м 2), но в в гори зонте А1 в первом и втором сроках нитрификация могла быть причиной отрицательной аммонификации (487 и – 348, 500 и - 291 мг N /м 2, соответственно, табл). Максимумы аммонификации в трех горизонтах были отме чены в разные сроки, что привело к отсутствию корреляции в сезонной динамике процесса между тремя гори зонтами за период исследования.

Сезонные изменения накопления аммония не коррелировали с (Собщ) и ( Сп) в горизонте А0-А1, возмож но, из-за высокого содержания Сорг. и N орг. в этой части профиля, но в горизонтах А1 и А2 коэффициент корре ляции между этими параметрами был равен 0.62 и 0.43 при р = 0.18 и 0.38 и 0.85 и 0.95 при р = 0.03 и 0.002 соот ветственно, что может быть обусловлено уменьшением концентраций Сорг. и Nорг. в этих горизонтах, делающих связь аэробной деструкции органического вещества и аммонификации более отчетливой.

За период исследования активность нитрификации в мг N/ 100 г сут измеренная в трех горизонтах выра жалась величинами одного порядка (табл). В горизонте А0-А1 процесс не регулировался (Т) и ((В) почвы, но в горизонтах А1 и А2 нитрификация коррелировала с (В) с r = 0.73 при р = 0.1.

Максимумы нитрификации и накопления азота нитратов в трех горизонтах были отмечены в первый и второй сроки измерения, что обеспечивает близкую к синхронной сезонную динамику нитрификации во всех горизонтах, с коэффициентами корреляции между ними равными 0.91 – 0.99 при р= 0.01 – 0.0003.

Таким образом, за период исследования в горизонте А0-А1 было аммонифицировано и нитрифицирова но 6.3 ± 0.9 и 0.4 ± 0.1 г N / м 2;

в горизонте А1 - 1.9 ± 0.3 и 1.2 ± 0.2 г N / м 2, и в горизонте А2 - 4.1 ± 0.6 и 1.4 ± 0.1 г N / м 2, соответственно. Высокие объемный вес и мощность горизонта А2 обеспечили высокую продук тивность минерализации азота в этой части профиля почвы при низких активностях процесса (таблица).

Всего в горизонтах почвы 0 – 22 см высокопродуктивного березняка с 21. V по 2. XI минерализовалось 15 ± 1 г N / м 2, или 150 кг N / га. Нитрификация составляла 3.1 ± 0.2 г N / м 2, или 22% минерализованного азо та, что указывает на хорошую аэрацию почвенного профиля.

В зрелых широколиственных лесах Канады и США, на дерново-подзолистых почвах, в горизонтах 0 -25 см за вегетацию минерализуется 6 и 11 г N / м2, при вкладе нитрификации равном 92 и 60 %%, соответственно [5,6].

Продукция углекислоты из профиля почвы 0 – 22 см с 21.V по 2. XI составила 367 г С / м 2. Деструкция, равная 80 % эмиссии СО2 [2], составила 294 г С / м 2.

При средневзвешенном по профилю почвы отношению С / N равном 14 [1], могло бы минерализоваться 294 / 14 = 21 г N / м 2. Измеренная минерализация азота оказалась ниже - 15 г N / м 2. Вероятно, 21 – 15 = 6 г N / м 2 иммобилизуется почвенными микроорганизмами.

258   Средняя из 10 сроков измерения скорость эмиссии аммиака из лесной почвы за период исследования со ставила 75 ± 30 мкг N / м2 сут, или 124 ± 50 г N / га, что на два порядка величин меньше минерализованного азота.

Литература 1. Максимова А.Е. Состав и динамика содержания свободных аминокислот в почвах березняков и сплошных вырубок в южной тайге // Почвоведение. 1985. № 7. С. 112-120.

2. Разгулин С.М. Деструкция органического вещества почвы и ассимиляция азота в экосистемах южной тайги // Почво ведение. 2004. № 8. С. 927 – 930.

3. Разгулин С.М. Эмиссия аммиака из дерново-подзолистой почвы под разными фитоценозами // Почвоведение. 2009. № 7. С.853 – 856.

4. Разгулин С.М. Полевой метод измерения минерализации азота в лесных почвах // Почвоведение. 2009. № 11. С. 1341 1344.

5. Devito K.J., Westbrook C.J., Schiff S.L. Nitrogen mineralization and nitrification in upland and peatland forest soils in two Ca nadian Shield catchment // Can. J. For. Res. 1999. V. 29. P. 1793-1804.

6. Groffman P.M., Driscoll C.T., Fahey T.J., Hardy J.P., R.D., Fitzhugh R.D., Therney D. Effect of mild winter freezing on soil nitrogen and carbon dynamics in a northern hardwood forest // Biogeochemistry. 2001. V. 56. P. 191-213.

УДК: 631.84:504.38. БАЛАНС УГЛЕРОДА В ПАХОТНЫХ ПОЧВАХ РОССИИ А.А. Романовская, Н.С. Смирнов, В.Н. Коротков, Р.Т. Карабань, В.Ю. Кузьмичева Институт глобального климата и экологии Росгидромета и РАН, г. Москва E-mail: smns-80@rambler.ru Сельскохозяйственная деятельность воздействует на запасы углерода почв, и, в зависимости от видов выращиваемых растений, уровня агротехники, плодородия почв и методов ведения хозяйства, может обуслов ливать как эмиссию углекислого газа (СО2) в атмосферу, так и его поглощение почвами. Увеличение концен трации СО2 в атмосфере в свою очередь может оказывать влияние на глобальное потепление климата, поэтому ежегодные выбросы СО2 и других парниковых газов подлежат обязательной инвентаризации в соответствии с требованиями рамочной Конвенции ООН об изменении климата и Киотского протокола.

Расчет ежегодного изменения запасов почвенного углерода пахотных земель проводился на основе ба лансовой оценки соединений углерода, поступающих в почвы и выносимых из них, согласно разработанной ранее модели (Романовская, Карабань, 2007). При этом внесение органических и минеральных углеродсодер жащих удобрений, известкование почв и остатки надземной и подземной биомассы культурных растений, рас сматривались как статьи прихода (поступления) углерода в почву. Для расчета выноса углерода с возделывае мых земель оценивали механические потери углерода почв с эрозией и дефляцией, а также при дыхании почв.

В качестве объекта исследований были выбраны почвы пахотных земель, к которым относятся однолетние культурные растения, пар и площади многолетних насаждений. Исходные данные для расчетов за период с 1990 по 2008 гг. были получены в отчетах и справочных изданиях Росстата.

Для оценки содержания углерода в разных видах органических удобрений были использованы данные литературы (подробно в Романовская, Карабань, 2007). Рассмотрены следующие виды органических удобре ний: бесподстилочный и подстилочный навоз крупного рогатого скота, свиней, лошадей и овец, бесподстилоч ный и подстилочный помет, торфа (осоковый, тростниковый, древесно-тростниковый), солома, сидераты и не которые виды компостов. Согласно санитарным нормам РФ навоз и помет, требуют хранения перед их внесе нием в пахотные почвы для дезинфекции. С этой целью они хранятся в среднем около 6 месяцев, в течение ко торых происходят потери органического углерода и азота. Поэтому данные по содержанию углерода в свежем веществе разных видов навоза и помета нами пересчитаны с учетом его средних потерь за время хранения.

Учитывая, что статистические данные по внесению органических удобрений в почвы приводятся в расчете на физический вес по всем видам удобрений в целом, было необходимо перевести процентное содержание угле рода в расчете на сырой вес органических удобрений, подготовленных к внесению, которое составляет от 4% С в бесподстилочном навозе до 25 % С в торфах. Средняя величина содержания углерода в органических удобре ниях составляет 18,24 % С, которая была использована нами в расчетах. Результаты расчетов показывают, что в течение периода с 1990 по 2008 год внесение органических удобрений сократилось на 86,9 % от 393,1 до 51, млн. тонн. Соответственно, сократилось и количество поступающего в почвы углерода – от 71,7 млн. тонн в 1990 г. до 9,4 млн. тонн в 2008 г.

Оценка поступления углерода в пахотные почвы с минеральными удобрениями выполнена на основе статистической информации по общему количеству внесенных азотных, фосфорных и калийных удобрений в сельском хозяйстве России (данные Росстата) и среднему содержанию углерода в них. Аналогично минераль ным удобрениям было оценено поступление углерода в почвы с известковыми материалами. Согласно стати стическим данным, подавляющее большинство из вносимых известковых материалов составляют известняко вая и доломитовая мука, содержание углерода в которых в среднем равно 12%. Однако, полученные уточнен ные данные (Шильников с соавт., 2006) показывают, что в известковых материалах содержится в среднем око ло 30% примесей и влаги. Поэтому предварительно нами были рассчитаны объемы внесения чистой известня ковой и доломитовой муки (70%). За период с 1990 по 2008 гг. суммарное поступление углерода в почвы с ми неральными удобрениями и известковыми материалами снизилось в 13 раз (от 3,2 до 0,35 млн. т).

Оценка количества углерода, поступающего в пахотные почвы с остатками культурных растений, вклю чала ежегодный расчет углерода надземных (пожнивных) остатков и корней культурных растений, которые ос таются на полях после уборки урожая. Мы использовали регрессионные уравнения Левина для оценки количе ства биомассы остатков растений на основе данных урожайности основной продукции (Левин, 1977;

Романов   ская с соавт., 2002). Результа ты расчетов показали, что с 1990 года наблюдается тен денция снижения общего ко личества углерода раститель ных остатков культурных растений, поступающих в па хотные почвы. Это связано с сокращением посевных пло щадей в стране. Урожайность растений формируется в зави симости от комплекса эколо гических, агрохимических и Ежегодный баланс углерода в пахотных почвах России за период с других факторов и изменяется по 2008 гг., млн. тонн С.

между годами не линейно, поэтому и суммарные потери углерода биомассы несколько варьируют в течение исследуемых лет. Так, после 2004 года наметилась тенден ция увеличения средней урожайности зерновых культур, что оказало соответствующее влияние на количество углерода биомассы растений.

Как следует из данных по всем рассмотренным источникам поступления углерода в сельскохозяйствен ные почвы, углерод растительных остатков является основным потоком, определяющим общее количество на копленного углерода. Вклад органических удобрений менее существенен и составляет от 29,0 % в 1990 г. до 6,6 % в 2007 г., а на долю остальных источников приходится 1,3 % и 0,3 % в 1990 г. и 2008 г. соответственно.

Вынос углерода с территории пахотных земель рассматривался по следующим составляющим: механи ческие потери углерода с дефляцией и эрозией почвы, а также потери углерода почв при их дыхании. По дан ным Титляновой с соавт. (Титлянова с соавт., 1998), за последние 60-70 лет средние потери органического уг лерода сельскохозяйственных почв Сибири в результате эрозии и дефляции составили около 100 кг/га в год.

Эта величина, по-видимому, близка к средним потерям углерода на пашнях и для других регионов России. Од нако следует отметить, что большее количество эродированного материала переотлагается в понижениях или овражной зоне в пределах пахотных земель, что не должно учитываться в наших расчетах. В Европейской час ти России объем выноса органического вещества почв за пределы пашни в среднем составляет 11-17 % от об щей массы материала, перемещаемого плоскостным смывом (Пацукевич и Козловская, 2000). По всей вероят ности, эти величины применимы ко всей территории России и, можно заключить, что только 20-30 кг углерода с одного гектара безвозвратно выносится за пределы пахотных земель.

Дыхание почв складывается из дыхания корней и дыхания почвенной микрофлоры. Учитывая, что ды хание корней уже учтено нами при рассмотрении биомассы культурных растениях (чистая первичная продук ция), нам необходимо было оценить потери углерода в форме СО2 при разложении почвенного органического вещества. Для этого нами проанализированы данные литературы по экспериментальным оценкам дыхания раз ных типов почв под разными сельскохозяйственными культурами, измеренными в течение вегетационного пе риода, приведены к единым единицам измерения (мг СО2/м2 в час) и усреднены по основным типам почв (чер ноземы, дерново-подзолистые, каштановые и серые лесные почв) (Романовская, Карабань, 2007). Полученные средние значения относятся к результатам экспериментальных работ, выполненных в 70-80 гг. прошлого столе тия. В настоящее время в связи со значительным сокращением внесения органических удобрений, численность и многообразие микрофлоры в пахотных почвах уменьшились. Соответственно, микробное дыхание также сильно сократилось. По оценкам Кургановой и соавт. (2007) после 1990 года дыхание почв агроценозов стало в среднем в 1,5 раза ниже дыхания почв целинных экосистем. Эта поправка была учтена в наших расчетах. Кро ме того, во избежание двойного учета корневого дыхания, мы условно приняли, что вклад корней в общее поч венное дыхание в агроценозах равен 40 %. Также учли дыхание почвы вне вегетационного периода, которое составляет около 30 % от годового (Сапронов, 2007). Дыхание пахотных почв на территории России оценива ется в пределах от 313 млн. т в 1990 г. до 140 млн. т С в 2007. В 2008 г. эта величина соответствовала 144 млн.

т. С в связи с некоторым увеличением площади пашни.

На основании полученных оценок поступления и выноса углерода был составлен общий ежегодный ба ланс углерода на пахотных землях за период 1990-2008 гг. (рис.). Как следует из рисунка, общий годовой ба ланс углерода на пахотных землях России отрицательный в течение всего рассматриваемого периода и харак теризуется нетто потерями углерода. Среднегодовой нетто выброс углерода в расчете на гектар пахотных зе мель в стране составляет 0,35 тонн С/га.

Работа выполнена при поддержке РФФИ, проект № 09-05-13506.

Литература 1. Романовская А.А., Карабань Р.Т. Баланс почвенного углерода возделываемых земель России. В сб.: Проблемы эколо гического мониторинга и моделирования экосистем. Том XXI. Санкт- Петербург, Гидрометеоиздат. 2007. С. 58- 2. Курганова И.Н., В.О. Лопес де Гереню, Т.Н. Мякшина, Д.В. Сапронов, В.Н. Кудеяров. Оценка газообразных потерь углерода из почв агроэкосистем Российской Федерации. Материалы IV Всероссийской научной конференции «Гуми новые вещества в биосфере», МГУ, Москва, 19-21 декабря 2007г., Санкт-Петербург, С. 54-57.

3. Сапронов Д.В. Многолетняя динамика эмиссии СО2 из серых лесных и дерново-подзолистых почв. Диссер. на соик.

уч. степени кандидата биолог. наук. М, 2007. 20 с.

260   4. Левин Ф.И. Количество растительных остатков в посевах полевых культур и его определение по урожаю основной продукции. Агрохимия, 1977. № 8. С. 36-42.

5. Романовская А.А., Гитарский М.Л., Карабань Р.Т., Назаров И.М. Оценка эмиссии закиси азота от неутилизируемой в аграрном секторе страны мортмассы сельскохозяйственных растений. Проблемы экологического мониторинга и мо делирования экосистем. СПб: Гидрометеоиздат, 2002. Т. 18. С. 276-286.

6. Титлянова А.А., Булавко Г.И., Кудряшова С.Я., Наумов А.В., Смирнов В.В., Танасиенко А.А. Запасы и потери орга нического углерода в почвах Сибири. Почвоведение, 1998, №1, С. 51-59.

7. Пацукевич З.В., Козловская М.Э. Эрозионно-аккумулятивные процессы в степной зоне Европейской части России.

Эрозия почв и русловые процессы, М.: МГУ. Вып.12. 2000. С. 297.

8. Шильников И.А., Ермалаев С.А., Аканова Н.И. Баланс кальция и динамика кислотности пахотных почв в условиях из весткования. М.: ВНИИА. 2006. 150 с.

ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННАЯ ОРГАНИЗАЦИЯ ПОЧВЕННОГО ПОКРОВА СЕВЕРНОЙ ОКРАИНЫ ОВИНИЩЕНСКОЙ ВОЗВЫШЕННОСТИ И МОЛОГО-ШЕКСНИНСКОЙ НИЗИНЫ А.В. Русаков Санкт-Петербургский государственный университет, г. Санкт-Петербург E-mail: spp-06@mail.ru Район исследования площадью 1500 км2 расположен в юго-западной части Молого-Шекснинской низины и примыкающих к ней террасированных склонов Овинищенской возвышенности в непосредственной близости к границе (100–130 км) максимального продвижения поздненеоплейстоценового (осташковского) ледника.

Рельеф характеризуется четкой ярусностью строения. I ярус (незатопленная Рыбинским водохранили щем часть низины с выраженными низкими древнеозёрными террасами) имеет поверхность с а.о. 102–112 м.

Он отделяется уступом в 10–15 м от II яруса (высокие древние террасы Молого-Шекснинской низины с (а.о.

126–146 м). III ярус представлен поверхностями с а.о. 146–160 м, постепенно переходящими в IV ярус (160– м) и сменяющимся V ярусом (а.о. 175 м) – террасированными поверхностями Овинищенской возвышенности.

Низкие древнеозерные террасы I яруса в целом слабо дренированы (D = 0,58 км/км2). Поверхности со пряженных уровней II–IV ярусов отличаются заметно большей степенью расчленения овражно-балочной сетью (ОБС), которая закономерно увеличивается с 1,35 км/км2 на поверхности с а.о. 126–136 м до 1,85 и 1,91 км/км в пределах II и IV ярусов рельефа соответственно. Равнинность III-IV ярусов рельефа нарушается глубоко (до 35 м) врезанными долинами рек – притоков бывших низовий реки Мологи, малых рек и ручьев, а также поли гональным микрорельефом палеокриогенного генезиса.

Пространственная дифференциация почвообразующих пород подчиняется четким закономерностям:

древнеозерные пылеватые супеси и двучленные отложения (супеси, подстилаемые пылеватыми безвалунными суглинками) слагают поверхности I–II ярусов, а двучлены распространены до а.о. 160 м (III ярус). IV–V ярусы повсеместно сложены пылеватыми безвалунными (покровными) бескарбонатными (иногда карбонатными) суг линками. Анализ стратиграфического положения пылеватых суглинков, занимающих уровни с а.о. 175–180 м, близость гранулометрического состава и статистических параметров с пылеватыми супесями, позволил отнести данные типы осадков к единому парагенетическому ряду озерных отложений поздневалдайского возраста, от кладывавшихся во время стояния приледниковых подпрудных озер максимума валдайского криохрона (Руса ков и др., 2008, Rusakov et.al., 2007).

Таким образом, специфика рельефа и литологического строения обследованной территории заключается в наличии разновозрастных сопряженных геоморфологических уровней, отличающихся усилением освоенно сти поверхностей ОБС и увеличением возраста седиментации супесчано-суглинистых пылеватых отложений.

Необходимо отметить, что данная модель геоморфологической обстановки (усиление глубинного вреза ОБС с увеличением гипсометрических отметок) имеет место в случае придолинных и приречных территорий (здесь – реки Сить, Себла и др.) с достаточно древним возрастом земледельческого освоения.

Табл. 1. Состав ПП (в процентах) в пределах ярусов рельефа ключевого участка 1 (террасированные поверхности Овинищенской возвышенности и Молого-Шекснинской низины) Ярус релье- Индекс почвы* П1д П2д П3д Пдог Пд Пдэ Пдг,Г Дг,Г Пбг,Г Бв БиГ фа, а.о., м Бп Бн А ОБ I, 11,7 2,8 16,0 6,6 37,1 0,4 38,1 3,6 4,2 - 0,5 10,9 0,8 2,3 2, 102– II, 4,8 6,5 40,3 8,3 59,9 3,0 27,4 - 0,2 0,1 - 1,1 1,0 1,8 5, 126– III, 2,0 5,2 42 42,3 14,0 63,5 2,3 24,0 - 0,1 - 11,2 0,5 0,8 0,5 7, 146– IV, 0,2 1,1 63,7 3,4 68,4 4,2 18,7 - - - - 0,1 0,4 2,5 5, 160– д д д *Почвы: П1 – дерново-мелкоподзолистые;

П2 – дерново-неглубокоподзолистые;

П3 – дерново-глубоко подзолистые;

Пдог – дерново-подзолистые поверхностно-слабоглееватые;

Пд – дерново-подзолистые (в сумме);

Пдэ – дерново-подзолистые эродированные;

Пдг,Г – дерново-подзолистые глееватые и глеевые;

Дг,Г – дерново глееватые и глеевые;

Пбг,Г – торфянисто-подзолистые глееватые и глеевые;

Бв – болотные верховые;

Бп – бо лотные переходные;

Бн – болотные низинные;

БиГ – болотные низинные иловато-глеевые;

А – аллювиальные;

ОБ – овражно-балочные комплекс.

  Выявленные ландшафтные особен Табл. 2. Существенная зависимость между медианным диамет ром частиц пород (Md), энтропийной мерой сортированности по- ности территории нашли свое отражение в род (Hr) и почв (Hs), гипсометрическим положением разрезов структуре почвенного покрова сопряжен (АО) и удаленностью от ординарной линии (L). ных частей Молого-Шекснинской низины и Овинищенской возвышенности (табл. 1).

Пылева- Параметры, коэф Анализ компонентного состава поч тые поро- фициенты корреля n Sr tr t05 венного покрова (ПП) поверхностей со ды ции (r) пряженных геоморфологических уровней АО L показал резкое увеличение автоморфных Суглинки Hr - –0,31 80 0,11 2,92 1, дерново-глубоко-подзолистых почв на вы Hs - –0,32 80 0,11 2,94 1, соких ярусах рельефа (в пределах IV яруса Супеси и –0,51 145 0,07 7,14 1, Md (а.о. 160–175 м) они являются фоновыми), суглинки –0,50 145 0,07 6,84 1, вследствие усиления степени естественно го дренажа, контролируемое врезом ОБС.

Результатом этого процесса является закономерное и резкое уменьшение контрастности ПП (генетическая, по гидроморфизму и агропроизводственная) и педоразнообразия (Ibaez J.J., 1996) от нижних ярусов рельефа к верхним. Наибольшей сложностью и неоднородностью ПП отличается III ярус рельефа (а.о. 146–160 см), где наблюдается наиболее интенсивный в настоящее время врез эрозионной сети (максимальные удельное количе ство водотоков и их протяженность вглубь массива по топографической карте от линии с а.о. 160 м, а также до ля почв овражно-балочного комплекса) и разнообразие почвообразующих пород – пылеватые безвалунные суг линки и двучленные отложения.

Выявленная закономерность по компонентному составу ПП свидетельствует о бльшей длительности почвообразования (текстурной дифференциации пылевато-суглинистой толщи в пределах однородных и дву членных пород) на высоких дренированных поверхностях сопряженных геоморфологических уровней. Сказан ное подтверждается разновременностью эрозионного вреза в пределах геоморфологических уровней и о его относительной древности на высоких поверхностях Овинищенской возвышенности, приуроченных к придо линным участкам гидрографической сети. Ранее нами (Русаков и др., 2008) на основании большого фактиче ского материала статистически достоверно выявлены отличия некоторых базовых свойств голоценовых дерно во-подзолистых почв, развитых на пылеватых отложениях, в зависимости от гипсометрического положения поверхностей, к которым приурочены данные почвы, а также от удаленностью от ординарной линии (ОЛ), представляющей собой берег Рыбинского водохранилища.

В настоящем сообщении рассмотрим изменение статистических параметров по массовым данным гра нулометрического состава почв, развитых в пределах данного обширного ключевого массива. Исследования показали достоверное уменьшение (средняя степень тесноты) величин энтропийной меры сортированности как для пылеватых пород (свидетельство увеличения упорядоченности гранулометрического состава), так и рас считанной для всех почвенных профилей, а также медианного диаметра частиц пылевато-суглинистых почво образующих пород с ростом удаленности от ОЛ. Уменьшение величин Md пород также достоверно уменьшает ся с ростом гипсометрических отметок поверхности (табл. 2).

Выявленные изменения гранулометрического состава отражаются в достоверном увеличении степени дифференциации профилей почв по илу с возрастанием абсолютных отметок поверхностей, к которым приуро чены почвы и удаленностью от ОЛ (табл. 3). Кроме этого, на основании средних показателей гранулометриче ского состава, нами был рассчитан коэффициент дифференциации по илу для всех почв в пределах ключевого массива разной степени оподзоленности. Установлено существенное увеличение величины этого показателя с увеличением гипсометрических отметок поверхности. Величина КД закономерно изменяется следующим обра зом: (а.о. 126–136 м) – 1,7;

(а.о. 136–146 м) – 2,9;

(а.о. 146–160 м) – 3,3;

(а.о. 161–175 м) – 4,6.

Величина разности энтропийной меры сортирован Табл. 3. Существенная зависимость между коэф- ности гранулометрического состава между горизонтами фициентом дифференциации (KД) по илу для дер- ВС(С) и элювиальной частью профиля исследованных дер ново-глубокоподзолистых почв на пылеватых суг- ново-глубокоподзолистых почв также закономерно и дос линках, разностей энтропийной меры сортирован товерно увеличивается с увеличением гипсометрических ности профилей (dHs), энтропийной мерой сорти отметок поверхности (табл. 3). Кроме этого, нами выявлена рованности элювиальных горизонтов дерново существенная зависимость (отрицательная корреляция подзолистых почв на пылеватых суглинках (HsE), средней степени тесноты) энтропийной меры сортирован гипсометрическим положением разрезов (АО) и ности собственно элювиального горизонта (в этом случае удаленностью от ординарной линии (L).

рассматривались все почвы в пределах ключевого участка, независимо от степени оподзоленности) как от а.о. поверх Параметры, коэффи циенты корреляции ности, так и от удаленности от ОЛ (табл. 3), Т.е. установле n Sr tr t (r) но, что уменьшение информационной энтропии грануло АО L метрического состава в элювиальных горизонтах дерново 0,46 44 0,14 5,62 3,22 подзолистых почв напрямую связано с увеличением дли КД 0,47 44 0,14 5,85 3,22 тельности процессов текстурной дифференциации почв, dHs 0,55 – 37 0,14 3,91 2,03 сформированных на пылеватых суглинках. Другими слова -0,42 33 0,16 2,60 2, ми, уменьшение информационной энтропии в горизонтах HsE -0,44 33 0,16 2,79 2, А2, обязанное увеличению меры упорядоченности грану Примечание: прочерк означает отсутствие лометрической системы оподзоленных горизонтов (прежде зависимости между параметрами.

262   всего за счет увеличения мономодальности по илу), отражает бльшую длительность времени почвообразова ния (интенсивность элювиирования илистого вещества) на более высоких и удаленных от ОЛ геоморфологиче ских уровнях (верхних ярусов рельефа).

Полученные закономерности отражают пространственно-временное сопряжение степени проявления элювиально-иллювиальных процессов в исходной толще пылеватых суглинков, контролируемое выходом по верхности из аквальной стадии подпрудных приледниковых озер, а также тренды голоценовой эволюции поч венного покрова конкретных поверхностей (усиление элювиальных процессов зонального педогенеза на гип сометрически более высоких геоморфологических уровнях).

Работа выполнена при финансовой поддержке грантов РФФИ (№ 08-04-00190 и 10-04-00630).

Литература 1. Русаков А.В., Керзум П.П., Матинян Н.Н. Генезис пылеватых супесчано-суглинистых почвообразующих пород пе ригляциальной зоны северной части Русской равнины и свойства развитых на них почв // Почвоведение. 2008. № 4. С.

389–405.

2. Ibaez J.J. A introduction to pedodiversity analysis // Eur. Soc. Soil Conserv. Newsletter. 1996, No 1. pp. 11–17.

3. Rusakov A.V., Korkka M.A., Kerzum P.P., Simakova A.N. Paleosols in the moraine-mantle loam sequence of northeastern Europe: the memory of pedogenesis rates and evolution of the environment during OIS3 // Catena. 2007. V. 71. pp. 456–466.

УДК 631.417.2:631.445.24:631. СОДЕРЖАНИЕ И КАЧЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ ГУМУСА ДЕРНОВО-ПОДЗОЛИСТОЙ ПОЧВЫ ПРИ ДЛИТЕЛЬНОМ ПРИМЕНЕНИИ СОЛОМЫ НА УДОБРЕНИЕ И.В. Русакова Всероссийский научно-исследовательский институт органических удобрений и торфа Россельхозакадемии (ГНУ ВНИИОУ Россельхозакадемии), г. Владимир E-mail: vnion@vtsnet.ru В соломе зерновых и зернобобовых культур содержится до 82-86 % различных органических соедине ний, представленных моно- и полисахаридами, декстринами, белками, лигнином и др., которые при поступле нии в почву становятся участниками всех звеньев процесса гумификации, служат материальной базой для фор мирования различных фракций гумусовых веществ. Во многих отечественных и зарубежных исследованиях экспериментально доказано заметное положительное влияние удобрения соломой на содержание гумуса в па хотных почвах. Вопросы о влиянии ее доз, сроков и способов заделки, сочетания с другими видами удобрений на содержание и состав отдельных составляющих, групп и фракций почвенного органического вещества оста ются недостаточно изученными.


В полевом опыте ГНУ ВНИИОУ, заложенном в 1997г., изучалось изменение показателей гумусного, биологического, физического состояния дерново-подзолистой супесчаной почвы под влиянием длительного применения соломы зерновых и зернобобовых культур при одно-, двух- и трех- кратном ее использовании за ротацию 5-и польного зернопропашного севооборота (озимая пшеница – люпин – картофель – ячмень – одно летние травы). Схема опыта: 1. Без удобрений (контроль);

2. N240P255K285 (за ротацию) - фон;

3. Фон + соло ма озимой пшеницы, люпина, ячменя – 9 т/га;

4. Фон + солома озимой пшеницы, люпина, ячменя – 9 т/га (N30 осенью);

5. Фон + солома озимой пшеницы, люпина – 6 т/га;

6. Фон + солома озимой пшеницы – 3 т/га. В дан ной работе мы рассматриваем некоторые показатели, которые могут отражать изменения в содержании и со ставе гумуса, обусловленные применением удобрений согласно схеме опыта. Для характеристики почвенного органического вещества определяли: содержание органического углерода – Сорг, по Тюрину в модификации Никитина со спектрофотометрическим окончанием по Орлову – Гриндель;

фракционно-групповой состав гу муса по Пономаревой – Плотниковой с исследованием оптических свойств гуминовых кислот;

содержание уг лерода, экстрагируемого горячей водой – Сэгв, по методике Шульц – Кершенса;

биомассу почвенных микроор ганизмов – Смб, методом регидратации – экстракции.

В конце 2-ой ротации зернопропашного севооборота содержание углерода на варианте без удобрений осталось на исходном уровне, на фоне NPK изменения были на уровне 0,01 % и не выходили за пределы ошиб ки определения. Однократное применение за ротацию севооборота 3 т/га соломы озимой пшеницы также не оказало заметного влияния на содержание Cгум, и его изменения оказались на уровне варианта 2 с минеральны ми удобрениями. Достоверное увеличение этого показателя установлено при использовании максимальной за две ротации дозе соломы - 18 т/га, оно составило (в ср. по 2-ум полям севооборота) 0,06 – 0,07 %, что в пересче те соответствует 1800 – 2100 кг углерода на 1 га, или около 10 % от общих его запасов в пахотном горизонте.

Учитывая особенности гумусобразования и гумусонакопления в легких дерново-подзолистых почвах, можно с уверенностью сказать, что эта прибавка гумуса представлена в основном биологически и химически неустой чивыми фракциями: детритом, молодыми «незрелыми» гумусовыми кислотами, слабо закрепленными мине ральной частью, что подтверждается данными фракционно-группового состава гумуса, в котором преобладают подвижные гуминовые и фульвокислоты и негидролизуемый остаток, а также высокими значениями коэффи циентов корреляции между прибавкой гумуса и содержанием легкоразлагаемых органических соединений, экс трагируемых горячей водой (r = 0,96).

Согласно данным анализа группового и фракционного состава гумуса, ежегодное использование мине ральных удобрений в средних дозах способствовало некоторому увеличению фракции «подвижных» ГК – на 16,8 % фульвокислот 1-ой фракции – на 16,3 %, повышению фульватности гумуса (отношение Сгк : Сфк снизи лось с 0,72 до 0,70). О возрастании «подвижности» гумусовых веществ при использовании минеральных удоб рений свидетельствует также относительные снижение доли негидролизуемого остатка в составе гумуса – с   Групповой и фракционный состав гумуса в пахотном слое (0–20 см) почвы опыта Негид Гуминовые кислоты Фульвокислоты Ва- Сгк ролизу ЕСг/л430 нм ри- сум- сум- емый ос- Сфк ГК-1 ГК-2 ГК-3 ФК-1а ФК-1 ФК-2 ФК- ант ма ма таток 0,101 0,018 0,072 0,192 0,035 0,153 0,011 0,066 0,265 0, 1 0,72 12, 14,2 2,6 10 27 4,9 22 1,5 9,3 37 0,118 0,011 0,071 0,200 0,038 0,178 0,068 0,284 0, 2 0 0,70 11, 16,1 1,5 9,6 27 5,2 24 9,3 39 0,111 0,030 0,062 0,204 0,027 0,175 0,014 0,07 0,287 0, 3 0,71 10, 13,9 3,8 7,8 26 3,4 22 1,8 8,8 36 0,111 0,019 0,075 0,205 0,037 0,175 0,012 0,068 0,292 0, 6 0,70 11, 14,9 2,6 10 28 5,0 24 1,6 9,2 39 Над чертой – содержание в почве, %;

под чертой – содержание в Сгум, %.

35,9 до 33,9 %. Применение 18 т/га соломы за две ротации севооборота наиболее заметно отразилось на увели чении содержания негидролизуемого остатка, которое по сравнению с неудобренным вариантом возросло в 1,21 раза, по отношению к фону NPK – в 1,24 раза (таблица).

Невысокие значения коэффициентов экстинкции (ЕСг/л) растворов ГК1+2 в целом свидетельствуют о недостаточной «зрелости» и невысоком содержании ароматической ядерной части молекул гуминовых ки слот в изучаемой дерново-подзолистой почве, максимальное значение этого показателя отмечено на кон трольном варианте без удобрений. Применение 18 т/га соломы на фоне NPK сопровождалось некоторым снижением оптической плотности гуминовых кислот, видимо, за счет их большего новообразования из орга нического вещества свежей растительной биомассы (соломы) и достройки молекул боковыми алифатиче скими фрагментами.

Надежным критерием уровня содержания в почве активного легкоразлагаемого органического вещества и показателем эффективного плодородия пахотных почв может служить углерод, экстрагируемый горячей во дой – Сэгв. В исследуемой почве по окончании 2-ой ротации севооборота пахотный горизонт контрольного ва рианта характеризовался низкой обеспеченностью углеродом этой фракции – в среднем 148 мг/кг почвы. Трех кратное применение соломы на фоне минеральных удобрений увеличивало содержание Сэгв на 57-60 мг/кг (39 41 %), что на 40-43 мг/кг (34-26 %) выше фонового варианта с минеральными удобрениями. Увеличение со держания Сэгв сопровождалось возрастанием его доли в составе гумуса. Так, в пахотном слое контрольного не удобренного варианта относительное содержание Сэгв составило 2,21 % от Сгум, увеличиваясь до 2,74-2,77 %, или на 24-25 относительных процента, на вариантах 3 и 4.


По данным сезонной и многолетней динамики можно отметить, что содержание Сэгв, как правило, сни жается осенью, к периоду уборки культур. При анализе динамики Сэгв под различными культурами севооборота установлено снижение его содержания под картофелем, что подтверждает роль пропашных культур, как «ми нерализаторов» почвенного органического вещества.

Применение удобрений в опыте сопровождалось увеличением Смб: на 32-56 мг/кг - на варианте (NPK), на 49-116 мг/кг - на вариантах с использованием соломы 3-х кратно за ротацию севооборота (рису нок). Следует отметить не только абсолютное увеличение содержания микробной биомассы на вариантах с удобрениями, но и доли ее в составе почвенного органического вещества. Так, на контрольном варианте со держание Смб составило 4,31 % от общего содержа ния углерода в пахотном слое, увеличиваясь до 4,82 5,70 % на вариантах с сис тематическим применением соломы озимой пшеницы, люпина и ячменя.  Таким образом, основные тенден ции в изменении гумусово го состояния дерново подзолистой супесчаной почвы, произошедшем под влиянием длительного ис пользования соломы на удобрение, проявились в увеличении содержания Сгум (при низком исходном его уровне), «омоложении» гу мусового фонда, повыше нии содержания легко трансформируемых форм Содержание микробной биомассы в пахотном слое почвы опыта в конце 2-ой гумуса, накоплении в соста ротации зерно-пропашного севооборота.

ве молекул гуминовых ки 264   слот слабоконденсированных, «молодых» фрагментов, увеличении негидролизуемого остатка за счет проме жуточных продуктов разложения растительных остатков. Установлено также, что систематическое обогаще ние пахотного слоя свежими растительными остатками обеспечивает поддержание на более высоком уровне содержания микробной биомассы. Отмеченные изменения в содержании и качественном составе почвенного органического вещества предопределяют повышение его биохимической неустойчивости и степени минера лизуемости, а также более активное участие в биологическом круговороте веществ, почвообразовательных процессах и формировании урожая.

УДК: 574. ОБ ОСОБЕННОСТЯХ ИССЛЕДОВАНИЯ ГАЗООБМЕНА НА ГРАНИЦЕ ПОЧВА/АТМОСФЕРА МЕТОДОМ «ОБРАТНОЙ ЗАДАЧИ»

А.Ф. Сабреков1, М.В. Глаголев1, Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, г. Москва;

Югорский государственный университет, г. Ханты-Мансийск E-mail: m_glagolev@mail.ru Одна из главных экологических функций почвенного покрова – регуляция газового режима на планете, поскольку в почвах осуществляются процессы аккумуляции и разложения органических веществ, замыкаются природные круговороты газов, происходит иммобилизация активных и вредных для жизни летучих химиче ских соединений, загрязняющих атмосферу [Смагин, 2005: с. 3]. Традиционно с целью количественной оценки потоков газов на поверхности почвы в почвоведении используется камерно-статический метод. Но если взгля нуть на этот метод с позиции глобального масштаба, то становится очевидно, что он является, по сути дела, «точечным», ибо позволяет определить лишь поток в точке расположения камеры. Поэтому к настоящему вре мени получают все большее развитие методы, которые можно назвать «распределенными» (общепринятое на звание – «микрометеорологические»). Эти методы позволяют сразу оценить поток с площади в десятки, сотни, а то и тысячи квадратных километров. В самом общем виде идея таких методов состоит в том, что величину потока газа из почвы можно определить по атмосферным измерениям его концентрации [Inoue and Makshyutov, 1994]. Наиболее распространенными среди них являются градиентный метод, метод «гигантской камеры», «eddy accumulation» и «eddy correlation». Не имея возможности здесь описать эти методы подробно, мы лишь заметим, что все они не лишены тех или иных недостатков. Однако почти лишен их «метод обратной задачи», являющийся наиболее общим (среди распределенных методов), но по каким-то причинам получивший наи меньшее распространение. В настоящей работе мы рассмотрим некоторые особенности этого метода на приме ре измерения потока метана из почвы, хотя метод может быть применён к любым лёгким пассивным примесям, выделяемым почвой.

Из рассуждений, приведённых у [Берлянд, 1985] следует, что для описания распространения невесомой пассивной примеси необходимо решить следующее уравнение:

u(t)·дС/дx = д{[ky(t) + D]·дC/дy}/дy + д{[kz(t) + D]·дC/дz}/дz, (1) где С – математическое ожидание концентрации газа за вычетом фонового значения;

kx, ky, kz – коэффи циенты турбулентной диффузии вдоль осей x, y, z (оси х и у расположены в горизонтальной плоскости, а ось z направлена вертикально вверх);

D – коэффициент молекулярной диффузии метана;

t – время.

Рассматривается некоторая область пространства, включающая заболоченную местность и ограниченная плоскостями x = 0, у = 0, у = Y, z = H, а также плоскостью z = 0, соответствующей подстилающей поверхности.

Задаются следующие граничные условия [Бородулин с соавт., 1997]:

C(0, y, z) = C(x, 0, z) = C(x, Y, z) = C(x, y, H) = 0, (kz + D)·дC/дz|z=0 = q, (2) где q(x, y) – поверхностная плотность потока метана.

Пусть превышения над атмосферными концентрациями газа Сi измерены в каких-либо точках с коор динатами (xi, yi, zi). Мы можем решить прямую задачу (1)-(2) при различных величинах q и подобрать такое значение, при котором экспериментально измеренные превышения Сi наиболее близки полученным из реше ния задачи (1)-(2) значениям С(xi, yi, zi). Очевидно, что для решения задачи (1)-(2) необходимо иметь некото рые параметризации u и kz. Предполагая, что измерения превышений производятся на высотах порядка мет ров, мы приходим к необходимости параметризации указанных величин в приземном слое (имеющем тол щину h).

Однако вопрос выбора параметризации оказывается не вполне однозначным, так как существует не сколько параметризаций приземного слоя, отличающихся формулировками исходных предположений о структуре приземного слоя и подходами к вычислению вертикальных профилей метеорологических величин.

В связи с этим интересно сопоставить результаты, получающиеся при использовании различных параметри заций.

Для сравнения рассмотрим для одних и тех же экспериментальных данных известные параметризации, приведённые в [Берлянд, 1985], [Зилитинкевич, 1970] и [Седунов, 1991], акцентируя при этом внимание на их различиях. Параметризация, описанная в [Берлянд, 1985], достаточно проста в реализации, поэтому подробно нами рассматриваться не будет. Параметризация, изложенная в [Зилитинкевич, 1970], отличается от предло женной М.Е. Берляндом несколько более сложными вычислениями, иным видом универсальных функций по добия и формулой для вычисления высоты приземного слоя (взята по [Nieuwstadt, 1984]):

J(x) = ln(x) +10·x при x 0, J(x) = ln|x| при -0.07 x 0, J(x) = 0.25 + 1.2·|x|-13 при x -0.07, G(x) = 1/x + 10 при x 0, G(x) = -1/|x| при -0.07 x 0, G(x) = -0.4·|x|-43 при x -0.07,   f = 2··sin(w);

h = 0.4·(u*·L/f )1/2;

kz = ·u*·L/G(z/L) при z h, kz = ·u*·L/G(h/L) при z h;

u = (u*/)·[J(z/L) J(z0/L)];

u = u2 – u1;

T = T2 – T1;

где = 0.38 – константа Кармана;

z0 = 0.04 – параметр шероховатости (м);

u2, T2, u1, T1 – значения скоро сти ветра (м/с) и температуры (°C) на высотах z2 = hm и z1= n·hm соответственно (для модельных расчётов ис пользовались значения u2 = 2 м/с, T2 = 14 °C, u1 = 1 м/с, T1 = 14 °C, z2 = 2 м, z1 = 0.5 м);

n – любое число, меньшее единицы, f – параметр Кориолиса, = 7.2685·10-5 с-1 – угловая скорость вращения Земли, w – широта местности (рад), – параметр плавучести, = g/T, где g – ускорение силы тяжести, T – средняя температура в слое (для модельных расчётов использовалось значение T = 13 °C).

Остававшиеся до сих пор неопределёнными параметры u* – скорость трения (м/с) и L – масштаб длины Монина-Обухова (м) можно вычислить следующим образом. Исходя из теории подобия Монина-Обухова не трудно показать (см. [Зилитинкевич, 1970: 120]), что u* = ·B·u/d, где B = hm··T/(u)2, а d, равное hm/L, яв ляется решением уравнения d = B·[J(d)-J(n·d)]. Численное решение этого уравнения проводилось с помощью программы Матлаб 7. Получив численное решение, можно найти значение L (L = hm/d). Таким образом, все требуемые для этой параметризации величины можно получить, измерив и усреднив по времени значения ско рости ветра и температуры воздуха на двух высотах.

В свою очередь, параметризация, предложенная в [Седунов, 1991] отличается от приведённой выше ви дом универсальных функций подобия и формой задания коэффициента турбулентной диффузии:

G(x) = 1 + 6·x при x 0, G(x) = (1 – 16·x)-14 при x 0;

J(x)=6+ln(x) при x 0, J(x)=ln[(1–16·x)14–1]+ln[(1–16·x)14+1]+2·arctan[(1–16·x)14] при x 0;

kz = ·u*·z/G(z/L) при z h, kz = ·u*·L/G(h/L) при z h;

u = (u*/)·[J(z/L) - J(z0/L)];

Буквенные обозначения совпадают с приведёнными выше, вычисление всех параметров (включая u* и L) производится аналогичным образом.

Вычисление коэффициента ky является дополнительным источником неоднозначности, поэтому ниже для иллюстрации мы приведем несколько расчетов по более простой – одномерной – модели (расположим ось х перпендикулярно к границе болота, а ось у – параллельно этой границе, причем будем рассматривать болото, весьма протяженное вдоль у;

относительно q будем считать, что она примерно постоянна в любой точке болота;

в этой ситуации дC/дy = 0).

На рисунке приведены рассчитанные значения превышения над фоновой концентрацией метана при движении вглубь болота для трёх описанных параметризаций, величина эмиссии с поверхности для каждой па раметризации принята равной 1 мгС/(м2·час). Из этих результатов видно, что значения превышения, получен ные при реализации параметризаций по [Берлянд, 1985] и [Зилитинкевич, 1970] превосходят значения, полу ченные при параметризации по [Седунов, 1991] на 7% и 18.7% соответственно для расстояния 1000 метров от края болота по оси x. Оценим разброс потока с поверхности, который будет давать метод обратной задачи при использовании различных параметризаций при одном и том же равновесном профиле превышений над фоно выми концентрациями СН4. Возь мём такой профиль превышений, что при использовании параметри зации по [Берлянд, 1985] получив шийся поток метана составляет мгС/(м2·час). Проведённые расчёты показывают, что при использовании параметризаций по [Зилитинкевич, 1970] и [Седунов, 1991] поток для формирования того же профиля кон центраций должен составить 1.1 и 1. мгС/(м2·час) соответственно. Таким образом, если не иметь никакой ин формации о достоверности парамет ризаций, то относительная точность определения плотности потока СН Значения превышения над фоновой концентрацией метана при использо- методом обратной задачи составляет вании трёх разных параметризаций приземного слоя при движении ~10%, что можно признать вполне вглубь болота на высоте 2 м.

удовлетворительным.

Литература Берлянд М.Е. Прогноз и регулирование загрязнения атмосферы. Л.: Гидрометеоиздат. 1985. 272 с.

Бородулин А.И., Десятков Б.Д., Махов Г.А., Сарманаев С.Р. Определение эмиссии болотного метана по измеренным значениям его концентрации в приземном слое атмосферы // Метеорология и гидрология. 1997. № 1. С. 66-74.

Зилитинкевич С.С. Динамика пограничного слоя атмосферы. – Л.: Гидрометеорологическое издательство. 1970. 292 с.

Седунов Ю.С. (ред.). Атмосфера. – Л.: Гидрометеоиздат. 1991. 507 с.

Смагин А.В. Газовая фаза почв. – М.: Изд-во МГУ. 2005. 301 с.

Inoue G., Makshyutov S. 1994. Application of Conditional Sampling Eddy Flux Measurement in West Siberia Lowland // Pro ceedings of the Second Symposium on the Joint Siberian Permafrost Studies between Japan and Russia in 1993. – Tsukuba:

Isebu. – p. 83-85.

Nieuwstadt, F.T.M. The turbulent structure of the stable, nocturnal boundary layer // J. Atmos. Sci. 1984. № 41, 2202-2216.

266  

Pages:     | 1 |   ...   | 7 | 8 ||
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.