ГИДРОЛОГИЧЕСКАЯ РОЛЬ ЛЕСНЫХ ГЕОСИСТЕМ

АКАДЕМ ИЯ НАУК СССР
СИ БИ РСКО Е ОТДЕЛЕНИЕ
ИНСТИТУТ ГЕО ГРАФ И И
ГИДРОЛОГИЧЕСКАЯ
РОЛЬ
ЛЕСНЫХ
ГЕОСИСТЕМ
О тветственны й редактор
доктор географ ических наук В. А. С н ы т к о
Н О ВО С И БИ РС К
«НАУКА»
С И БИ РС К О Е О Т Д Е Л Е Н И Е
1989
П РЕДИ СЛ О ВИ Е
П роблем а влияния л еса на гидрологические процессы в течение
многих лет остается дискуссионной, несм отря на больш ие усилия мно­
гих ученых найти ее реш ение. Ещ е Ф. Энгельс в своем ф у н д ам ен тал ь­
ном исследовании «Д иалекти ка природы» сф орм ули ровал вывод
о многогранном и неоднозначном взаим одействии л еса и вод: «К огда
альпийские итальянцы вы рубали на ю ж ном склоне леса, т а к за б о т ­
ливо охраняем ы е на северном, они не предвидели. . . что этим на б о л ь­
шую часть года о ставят без воды свои источники с тем, чтобы в период
дож дей эти источники могли изливать на равн ин у тем более беш еные
потоки» *.
В н астоящ ее врем я актуал ьн ость этой проблем ы приобретает
особое значение. Е ж егодно вы рубаю тся сотни ты сяч гектаров леса,
проводятся различны е м ероприятия по лесовосстановлению , с о зд а ­
нию защ итны х полос и водоохранны х зон. В следствие этого происхо­
дит значительное п р еоб разован и е гидрологических процессов, з а ч а ­
стую имею щ ее негативны й х арактер. Так, общ ий сток с больш их
территорий за годовы е интервалы времени м ож ет не м еняться,
в то ж е врем я наблю дается перераспределение речного стока во в р е­
мени и пространстве. В периодической печати, в научны х м атер и ал ах
фиксирую тся исчезновения сотен м алы х рек и потеря качества вод
многих тысяч водотоков. Л есохозяйственны е м ероприятия повы ш аю т
интенсивность эрозионны х процессов, а лесовосстановление не всегда
приводит к оптим изации гидрологического реж им а.
Значительны е усилия ученых разн ы х стран в об ласти лесоги дро­
логических исследований позволили получить больш ой объем инф ор­
мации о гидрологических процессах в различны х ти пах л еса и гео гр а­
фических зонах. П р о д ол ж ает р азв и в а ть ся м етодическая б а за , сд е­
ланы серьезны е научные обобщ ения. С видетельством вним ания
к проблеме со стороны науки сл у ж а т многие сотни публикаций,
выш едш ие в свет особенно в последнее врем я. В то ж е врем я проти­
воречивость полученных разны м и исследователям и резул ьтатов со­
храняется. Причины этого крою тся к ак в методических ош ибках,
так и в стремлении авторов к однозначны м оценкам роли отдельны х
типов леса.
П р едставляется, что одним из эф ф ективны х способов изучения
гидрологических свойств лесны х геосистем м ож ет стать л ан д ш аф тн о ­
* Энгельс
Ф. Диалектика природы. — М.: Госполитиздат, 1951. — С. 153.
гидрологический метод, предлож енны й в 30-х гг. В. Г. Глуш ковы м.
В соответствии с ним гидрологические процессы рассм атри ваю тся
к ак продукт не только кли м ата, но и всего л ан д ш аф та . П рим ени­
тельно к лесогидрологическим вопросам этот метод позволяет описы ­
вать всю совокупность ф акторов ф орм и рован ия процессов в лесу
с вычленением из них прямой и косвенной роли лесной расти тел ь­
ности. П р едп о л агается на новой геосистемной основе д ать п ред став­
ление и об объекте исследования. К ак правило, в качестве объектов
авторы избираю т сам ы е различны е по х ар актер у и пространственной
разм ерности природные о б р азо в ан и я: биогеоценоз, лес в пределах
речного бассейна и временного водотока. А нализирую тся гидрологи­
ческие процессы в географ ической зоне или подзоне (наприм ер,
ю ж н ая тай га или л есн ая зон а Е Т С ). Тем самы м у ж е на первом
этапе исследований зак л ад ы в аю тся соверш енно не сравним ы е
меж ду собой подходы к изучению процессов, поскольку значение
отдельных ф акторов ф орм и рован ия воднобалансовы х элементов
д л я каж дого пространственного уровня анализируем ы х объектов
будет иметь свою специфику.
Н аиболее обоснованны м в реш ении поставленны х за д а ч м ож ет
стать системное представление об орган и зац и и природной среды,
в том числе лесных территорий, предлож енное В. Б. С очавой [1978,
1980]. П рименение системной концепции откры вает ряд новых в о з­
мож ностей в реш ении лесогидрологических проблем. О на позволяет
сопоставить пространственны й уровень лесной геосистемы и гидроло­
гические законом ерности, им свойственные, нам етить пути перехода
от описания процессов природных систем низкого уровня к п роцес­
сам более высокого, униф ицировать описание об ъ ек та на основе его
комплексного ан ал и за. П ричем комплексное описание геосистемы
д олж но быть дополнено компонентной д етал и зац и ей , преж де всего
подробной характеристикой лесной растительности с вклю чением
таксационны х, биометрических, биогеограф ических и других п о ка­
зателей.
Новые возм ож ности откры вает применение л ан д ш аф тн о-ги д роло­
гического метода при определении влияни я хозяйственны х м еро­
приятий в лесу на гидрологические процессы. Он позволяет р а зр а б о ­
тать наиболее объективны е способы оценки воздействия каж д ого
вида хозяйственной деятельности на таки е элементы , к ак сток, и сп а­
рение, ф и льтраци я, применительно к определенному типу л еса или
геосистеме более высокой пространственной разм ерности. В то ж е
время он д ает возм ож ность нам етить пути п ознани я физической
сущ ности процессов п реоб разован и я законом ерностей ф орм ирования
воднобалансовы х элементов и осущ ествления его моделирования.
О бращ ение к проблем е св яза н о с необходимостью р азви ти я соб ­
ственно лан дш аф тн о-ги дрологи ческого н ап равл ен и я, преж де всего
для д етали зац и и ф ункционально-гидрологического ан ал и за геоси­
стем. В области лесогидрологических исследований, к ак в никакой
другой, накоплены больш ой опыт и данны е о гидрологических свой­
ствах и ф ункциях наиболее слож н о орган и зован н ого природного
комплекса — лесного. Естественно, что и спользование этих м а тер и а­
лов значительно обогатит и л ан дш аф тн ое нап равлен ие в гидрологии.
В предлагаем ой м онограф ии рассм отрены четы ре группы вопро­
сов, взаим одополняю щ ие и разви ваю щ и е д руг д руга: методические
аспекты лесогидрологических исследований; гидрологические свой ­
ства лесны х геосистем различны х географ ических зон страны ; в л и я­
ние на эти свойства лесохозяйственны х мероприятий и использование
их в практике. В ее подготовке приняли участие больш ое число сп е­
циалистов разны х научных и проектны х учреж дений, имею щ их свои
взгляды на проблему, использую щ ие разн ы е методы исследований
и техническое обеспечение. С одной стороны, это обеспечило оп реде­
ленную объективность в реш ении поставленны х за д а ч , а с другой —
не позволило достичь ж елаем ого ед и н ооб рази я в излож ении м а те­
ри ал а. М ноголетние и сследован и я создаю т реальную основу д л я
перехода от этап а качественной констатации к созданию расчетны х
схем и матем атических моделей. Д ан н ы е исследований могут быть
использованы в экспертизе лесохозяйственны х проектов, особенно
в проектировании водоохранны х зон, лесом елиорации, улучш ении
питания подземных, преж де всего артези ан ски х вод.
С ледует отметить, что в некоторы х р азд ел а х мож но вы явить оп ре­
деленные противоречия в вы водах и д а ж е в фактическом м атериале.
П ричины этого у казан ы в разд . 1.1, но главной из них, к ак нам пред­
ставл яется, мож но считать отсутствие хорош ей приборной базы для
изучения всех, а не отдельны х водн обалан совы х элементов. Д о н а ­
стоящ его времени не создан о точны х приборов д л я определения
транспирации растительны ми сообщ ествам и, оценки внутрипочвенного и грунтового стока, ф ильтрации; измерение влаж н ости почвы,
к ак и преж де, основано на простом, но крайне трудоемком терм овесо­
вом способе.
Э кспериментальны е лесогидрологические и сследован и я, и преж де
всего воднобалансовы е работы , относятся к слож ны м, д орогостоя­
щим и трудоемким. К а ж д а я из полученных величин — это д ли тель­
ный труд специ али ста-ги дролога, н аб лю д ателя. П оэтом у необходимо
очень вним ательно подходить к вопросам орган и зац ии этих работ,
детальн о п р о р аб аты вать поставленную за д а ч у во всех ее аспектах,
и зби р ая наиболее эф ф ективны й путь ее реш ения. Л ан д ш аф тн о -ги д ­
рологический метод м ож ет стать одним из возм ож ны х подходов.
К сож алению , в полной мере его возм ож ности в данной работе п о ка­
зать не удалось. В ряде случаев авторы разд ел ов ориентировались
на традиционную интерпретацию полученных результатов. Читателю
п р ед лагается сам остоятельно п ро ан ал и зи р о в ать предлож енны й м а ­
териал с позиций, рассмотренны х в предисловии, и сделать нужные
д ля себя выводы.
И дея создан и я коллективной м онограф ии и о р ган и зац и я её и зд а ­
ния п р и н ад л еж ат сотруднику И нститута географ ии СО АН С С С Р
А. Н. Антипову. Б ольш ое участие в работе приняли сотрудники В а л ­
дайского ф и л и ала ГГИ С. Ф. Ф едоров и С. В. М арунич. Совместно
с ними п р о р аб о тан а структура монограф ии, подготовлены вводные
части к гл авам . Мы благодарн ы всем специалистам , откликнувш имся
на предлож ение и приславш им тексты разд ел ов. Особую б л а го д а р ­
ность авторы вы носят профессору В. А. Снытко, принявш ем у на себя
нелегкую об язан н ость ответственного редактора.
Глава
1
ОБЩ ИЕ ВОПРОСЫ
Л ЕСОГИ ДРО ЛО ГИ ЧЕСКИ Х И ССЛЕДО ВАН И Й
И стория лесогидрологических исследований н асчи ты вает более
ста лет. И на всех ее этап ах происходила п осл ед овател ьн ая р а з р а ­
ботка методов и приемов изучения гидрологической роли леса.
К настоящ ем у времени собран больш ой объем инф орм ации, которая
не всегда позволяет д ать объективную оценку гидрологических
процессов в различны х по типу и пространственной разм ерности
объектах. Причин этому много, они рассм отрены в разд . 1.1. К осн ов­
ной следует отнести отсутствие полного и униф ицированного оп иса­
ния лесных геосистем. Одним из путей преодоления этого недостатка
мож ет служ ить л ан дш аф тн ое к артограф и рован и е и л ан д ш аф тн о ­
гидрологический ан ал и з, позволяю щ ие комплексно и на единой м ето­
дической основе описать анализируем ы й объект (см. разд . 1.2).
Ведущим приемом определения гидрологической роли л еса было
и остается сравнение элементов водного б а л а н с а речных бассейнов
с разной лесистостью , или лесны х и безлесны х геосистем, имеющих
сходство в других природных ком понентах. П ри этом в аж ен выбор
метода оценки воднобалансовы х составляю щ их, в том числе прибо­
ров или других способов эксперим ентального измерения гидрологи­
ческих характеристик, что особенно сущ ественно ввиду н езн ачитель­
ных отличий значений осадков и испарения в лесу и поле, составл яю ­
щих, как правило, не более 10— 15 % , в то врем я к ак ош ибка
определения элементов м ож ет быть зн ачительн о больш е. К с о ж а л е ­
нию, по сравнению с предш ествую щ им и годами в настоящ ее врем я
не произош ло принципиального изменения к лучш ем у в области
гидрологического приборостроения, что сущ ественно сд ерж и вает
дальнейш ее разви тие лесогидрологических исследований. Д остаточн о
напомнить о н едостатках в раб оте почвенных испарителей типа
ГГИ -500-50 и ГГИ -500-100, н аруш аю щ и х естественное протекание
процессов водообмена. С токовые и воднобалансовы е площ адки часто
организую тся с серьезны ми наруш ениям и природного реж им а д р е­
нирования, что приводит к завы ш ению в оц ен ках объем ов стока
в геосистемах. Н ельзя ск азать, что введение п оправок в данны е
осадкомерной сети достаточно обоснованы д л я всех районов исследо­
вания. Единственно возм ож ны й путь улучш ения созд авш ей ся си ту а­
ции — это р азр а б о тк а принципиально новых путей воднобалансовы х
исследований на б азе автом атизи рован ны х систем сбора и обработки
гидрометеорологической инф орм ации, имею щ их высокоточные д а т ­
чики, преобразую щ ие сигналы датч и ков устройства и носители
с больш ой емкостью пам яти. П ричем системы долж ны быть а в т о ­
номны, т. е. иметь независим ы е источники питания.
К ак справедли во у к азан о в разд . 1.3, многие из гидрологических
процессов в лесу не могут быть определены эксперим ентально. О со­
бенно это касается составляю щ и х грави тац ион н ого стока — п оверх­
ностного, внутрипочвенного и др. Одним из путей реш ения этой
проблемы м ож ет быть м атем атическое моделирование, которое одно­
временно явл яется важ нейш им этапом обобщ ения эксп ери м ен таль­
ного м атери ала. В то ж е врем я следует учиты вать, что слож ность
гидрологических процессов в лесу, их м н огоф акторная зависим ость
от природных условий приводит к сущ ественному огрубению р асч ет­
ных схем и моделей, введению значительного числа ограничений
и различны х эмпирических коэф ф ициентов. П оэтому приведенные
в р азд . 1.3 и 1.4 модели процессов в природных систем ах разн ого
пространственного уровня требую т дальн ей ш его р азви ти я и и нф ор­
мационного обеспечения, что долж н о повы сить их обоснованность и
расш ирить сф еру применения.
М етодические трудности возникаю т и при реш ении вопросов
оценки влияния различны х лесохозяйственны х мероприятий. В к а ч е ­
стве двух отличных д руг от д р у га подходов приведены системы
эмпирических уравнений, основанны х на лан дш аф тн о-ги дрологи ческом принципе, и статистический ан ал и з стандартн ы х ги дрологиче­
ских п арам етров временных рядов естественных и преобразованны х
процессов. П ервы й прием, рассм отренны й в разд. 1.5, откры вает
возм ож ность оптим изации и уп равл ен и я гидрологическими процес­
сами в речном бассейне путем проведения разли чн ого рода лесохо­
зяйственны х мероприятий. В то ж е врем я при необходимости оп ер а­
тивной оценки влияния так и х значительны х воздействий, к ак лесовы рубка, более эф ф ективны статистические приемы, предлож енны е
в р азд. 1.6.
В целом в гл аве рассм отрен больш ой набор методов лесогидро­
логических исследований, но ни один из них не см ож ет разв и вать ся
без дальнейш ей глубокой методической проработки, направленной
на создание принципиально новых систем сб ора гидрологической
информации в лесны х геосистем ах и униф икацию в области л а н д ­
ш аф тно-гидрологического описания объектов исследований, на поиск
генетически обоснованны х приемов перехода от оценки процессов
в геосистемах низш его пространственного уровня к ан ал и зу и обоб­
щению процессов и объектов более высокой иерархической р азм ер ­
ности, вклю чая региональны й и планетарны й уровни.
1.1. И СТО РИЧЕСКИ Е
И М ЕТО Д И ЧЕСК И Е АСПЕКТЫ И СС Л ЕДО В А Н И Й
О ценка гидрологической роли л еса вклю чает ан ал и з его водоох­
ранной, водорегулирую щ ей и почвозащ итной функций.
Гидрологические свойства л еса и зд авн а интересую т гидрологов,
лесоводов, клим атологов, а в последнее время и экологов. П остоя н ­
ный интерес к ним установился в XIX в. в связи с падением уровня
воды в реках Европы. Д л я борьбы с этим явлением в отдельны х с т р а ­
нах в разное врем я принимались меры и законы , н аправленны е на со ­
хранение лесов с целью сбереж ен и я вод и обеспечения б л аго п р и ят­
ного гидроклиматического реж им а территорий. В наш ей стране б оль­
шое государственное значение имело постановление Ц И К и С Н К
С С С Р от 2 ию ня 1936 г. о выделении водоохранной зоны вдоль рек
на европейской территории страны . В последнее врем я полож ения
о комплексном использовании и охране вод и лесов закреплены
законам и «Основы водного зак о н о д ател ьства С С С Р и сою зных р е­
спублик» и «Основы лесного зак о н о д ател ьства С С С Р и союзных
республик».
В России и раньш е уделялось больш ое внимание водорегулирую ­
щей роли леса. П о м атери ал ам первых гидрологических наблю дений
на р. Волге у г. А страхани А. И. Воейков в 1894 г. приш ел к выводу
о том, что в р езультате массовы х вырубок лесов и расп аш ек зем ель
в бассейне усилилась неравном ерность стока. Вопросу о влиянии
леса на водный реж им территорий были посвящ ены работы В. В. Д о ­
кучаева, Е. В. О покова. П озднее этим вопросом зан и м ал и сь А. Д . Д у ­
бах [1951] и Г. Н. Высоцкий [1952].
А ктуальность лесогидрологических исследований возросла в по­
следние 30—40 лет в мировом м асш табе в связи с острой необходи­
мостью более раци ональн ого исп ользован и я пресной воды и предот­
вращ ени я последствий антропогенного влияния на водный реж им и
плодородие зем ель. П редставлени е о состоянии исследований по этой
проблеме в настоящ ее врем я м ож но получить из обзорны х работ
В. В. Р ах м ан о в а [1981] и С. Ф. Ф едорова, С. В. М арун и ча [1985].
С изучением гидрологической роли л еса тесно св язан ы исследо­
вания в области почвенной гидрологии [Роде, 1965; В оронков, 1973;
и д р .] , а та к ж е работы по почвозащ итной и средообразую щ ей роли
леса [П ротопопов, 1975; П обединский, 1979; и д р .]. В целом этим
вопросам посвящ ено зн ачительн ое количество работ. Во всех иссле­
довани ях авторам и подчеркивается важ н о е водорегулирую щ ее и
почвозащ итное значение лесов.
Л ес а, обеспечивая перевод поверхностны х вод в подземные, сп о­
собствую т резкому уменьш ению или полной ликвидации опасности
возникновения эрозии почв. В лияние л еса п роявл яется в ослаблении
внутригодовы х колебаний стока. Очень сущ ественна в этом отнош е­
нии водорегулирую щ ая и п очвозащ и тн ая роль горных лесов.
В аж н ы е водорегулирую щ ие, почвозащ итны е и сани тарн о-ги ги е­
нические функции вы полняю т защ итн ы е л еса и лесны е полосы,
располож енны е по берегам рек, озер, водохранилищ . Их значим ость
особенно в о зр астает в связи с освоением пойменных зем ель, широким
применением в сельском хозяйстве удобрений и гербицидов.
П од влиянием различны х лесохозяйственны х мероприятий, и
в первую очередь сплош ных рубок, все перечисленные выш е функции
леса резко изменяю тся. Эти изменения затр аги в аю т часто зн ач и тель­
ные территории и иногда приводят к таким отрицательны м п ослед­
ствиям, как ф орм ирование селей и снеж ны х лавин, эрозии почв,
заб олачиван и е, сниж ение продуктивности древостоев и др.
О водоохранной роли л еса у специалистов сущ ествую т разны е
представления: одни утверж даю т, что лес способствует увеличению
стока, другие отстаиваю т противополож ное мнение. О дискуссион­
ном хар актер е проблемы мож но судить и по д о кл ад ам , п ред ставлен ­
ным на м еж дународны х сим позиум ах, посвящ енны х влиянию леса
на внешнюю среду (М осква, 1970 г .), а т а к ж е влиянию человека
на гидрологический реж им (Х ельсинки, 1980 г.). Опыт изучения гид­
рологической роли леса к ак в наш ей стране, т а к и з а рубеж ом п озво­
л яет сф орм улировать основные причины ош ибочны х полож ений, ко­
торы е приводили и приводят к дискуссиям и неправильны м вы водам .
К ним мож но отнести:
— недостаточно объективны й выбор предметов исследований
(преж де всего парных бассейнов, имеющих разную л еси стость),
отсутствие детальн ого их описания в отнош ении всех природных х а ­
рактеристик;
— недоучет иерархичности построения лесных геосистем и отсут­
ствие методов перехода от ан ал и за процессов в низш их п ростран ­
ственных уровнях объектов к процессам в об ъектах более высокой
разм ерности;
— недоучет влияния л еса на осадки;
— н и зкая точность определения испарения с лесны х и полевых
участков, недооценка роли краевого эф ф екта (эф ф ек та а д в е к ц и и );
— отсутствие унифицированного и полного описания лесны х н а ­
саж дений, п реж де всего их таксац и онн ы х и биом етрических х а р а к т е ­
ристик, и недоучет их влияния на элементы водного б ал ан са;
— необоснованное использование данны х, п оказы ваю щ и х в л и я­
ние вырубки на изменение стока, при оценке водоохранной роли леса;
— н еп равильн ая интерпретация резул ьтатов наблю дений з а сто­
ком с малы х водосборов;
— реш ение поставленного вопроса на основе данны х к р атк о в р е­
менных наблю дений за элем ентам и водного б а л ан са, н еравн ом ер­
ность распределения данны х измерений в течение отдельны х ги дро­
логических ф аз, неполный охват гидрологических процессов в лесу.
При изучении гидроклиматической роли л еса выбор методов
исследования приобретает особенное значение. Д л я оценки гидроло­
гической роли леса до последнего времени ш ироко и сп ользовался
метод сравнения. Он основан на подборе пары водосборов, р азл и ч аю ­
щ ихся только по степени их залесенности при прочих равны х усл о­
виях. О днако его применение не всегда возм ож н о и з-за трудности
подбора близких ф изико-географ ических условий ф орм и рован ия п ро­
цессов. С ерьезны е критические зам еч ан и я по этому вопросу в ы сказы ­
вались ранее [Л ьвович 1963; Ш пак, 1968; С околов, 1982; и д р .].
Р азновидностью метода парны х бассейнов яв л яется гидрологиче­
ское районирование территории. Оно прим еняется многими и сследо­
вателям и [Б абкин, 1970; И дзон, П им енова, 1975; и д р .]. Но и в этом
случае не всегда у д ается обеспечить правильны й подбор парны х водо­
сборов, так к а к в качестве критерия вы бора объектов зачастую
принимается их меньшая природн ая неоднородность.
Н есостоятельны ми о к а зал и сь результаты изучения ги дрологиче­
ской роли л еса на б азе простых сравнительны х наблю дений з а стоком
с малы х лесных и полевых водосборов, без учета всего ком плекса
ф акторов, влияю щ их на гидрологический реж им .
А нализ данны х воднобалансовы х станций в С С С Р п оказы вает,
что сток с малы х лесных водосборов зн ачительно ниж е, чем с б езл ес­
ных. Аналогичный вы вод получен по резул ьтатам наблю дений на м а ­
лых экспериментальны х водосборах в СШ А , Ш вейцарии, Ф Р Г , Ч ех о ­
словакии, Г Д Р . Н а этом основании некоторы е исследователи д ел ал и
неправильный вы вод об отрицательном влиянии л еса на сток, р ас п р о ­
стр ан яя его и на больш ие водосборы , что яви лось причиной д ал ьн ей ­
шей дискуссии о роли леса. Н а самом ж е деле известно, что малы е
водосборы являю тся ч ащ е всего незам кнуты м и. П ри небольш ой
глубине эрозионного вреза зн ач и тел ь н ая ч асть подземного стока ухо­
дит за пределы водосбора, минуя гидрометрический створ. М еж ду
тем малые водосборы мож но и спользовать д л я изучения влияния
леса на сток и процесс водорегули рован и я. К орректное реш ение этого
вопроса м ож ет быть достигнуто на основе уравн ен ия водного б а ­
лан са.
Д л я исследования влияния л еса на сток в последнее врем я а к ­
тивно применяю тся корреляционны й [Б абкин , 1970; М ихович, 1973;
Рахм анов, 1975; G a rczy n sk i, 1980] и системный ан ал и зы с привле­
чением м атери алов лесоустройства [Антипов, Ч еркаш ин, 1986], все
больш е используется лан дш аф тн о-ги дрологи чески й принцип [Анти­
пов, Корытный, 1981; Субботин, 1983; и д р .]. Основные его п олож е­
ния были сф орм улированы В. Г .Г л уш ковы м [1961]. В отличие от д р у ­
гих методов он бази руется на вы явлении причинных связей водных
ресурсов с характери сти кам и л ан д ш аф то в . Э тот принцип м ож ет быть
применен к объектам разн ого пространственного уровня, вклю чая
малые и больш ие водосборы.
Методы экспериментальных исследований. П ри изучении гидроло­
гической роли л еса кроме м етода сравн ен и я в последнее врем я ш и­
роко прим еняется метод водного б ал ан са. В его основе л е ж а т д л и ­
тельные экспериментальны е и сследования составляю щ и х б ал ан са и
их соотношений д л я лесного и полевого водосборов:
js
р лес
Ар — -=-----;
р
*
поле
г*
Е лес
Дс
Л'Ь — -=------;
с
*
поле
is
А'
*'Г
Y лес
у
поле
(Р, Е, Y— осадки, сум марное испарение и сток соответствен но).
Эти соотнош ения характери зую т влияние л еса на осадки, испарение,
сток и являю тся п оказателям и водоохранной и водорегулирую щ ей
роли леса. Они не остаю тся постоянными д л я всего цикла разви ти я
лесных н асаж дений, но достаточно стабильны д л я приспеваю щ его,
спелого и перестойного древостоев. Д л я этих стадий р азв и ти я лесного
ф итоценоза характерн о относительно слаб ое изменение водного ре­
ж и м а под влиянием во зр аста древостоя.
И з уравнения водного б ал ан са лю бого природного ком плекса
СЛ6АУеТ
K y = f ( K „ . К 1:) .
( 1 . 1)
Значит, влияние леса на сток (Ку) м ож ет бы ть вы яснено из ан ал и за
ю
данны х по влиянию л еса на осадки и испарение и количественной
оценки соотнош ений осадков ( КР) и испарения ( К Е) д л я лесного и
безлесного или м алозалесенн ого водосборов.
Е щ е А. И. Воейков [1948] на прим ере лесостепной зоны европей­
ской территории страны у к а зы в ал , что д а ж е небольш ие лесны е м ас­
сивы способствую т увеличению осадков на 12— 27 % ; и об ъясн ял это
воздействием ш ероховатости. Д альн ей ш и е и сследован и я подтвер­
дили этот вывод.
С оврем енная концепция взаи м одей ствия леса и влагонесущ его
потока впервые бы ла р а зр а б о т а н а О. А. Д роздовы м [1950]. В соот­
ветствии с ней опуш ка леса, к ак препятствие, способствует поднятию
линий то ка воздуха с определенной степенью у вл аж н ен и я на более
высокие уровни,, на которы х его в л аж н о сть м ож ет о к а за т ь с я д о с т а ­
точной д л я насы щ ения. О днако этот эф ф ект всегда определяет вы п а­
дение осадков. Более значительны й подъем линий то ка обусловли ­
вается тем, что на границе поле — лес происходит резкое то р м о ж е­
ние воздуш ного потока и усиление его турбулентности вследствие
увеличиваю щ егося трения о новую подстилаю щ ую поверхность —
лес, дин ам ическая ш ероховатость которой в 10— 20 р аз превы ш ает
ш ероховатость поля. Я вление турбулизаци и атм осф еры в прикроновом слое отчетливо видно на ф изической модели, приводящ ейся
в работе А. С. Д у б о в а и др. [1978].
Теоретические полож ения о влиянии леса на вы падение атм о ­
сферны х осадков согласую тся с резул ьтатам и многочисленны х эксп е­
риментальны х исследований. К ним относится р аб ота Г. П. К алинина
[1950], согласно которой увеличение осадков за м ай — октябрь на тер ­
ритории М осковской области со став л яет 9 %. А втором л еса р ас см а т­
ривались как п репятствия в виде небольш их возвы ш енностей. З а х а ­
рактеристику ш ероховатости прин и м алась дли н а лесны х опуш ек в р а ­
диусе 30 км от метеорологической станции. В холодное врем я св язь
меж ду лесистостью и увеличением осадков о к а за л а с ь более слабой.
А налогичны е и сследования проводились В. В. Р ахм ановы м
[1962]. З а парам етр ш ероховатости п риним алась дли н а опуш ек
в радиусе 10 км от метеорологической станции. А втором использо­
вались статистические связи м еж ду сум мами осадков и лесистостью .
Бы ло показано, что увеличение осадков, вы званное влиянием леса,
на больш ей части европейской территории С С С Р составл яет 40—
60 мм, или около 10— 12 % годовой суммы осадков.
Л . П. К узнецова [1957] ан ал и зи р о в а л а данны е об осадк ах на р а в ­
нинной территории ЕТС и в К улундинской степи в З ап ад н о й Сибири.
В лияние лесистости на годовую сумму осадков оценивалось в радиусе
30 км от метеорологической станции. П о ее данны м , в отдельны х
рай он ах при увеличении лесистости от 18 до 100 % количество о с а д ­
ков во зр астает до 60 мм в год.
П одобны е исследования были выполнены А. В. Л ебедевы м [1964]
в б ассейнах рек Оби, И рты ш а и Енисея. У становлено, что в среднем
при возрастани и лесистости на к аж д ы е 10 % увеличение годовой
суммы осадков со ставл яет 12— 13 мм. Ещ е более сильное воздействие
леса на ф орм ирование осадков было вы явлено Р. В. О притовой
[1978] д л я П рим орского к р ая.
1,
П о данны м А. И. М иховича [1973], в Ж итом ирской области у в е­
личение ж идких осадков над лесными м ассивам и составл яет около
10 %. А налогичны е результаты получены В. В. Осиповым [1967] д л я
Я рославской области. С пециальны е эксперим ентальны е работы про­
водились в Н овгородской области. О к азал ось, что независим о от со­
става насаж ден ий (еловы е, сосновые, лиственны е, см еш анны е) имеет
место полож ительное влияние л еса на осадки: увеличение ж идких
осадков составляет 10— 1 4 % [Ф едоров, 1977]. Это об ъ ясн яется
тем, что основной ф актор, определяю щ ий влияние л еса на осадки, —
динам ическая ш ероховатость — д л я разн ого состава насаж ден ий
в среднем одного п орядка. Т акие ж е данны е приведены в ряде работ
[Раунер, 1965; К онстантинов, 1968; М арунич, 1973]. В зимний период
влияние леса на осадки незначительное.
Увеличение осадков под влиянием леса п одтверж дено р езу л ь та­
там и наш их наблю дений на двух см еж ны х осадком ерны х полигонах
площ адью по 100 км2. На одном из них лесистость со став л ял а 17 % ,
на другом — 87 % . На каж дом полигоне равн ом ерн о было у стан о в ­
лено по 100 стандартны х осадком еров. П о данны м наблю дений
за июнь— сентябрь 1965 г., число д ож д ей на этих полигонах составило
соответственно 88 и 99, т. е. за теплый сезон н ад лесным полигоном
количество дож дей было на 12 % больш е, чем н ад полевым. Р азн и ц а
в сумме осадков з а этот период составила 8 %.
Выводы о полож ительном влиянии л еса на осадки сделаны
на основе данны х многолетних наблю дений на сети малы х парных
лесных и полевых водосборов и осадком ерны х пунктов, р асп ол ож ен ­
ных в различны х районах европейской территории С С С Р (табл. 1.1).
Б о л ьш ая часть рассм атриваем ы х водосборов находится в лесной
зоне. И склю чение составл яет бассейн р. Ток, располож енны й в степ­
ной зоне в Б узулукском бору, где на метеостанции Б оровое н аблю де­
ния за осадкам и ведутся на лесной поляне (с 1928 г.). Д л я ан ал и за
взяты данные наблю дений за ж идким и осадкам и , опубликованны е
в « М атериалах гидром етеорологических наблю дений на полевых и
лесных парных водосборах» (з а 1969— 1983 гг.) и «С правочнике
по климату С С С Р» [1969, вып. 12]. П ри этом были использованы
данны е только тех осадком ерны х пунктов, которые н аход ятся на у д а ­
лении не более 6 км друг от д руга. П о п р ав ка на ветровой недоучет
осадков введена только к показани ям осадком еров, установленны х
в открытых условиях. Д л я теплого сезона она р ассч и тан а по эксп ери ­
ментальным данны м и в среднем р ав н а 5 % . И з таб л . 1.1 следует, что
п олож ительн ая р азн и ц а сумм о сад к ов н ад лесом и безлесной тер р и ­
торией за теплый сезон д л я отдельны х районов ЕТС колеблется
в пределах 7 —-18 % . У величение количества ж и дких осадков н ад
лесом обусловлено внутримассовы ми осадкам и , а не ф ронтальны м и.
К роме этого, л есн ая растительность способствует т а к ж е накоплению
конденсационных осадков. К онденсация имеет особенно больш ое з н а ­
чение в предгорных и горных рай он ах и я в л яе тся важ н ы м дополни­
тельным источником у вл аж н ен и я. Т ак, к примеру, на ю жных склонах
гор Р и л а (Б о л гар и я ) она составл яет в среднем 2,1 % , а в отдельны е
годы достигает 1 1 ,5 % общ его количества осадков [С ераф им ов,
1974].
12
Зависимость среднемноголетней суммы осадков (з а май—октябрь) от вида
подстилающей поверхности
Река,в бассейне
Период
которой распо­
ложены парные наблюдений,
годы
водосборы
Вологда (В оло­
годская обл.)
Ветлуга (Горь­
ковская обл.)
Клязьма (И ва­
новская обл.)
Вятка (Киров­
ская обл.)
Водосбор
1974— 1983 Р. Ершовка
Р. Лопач
1974— 1983
1969— 1983 Р. Красницы
1969— 1983 Р. Мокруша
1973— 1983 Р. Саворня
1973— 1983
Р. Л ух
1971 — 1983 Руч. Межник
1971 — 1983
Ток (О ренбург­ 1971 — 1983
ская обл.)
1971 — 1983
1971 — 1983
Руч. Ключи
Р. Ток,
п. Боровое
Р. Ток,
ст. Бузулук
Р. Ток,
агрометео­
станция
Бузулук
Пло­
щадь
водо­
сбора,
км2
Р аз­
ница в
Лесис­
Осадки, сумме
Вид
поверхности тость,
мм *
осад­
%
ков,
V
То
5,84
3,60
3,25
4,52
3,73
Еловый лес
Пашня
Сосновый лес
Пашня
Смешанный
лес
2,73 Пашня, луг
2,48 Хвойный лес
(ель, сосна,
пихта)
Пашня
1,99
Сосновый
27,0
лес
—
Постройки
Пашня
94
10
86
2
82
437 /4 3 7
370 /3 8 9
383 /3 8 3
337/357
398 /3 9 8
14
79
353/371
4 6 6 /4 6 6
10
100
4 0 1 /4 2 2
2 9 4 /3 3 2
0
252 /2 9 0
13
0
238 /2 7 2
18
11
8
7
10
* В числителе — с поправкой на смачивание; в знаменателе — с поправкой на смачива­
ние и ветровой недоучет.
Таким образом , влияние л еса на вы падение осадков в равнинны х
условиях страны п р оявл яется повсеместно и в среднем з а м ноголет­
ний период имеет постоянный характер. П о оценкам многих авторов,
увеличение осадков составл яет около 10 % годовой суммы. И сходя
из этого функцию (1.1) мож но упростить: К у=Ч>(Ке ) ■С ледовательно,
изучение водоохранной и водорегулирую щ ей роли л еса тесно св язан о
с оценкой п оказателей сум м арного испарения и их соотнош ений
д л я лесного и полевого водосборов с учетом устойчивого влияния
л еса на осадки.
В лияние л еса на сум м арное испарение оп ределяется многими
ф акторам и : климатическим и, почвенными, гидрогеологическими, т а к ­
сационны ми, а та к ж е разм ерам и лесного м асси ва и др. П а р а м е т ­
ром, характеризую щ им роль клим атических ф акторов, яв л яе тся радиационны й индекс сухости М . И. Буды ко [1948]
У R
/ = —у — ,
где R — радиационны й б ал ан с; L — уд ел ьн ая теплота п ар о о б р азо в а­
ния; Р — осадки. П рим енительно к территории с относительно одно­
родными почвенно-гидрогеологическими условиям и соотнош ение з н а ­
чений испарения с л еса и поля м ож ет бы ть п редставлено в уп ро­
щенном виде: К е = хУ (I> Т, S ) . З д есь / яв л яе тся зональны м ф актором
13
Суммарное испарение Е за май—сентябрь с лесного и полевого водосборов
при различных значениях радиационного индекса сухости /
Е , мм
Год
1956
1957
1958
1959
1960
1961
1962
1963
1964
1965
1966
1967
£лес
/
1,2
1,2
1,2
1,8
1,6
1,2
1,1
2,1
3 ,0
1,6
1,4
1,4
Л ес
П оле
Е поле
447
448
422
364
401
420
425
405
388
406
452
410
427
421
384
401
414
401
390
430
403
379
408
380
1 ,0 5
1 ,0 6
1 ,1 0
0 ,9 0
0 ,9 7
1,0 4
1 ,0 9
0 ,9 4
0 ,9 6
1 ,0 7
1,11
1,0 8
Г од
1968
1969
1970
1971
1972
1973
1974
1975
1976
1977
1978
1979
Е , мм
/
1,4
1,4
1,9
1,4
3 ,0
1,4
1,0
1,6
1,1
1,1
1,4
1,6
Елее
Л ес
П оле
Еполе
407
393
367
375
375
390
435
416
385
431
321
418
404
394
401
326
1,01
1,00
0 ,9 2
1,15
—
378
379
411
346
410
337
470
—
1 ,0 3
1 ,1 5
1,01
1,11
1 ,0 5
0 ,9 5
0 ,8 9
и плавно изм еняется по территории; д в а других ф ак то р а (’таксацион­
ные характеристики Т и п лощ адь лесного м асси ва S ) азональны .
Д л я подобных соотнош ений в некоторых сл уч аях могут иметь зн а ч е ­
ние и другие ф акторы , как, наприм ер, вид полевых культурны х р ас те­
ний. О днако при значительны х п лощ ад ях водосборов роль таких
частных ф акторов сгл аж и в ается.
И з работы С. Ф. Ф едорова [1977] следует, что в одном и том ж е
ф изико-географ ическом районе ю жной тайги ЕТС в различны е по у в ­
лаж ненности годы соотнош ение расходов влаги на испарение с л еса и
поля сущ ественно зави си т от радиационного индекса сухости и м ож ет
быть как больш е, так и меньше 1 (табл . 1.2). Д л я районов североза п а д а ЕТС при значении /, равн ом 1,4— 1,5, р асх о д влаги на и сп а­
рение с елового и см еш анного л еса и поля почти одинаков. П ри м ень­
ших величинах I это соотнош ение больш е 1, а при больш их — меньше
1. В этой зоне повторяем ость вл аж н ы х теплы х сезонов в многолетнем
ряду сущ ественно выш е повторяемости более засуш ли вы х сезонов,
поэтому п оказатели испарения за май — сентябрь с еловы х и см еш ан ­
ных лесов в отдельны е годы в больш инстве случаев выше, чем с б е з­
лесны х территорий. В ю жных рай он ах лесной зоны сезонны е п о к а за ­
тели испарения с больш их лесны х м ассивов ч ащ е всего ниж е, чем
с безлесны х территорий.
Н а неоднозначность соотнош ения значений сум м арного и сп аре­
ния с леса и поля о б р ащ ал и внимание и другие исследователи, н а ­
пример А. А. М олчанов [I9 6 0 ].
К основным таксационны м характери сти кам , оказы ваю щ им в л и я­
ние на сум марное испарение, относятся состав н асаж ден ий и в о з­
раст. Так, по данны м В алдайского ф и л и ала Государственного ги дро­
логического института (Г Г И ) за многолетний период (1955— 1980)
годовые суммы испарения с елового л еса (I к л ас са бонитета, IV
класса во зр аста) и поля в услови ях Н овгородской области со с тав ­
ляю т соответственно 497 и 474 мм и разл и чаю тся менее чем на 5 %.
П о отношению к годовой сумме осадков эта разн и ц а составл яет 3 %.
14
Л иственны е н асаж д ен и я (с преобладанием березы ) з а теплый сезон
испаряю т столько ж е, сколько и еловы е. О дн ако в первую половину
вегетации они расходую т влаги на испарение несколько больш е, а во
вторую — несколько меньш е, чем еловы е древостой. П о к азатели сум ­
марного испарения с елового и см еш анного л еса р азл и чаю тся несу­
щественно — в пределах 5 % .
В еловы х и березовы х ти пах л еса расход влаги на сум марное
испарение зам етно выш е, чем в сосновы х [М олчанов, 1960]. Так,
по данны м В алдай ского ф и л и ала Г Г И сум м арное испарение с водо­
сбора, зан ято го преимущ ественно сосновым лесом , на 8— 1 1 %
меньше, чем с водосборов, покрытых еловым и смеш анны м лесом
[Ф едоров, 1977].
Р асх о д влаги на сум м арное испарение к ак с лесны х, так и б езл ес­
ных территорий происходит в основном в период интенсивной в егета­
ции и в м ае— сентябре составл яет, наприм ер, в ю жной части таеж н ой
зоны соответственно 81 и 82 % годовой суммы. П о эксперим енталь­
ным данны м [М олчанов, 1960; Ф едоров, М арунич, 1979], м акси м ал ь­
ное испарение с леса н аблю дается в возрасте 35— 45 лет. М еж ду тем
в условиях полевого водосбора испарение из года в год остается
стабильны м, определяется в основном климатическим и ф акторам и
и частично видовым составом культурны х растений. О тсю да следует,
что соотнош ения п оказателей испарения с л еса и поля постоянно
изменяю тся в зависим ости от в о зр аста н асаж д ен и я.
В лияние р азм ер а лесного м асси ва на испарение осущ ествляется
через краевой эф ф ект. Р оль этого ф ак то р а в лесной зоне практически
не п роявляется или м ало зам етн а. О на в о зр астает при переходе
от лесной зоны к лесостепной и степной, д л я которы х характерны
лесные участки небольш их разм еров. Так, по Ю. Л . Р аун еру [1965],
при площ ади лесного м ассива 10, 100, 1000 км2 увеличение сум м ар­
ного испарения с л еса составл яет соответственно 16, 7 и 3 % . С л ед о­
вательно, в этих зо н ах испарение с небольш их лесны х м ассивов м о­
ж ет быть больш е, чем с безлесны х территорий. О днако меньш ий р а с ­
ход влаги на испарение сосновыми лесам и по сравнению с л и ствен ­
ными н асаж ден иям и и безлесными участкам и я в л яе тся характерны м
и для этих районов.
Т аксационны е характери сти ки древостоя и разм еры лесного
м ассива во многом определяю т соотнош ения значений испарения
с леса и поля, особенно на м алы х водосборах. Д л я больш их водо­
сборов преобладаю щ ую роль играю т клим атические ф акторы .
В целом влияние климатических ф акторов, таксационны х х а р а к те ­
ристик древостоя и разм ер а лесного м асси ва на соотнош ения з н а ­
чений сум м арного испарения с лесны х и безлесны х территорий р а з ­
лично не только д л я отдельны х ф изико-географ ических зон, но и
в условиях одной зоны. Это озн ач ает, что испарение с лесного водо­
сбора м ож ет быть к ак больш е, так и меньш е, чем испарение с поле­
вого водосбора, или отли чаться незначительно. С ум м арное испарение
с малы х лесных м ассивов, имеющ их больш ее распростран ен ие в л есо ­
степной и степной зон ах, нередко м ож ет превы ш ать испарение с б е з­
лесны х территорий. Об этом свидетельствую т результаты и ссл ед ова­
ния р яд а авторов, например А. С. С кородум ова [1958]. П ревы ш ение
п оказателей испарения в отдельны х сл у ч аях м ож ет о к а зать ся больш е
полож ительной разницы в о сад к ах н ад лесом и окруж аю щ и м полем,
и тогда сток с залесенны х водосборов м ож ет быть меньш е, чем с б е з­
лесных. Этот ф акт п од тверж д ается резул ьтатам и и сследования
А. И. М иховича [1973] на территории Украины.
В лесной зоне влияние краевого эф ф екта на соотнош ение п о к а за ­
телей суммарного испарения с леса и поля выражено слабо, а значе­
ние во зр аста н асаж д ен и я п роявл яется лиш ь на малы х водосборах.
В итоге д л я этой зоны соотнош ение сум м арного испарения и стока
с лесного и полевого водосборов оп ред еляется в основном кли м ати ­
ческими ф акторам и. П оэтому здесь ч ащ е всего имеет место одно­
значное увеличение среднем ноголетнего годового стока при росте
лесистости водосбора, что следует и из м атери алов наблю дений
на равнинной территории.
Особенно значительны е исследования в этом направлении прове­
дены В. В. Рахм ановы м [1962, 1975], который, используя метод
сопоставления годового стока рек с разной лесистостью водосборов,
пришел к выводу, что увеличение стока под влиянием л еса происхо­
дит по линейному закону и обусловлено главны м образом повы ш е­
нием количества осадков над лесом. С вязь годового стока с л еси ­
стостью, например, для 12 рек в бассейне р. В ятки (в Кировской
области) х арактери зуется коэффициентом корреляции 0,88. А н ал о­
гичные рузультаты были получены д л я водосборов, располож енны х
в бассейне верхнего Д н еп ра, в Среднем П овол ж ье и на Украине.
С огласно С. X. Буды ко [1956], в услови ях Белоруссии увеличению
лесистости водосборов на каж ды й процент соответствует п р и р ащ е­
ние годового стока в 1,4 мм, т. е. прим ерно так ое ж е, как и в бассейнах
верхнего Д непра и В ятки. П ричем повышенный сток н аблю дается
в весенний период и летнюю меж ень. Этот ж е метод применяли
Д . Л . Соколовский [1952], А. П. Бочков [1954] и др.
В отличие от р яд а исследователей А. В. Л еб ед ев [1977] при и зу­
чении влияния леса на сток р ассм атр и в ал водный и тепловой балан сы
природных комплексов речных бассейнов в равнинны х лесостепных
и степных районах С редней и З ап ад н о й Сибири. Он п оказал , что
в лесных л ан д ш аф тах все элементы водного б а л а н с а имеют больш ие
значения по сравнению с лугово-остепненны ми ком плексам и. Так,
например, при лесистости водосбора 20— 40 % р азн и ц а в стоке в лесу
и степи составляет 60— 80 мм. Л есн ы е л ан д ш аф ты возвы ш енны х
частей водосборов ф ормирую т на 130— 200 мм стока больш е л угово­
степных. Здесь следует отметить сущ ественное влияние рельеф а, опо­
средованное через растительность.
П о исследованиям А. И. М иховича [1973], влияние л еса на сток
носит слож ны й хар актер. Н а основании ан а л и за эксперим ентальны х
и сетевых гидром етеорологических данны х и изучения соотнош ения
всех составляю щ их водного б ал ан са водосборов он приш ел к выводу
о неоднозначности водоохранной роли л еса в отдельны х физикогеографических зонах. Так, на севере У краины (в П олесье) под в л и я­
нием лесистости увели чи вается речной сток. П ри этом лес д ает
16
Зависимость подземного стока от лесистости водосборов
Река — пункт
Л уга — Кенгисепп
Л уга — Толмачево
Великая — Г уйтово
Л овать — Сельцо
Шелонь — Заполье
Площадь Лесистость, Осадки за
водосбора,
год, мм
%
км2
12 200
5990
13 400
8230
6820
62
59
40
40
26
751
740
730
742
754
Суммарный
сток за год,
мм
256
245
234
220
214
Доля подзем­
ного стока в
суммарном,
30
34
26
26
15
П р и м е ч а н и е . Таблица составлена по данным справочника «Водные ресурсы ...»
[1967].
прирост подземной составляю щ ей стока. В лесостепной зоне с преоб­
ладан и ем дубовы х н асаж ден ий на суглинисты х почвах т а к ж е имеет
место увеличение подземного стока. В степной зоне сплош ное облесе­
ние ведет к уменьш ению подземного стока и в целом — к понижению
сум марного речного стока.
С.
Ф. Ф едоровым [1977], и зучавш им влияние л еса на элементы
водного б ал ан са малы х водосборов в условиях север о -зап ад а ЕТС,
т ак ж е подчеркивается больш ое водоохранное и водорегулирую щ ее
значение лесов. Им показано, что по мере увеличения лесистости у в е­
л ичи вается среднемноголетний сток з а весеннее половодье. Д л я усл о­
вий Н овгородской области р азн и ц а в зн ачен иях годового стока с л е с ­
ного и полевого водосборов составл яет 10— 14 % . П олож и тельное
влияние леса на сток о б н ар у ж и вается и в различны е по водности
годы. Увеличение летнего м еж енного стока отм ечается д л я водосбо­
ров п лощ адью более 6000 км 2, что хорош о п росл еж и вается по повы ­
шению значений подземного стока по мере роста лесистости водо­
сборов (табл . 1.3).
П о данны м В. Е. В одогрецкого [1979], в лесной зоне л еса повсе­
местно способствую т увеличению стока. В лесостепной зоне сток
с лесны х водосборов больш е, чем с полевых, при условии, когда
грунтовые воды зал егаю т на глубине меньш е 10 м. П ри их зал еган и и
на глубине более 10 м имеет место обратн ое соотнош ение.
В области изучения м ногоф акторны х явлений, к числу которых,
несомненно, относится и вопрос о влиянии л еса на среднемноголетний
годовой сток, больш ой интерес п ред ставл яет исследование В. И. Б а б ­
кина [1970], рассм отревш его влияние различны х ф и зи ко-географ иче­
ских ф акторов, в том числе и лесистости, на коэф ф ициент внутриго­
довой зарегули рован н ости (коэф ф ициент, характеризую щ ий внутри­
годовое колебание с то к а). Автор применил метод множ ественной
линейной корреляции. Д л я ан а л и за были использованы данны е около
300 водосборов, располож енны х во всех ф изико-географ ических з о ­
нах ЕТС и сгруппированны х в 56 районов. В итоге выяснено, что
сущ ественное влияние на коэф ф ициент внутригодовой зар е гу л и р о ­
ванности лес о к а зы в ае т в 25 рай он ах из 56. При этом следует иметь
в виду, что количественная х арактери сти ка ф ак то р а лесистости
2 Заказ № 519
17
о тр аж ает влияние не только леса, но и ком плекса других ф акторов.
На неоднозначный х ар актер влияни я л еса на сток у казы в ается
в раб отах П. Ф. И дзон а. Т ак, П. Ф. И дзон и Г. С. П им енова [1975]
применили метод сравнения с использованием рай он ирован и я д л я 300
пар водосборов на европейской территории страны . В р езул ьтате од ­
нообразного (полож ительного или отрицательного) влияни я леса
на норму стока не обнаруж ено. Д л я европейской части С С С Р п оло­
жительное воздействие лесистости на годовой сток рек наблю далось
в 40— 48 % случаев, обратны й эф ф ект — в 18— 22 % . О стальн ы е 34—
37 % приходятся на случаи изм енения в п ределах ± 1 0 % от нормы
стока. М одули миним ального стока, характери зую щ и е подземное
питание, во всех рай он ах ЕТС, з а исклю чением центральной части
лесостепной зоны, на лесны х водосборах в основном выш е, чем
на малооблесенны х.
Д альнейш им развитием этих исследований яв и л ась р аб ота
П. Ф. И дзон а и др. [1986]. Д л я оценки водоохранной функции лесов
было составлено 433 пары бассейнов, равном ерно распределенны х
на равнинной части ЕТС. И с сл ед о вал ась вероятность разны х соот­
ношений годового стока и его поверхностной и подземной со став л яю ­
щих в речных бассей нах с разн ой лесистостью в зависим ости
от общ его увлаж н ен и я. В резул ьтате были получены достаточно обос­
нованные выводы о водоохранн ой и водорегулирую щ ей роли леса.
У становлено, что она неоднозначна и сущ ественно зави си т от поч­
венно-геологических и других ф и зико-географ ических условий. Бы ло
подтверж дено п олож ительное влияние л еса на речной сток и есте­
ственные ресурсы подземных вод, определяем ое зональны м и услови ­
ями. О беспеченность числа сл учаев р ав ен ств а годового стока рек
с разной лесистостью бассейнов в п ред елах ± 5 % (в пределах
точности гидрометрических изм ерений) вместе с полож ительны ми
превыш ениями выш е 5 % со став л яет в избы точно в лаж н ой зоне 82 % ,
во в лаж н ой 76 и в слаб озасуш л и вой 69 % . У величение среднем но­
голетнего годового стока более чем на 10 % в пределах этих зон
со ставл яет соответственно 57, 51, 38 % .
П олож ительное влияние л еса на сток установлено д л я территории
Польш и [Вас, 1968]. И сследовани е по оценке влияния л еса на сток
проведено F. G a rczy n sk i [1980] д л я больш ой группы водосборов
в ш татах Орегон и К али ф орни я на территории СШ А. Н а основе
корреляционного ан ал и за п оказано, что годовой сток с м алы х водо­
сборов при площ ади менее 22 км2 сл аб о зави си т от лесистости,
а при площ ади водосборов более 65 км2 отм ечается п олож ительн ая
связь м еж ду этими величинами; парный и частны й коэффициенты
корреляции достигаю т соответственно 0,868 и. 0,578. Э тот вы вод про­
тиворечит вы водам р яд а ам ериканских авторов, полагаю щ их, что
с лесистостью водосборов связан о уменьш ение стока [Д оклад ы ино­
странны х ученых. . ., 1970].
В наш ей стране и з а рубеж ом имеется ряд работ, в которы х
отрицается во доохранн ая роль л еса , хотя и призн аю тся его водорегу­
лирую щ ие свойства. К р атк а я сводка этих м атери алов приведена в р а ­
боте В. В. Р ах м ан о в а [1981]. С ледует зам ети ть, что в больш инстве
18
своем они представляю т результаты обобщ ения данны х наблю дений
за стоком на малы х водосборах или ж е располож енны х в слож ны х
геологических услови ях и полуторных об ластях, а та к ж е в п ри б реж ­
ных районах. А в так и х усЛбВИЯХ, КЭК ИЭВ60ТН0, ВЛИЯНИЙ JI6C9 Н2 СТОК
затуш евы вается другим и ф акторам и . В целом ж е больш инством
исследователей С С С Р и других стран п одчеркивается важ н ое водо­
охранное значение лесов. П ри зн ан о, что по мере роста лесистости
водосбора годовой сток увели чи вается, хотя нередко д л я одной и
той ж е ф изико-географ ической зоны (особенно лесостепной и степ­
ной) отм ечается неоднозначное влияние л еса на сток. Но в этом сл у ­
чае л еса играю т огромную гидроклиматическую роль.
Д л я точного и однозначного реш ения вопросов о роли л еса в ф о р ­
мировании гидрологических процессов необходим учет всего н аб ора
природных ф акторов, а не только его растительного компонента.
Причем следует иметь в виду, что воздействие л еса м ож ет осущ е­
ствляться косвенно, через другие природные компоненты, например
почвы или м икроклимат. Больш ую роль играет и разм ерн ость иссле­
дуемого объекта, когда каж д ом у пространственном у уровню явления
соответствует свой набор влияю щ их ф акторов. О бщ еизвестно, что
гидрологические процессы в м алы х речных бассей нах более зависим ы
от характери сти к лесного м асси ва, чем бассейны средних и больш их
рек. В последнем сл у ч ае типологические, таксац и онн ы е или биом етри­
ческие характеристики могут быть интегрированы в такой п о к а з а ­
тель, как лесистость или п лощ адь древостоев и их располож ение
на водосборе. Таким образом , только учет всего н абора природных
ф акторов в совокупности, д етал ь н ая м етодическая п рораб отка прие­
мов исследования, системный ан ал и з объектов изучения, т. е. л а н д ­
ш афтно-гидрологический подход к проблеме, могут привести к обос­
нованным и достоверны м вы водам о гидрологической роли леса.
1.2. ОПЫ Т П РИМ ЕН ЕН ИЯ ЛАН ДШ А Ф ТНО ГО П РИ Н Ц И П А
ОЦЕНКИ ВЛИЯНИЯ Л ЕСА НА ВЕСЕННИЙ СТОК
И зучение различны х аспектов влияния л еса на гидрологический
реж им проводилось на территории И стринского гидрологического
опорного пункта Всесою зного научно-исследовательского института
лесоводства и м елиорации (В Н И И Л М ), н аход ящ егося в 70 км к северо -зап аду от г. М осквы в м еж дуречье М ал. И стры (приток М осквы -реки) и Л ам ы (приток р. В олги ). Этот участок площ адью около
200 га явл яется частью Н иж неистринского л ан д ш аф та , поверхность
которого п редставлен а пологохолмистыми вторичными моренными
равнинам и, перекрытыми покровными суглинкам и с господством
дерново-подзолисты х в различной степени оподзоленны х и оглеенных
почв. Ельники и см еш анны е хвойно-ш ироколиственны е и вторичные
мелколиственны е л еса зан и м аю т немногим более половины площ ади
л ан д ш аф та. О стальны е зем ли распахан ы .
Первое подробное физико-географическое описание стоковых пло­
щ адок и бассейнов на И стринском опорном пункте выполнено
В. А. Троицким и М. Н. Ж ерновой [1939]. П олученны е данны е были
использованы ими в расчетах характери сти к стока с лесны х и б езл ес­
ных водосборов. В течение 1937— 1938 гг. проведено изучение ос­
новных ф акторов ф орм и рован ия половодья: осадков (в различны х
л есон асаж д ен и ях) [Л учш ее, 1940]; почвенного стока; гидрологичеС1Ш свойств леоной подстилки [Соэыкин, 1940] и др. В послевоенные
годы эксперим ентальны е исследования водоохранной роли лесов
были продолж ены [Созыкин и др., 1959; В оронков, П авлуш кин,
1973]. О публикованны е результаты лесогидрологических и ссл ед ова­
ний оказал и сь трудно сравнимы ми, т а к к ак недостаточно тщ ательн о
изучались стокообразую щ ие свойства литогенной основы, особен­
ности структуры и динам ики фитоценозов [Воронков, 1976], и д а ж е
противоречивыми, в частности это ка сае тся м еханизм а ф орм ирования
стока с залесенны х водосборов.
Значительны й прогресс в р азр а б о тк е методик изучения условий
ф орм ирования стока на м алы х речных б ассейнах был достигнут
в период М еж дународного гидрологического десятилетия (1965—
1974). Тогда по инициативе А. И. С убботина сотрудниками л а б о ­
ратории л ан дш аф товед ен и я каф едры ф изической географ ии С С С Р
географ ического ф акул ьтета М ГУ были проведены л ан д ш аф тн о е и зу­
чение и картограф и ровани е природных территориальны х комплексов
на парных (бассейны рек В ытебеть и Н угра) и эксперим ентальны х
(П одм осковная в о дн об ал ан совая станц и я И стринского опорного
пункта В Н И И Л М ) б ассейнах [М ам ай, 1973; С олнцев и др., 1976;
А льбова, М аркус, 1977].
Но поскольку опыт стаци он арн ого л ан дш аф тн ого изучения ПТК.
речных бассейнов невелик, следует подробно рассм отреть методику
таких исследований. К артограф и ческой основой д л я наш их л а н д ­
ш афтных исследований послуж ил сп ециально изготовленны й по м ате­
риалам мензульной съемки детальны й топограф ический план п оверх­
ности И стринского опорного пункта. Горизонтали на топоплане
проведены через 0,5 м. Выбранное сечение хорош о передает особен­
ности всех микроформ эрозионно-расчлененного рельеф а. К рупно­
м асш табн ая к ар то гр аф и ческая основа п озволи ла провести л а н д ­
ш афтную съем ку эксперим ентальны х водосборов на ф ац и альном
уровне, наиболее целесообразном , по наш ему мнению, д л я о р ган и за­
ции стационарны х исследований.
Н а первом этапе составлен ия л ан дш аф тн ой карты вы являлось
морфологическое строение м езорельеф а у ч астка. П ри дальнейш ей
диф ф еренциации поверхности вы деляли сь элементы м езоформ с оди­
наковыми морфометрическими п оказател ям и , наприм ер, п р и в о д о р аз­
дельные и присетьевые склоны одинаковой крутизны , однородные
участки на склонах эрозионны х форм и др. П о предварительной
карте природных контуров р азм еч ал ась сеть м арш рутов, н ап р ав л е­
ний комплексных профилей и основных точек описаний. Таким о б р а ­
зом, были о х арактери зован ы все ф ации и их биогенны е модификации,
что д ал о возм ож ность установить законом ерности распределения
почвенно-растительного покрова по элем ентам рельеф а.
Площадь урочищ
пункТД, Г9
ЗалесенВодосбор ность, %
№ 1
№2
№3
№ 4
№5
95
90
13
57
23
в экспериментальных водосборах
Истринского опорного
Урочище
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
23,0
24,0
11,0
2,7
28,0
56,0
—
6.0
7,4
—
6,0
—
7,6
1,9
—
—
1.0
—
—
0,1
—
0,5
—
—
—
5,4
3,0
—
—
0,2
—
—
—
1,6
3,8
—
—
—
—
—
—
—
—
0,1
0,6
—
—
—
11
Н а л ан дш аф тн ой карте * территории И стринского опорного пункта
проявилось не только больш ое р азн о о б р ази е ф аций — 75 типов и их
биогенных модиф икаций, но и очень слож н ое их сочетание, что при
однородности стратиграф ии и механического со став а покровных су­
глинков св язан о с особенностям и м и крорельеф а территории. Генети­
чески и динам ически взаи м освязан н ы е ф ации об разую т природные
территориальны е комплексы более высокого таксоном ического
ран га - г подурочищ а и урочищ а. Н а исследуемой территории в ы я в ­
лено 11 типов урочищ : 3 — меж дуречны е равнины ; 2 — западины ;
5 — о в р аж н о -б ал о ч н ая сеть; 1 — надпой м енн ая т ер р а са (рис. 1.1).
Н аблю дения за влиянием л еса на сток проводились на пяти
экспериментальны х водосборах. К артом етрический ан ал и з л а н д ­
ш афтной карты п о казал разли чи я в структуре и соотнош ении п л о щ а­
дей урочищ , входящих в состав этих водосборов (табл. 1.4).
Л ан дш аф тн ая к а р та крупного м асш таб а п оказы вает, ЧТО ф ун к­
ц ионально-целостная геосистема, каковой является эксперим енталь­
ный склоновый водосбор [Антипов, Корытный, 1981], п ред ставляет
собой слож ную , но упорядоченную м озаику ф аций верш инны х по­
верхностей, приводораздельны х и присетьевы х склонов с пересекаю ­
щими их неглубокими лощ инообразны м и пониж ениям и. П лощ ади
этих понижений и их взаи м орасполож ени е в пространстве, несом­
ненно, влияю т на динам ику ф орм ирования весеннего стока. В лесном
водосборе № 1 лощ и нообразны е пониж ения зан и м аю т 22 % площ ади
урочищ а м еж дуречны х равнин, а в полевом водосборе № 3 на них
приходится 5,4 %. П о этим микропониж ениям ш ириной 20— 25 м и
глубиной около 0,5 м зн ач и тельн ая ч асть поверхностного стока
поступает к широким плоским пониженным равнинам типа привер­
шинных водосборны х понижений. В лесном водосборе № 2 и полулесном водосборе № 4 сеть понижений, впадаю щ и х непосредственно
в отверш ки б алок, со ставл яет 17,5 и 2,0 % площ ади м еж дуречны х
равнин. Л ан д ш аф тн ы й ан ал и з эксперим ентальны х площ адок (Э П )
в лесном водосборе № 2 (ЭП-1 — лиственны й лес; Э П -2 — ел ово­
лиственный лес) и полевом водосборе № 5 (Э П -4 — луг) сви детель­
ствует, что они х арактери зую т близкие по природным свойствам
*
Составлена А. М. Альбовой в 1973 г. по материалам полевых исследований
А. М. Альбовой, Т. В. Беляевой, В. С. Давыдчука, Я. А. М аркуса.
Рис. /. /. Л андш аф тная карта экспериментальных водосбросов Истринского опорного
пункта.
У р о ч и щ а : I — равнины междуречные моренно-водноледниковые, слабовыпуклые, мелко­
волнистые, сложенные покровными суглинками, подстилаемыми с глубины около 2—2,5 м
мореной, с подзолистыми и дерново-подзолистыми, иногда слабооглеенными почвами под
ельниками, смешанными и мелколиственными лесами и ч а с т и ч н о п а ш н я м и ; 2 — р а в н и н ы
междуречные моренно-водноледниковые, выпуклые, ступенчатые, слож енны е ПОКрОВНЫМИ
суглинками, подстилаемыми с глубины около 2—2,5 м мореной, с подзолистыми и дерновоподзолистыми слабооглеенными почвами под смешанными и мелколиственными лесами, редко
под пашнями; 3 — равнины междуречные моренно-водноледниковые, плоские, пониженные,
сложенные мощными покровными суглинками и их делювием, с дерново-подзолистыми слабоглееватыми и глееватыми почвами под пашнями и ельниками с примесью осины и ольхи серой;
4 — западины, выполненные делювиальными суглинками, с торфяно-глеевыми и иловатоболотными почвами под болотно-травно-осоковым травостоем и водными растениями;
5 — западины, выполненные делювиальными суглинками, с низинными среднемощными тор­
фяными почвами под осоковым травостоем со сфагнумом; 6 — овраги в суглинках, задерно­
ванные с дерново-слабоподзолистыми эродированными почвами под смешанными лесами
(по крутым склонам) и дерновыми слабоглееватыми почвами под дубово-липовыми редко­
лесьями (по днищам); 7 — балки овражистые в суглинках, со слабоподзолистыми слабо­
глееватыми почвами под ельниками-кисличниками (по крутым склонам) и дерновыми глеева­
тыми почвами под ельниками влажнотравными (по днищам); 8 — балки в суглинках,
с дерново-подзолистыми, иногда слабо оглеенными почвами под бобово-разнотравно-мелко­
злаковыми лугами и пашнями (по склонам) и с дерновыми в различной степени оглеенными
почвами под разнотравно-влажнотравно-щучковыми лугами (по днищам); 9 — балки в суглин­
ках с дерново-подзолистыми, иногда оглеенными почвами под ельниками, смешанными лесами
и вырубками (по склонам) и дерновыми глееватыми под дубово-еловыми влажнотравными
редколесьями (по днищам); 10 — балки неглубокие, лощинообразные, в суглинках, с дерновоподзолистыми, иногда оглеенными почвами под мелкозлаково-разнотравнымн лугами и
пашнями (по склонам) и дерновыми глееватыми и слабоглееватыми почвами под разнотравновлажнотравно-щучковыми лугами (по днищам); 1 1 — террасы надпойменные, наклонные,
сложенные древнеаллювиальными суглинками, с дерново-слабоподзолистыми почвами под
пашнями; 12 — границы экспериментальных водосбросов; 13 — местоположение эксперимен­
тальных площадок (ЭП); 14 — пашня; 15 — номера экспериментальных водосборов.
ф ации верш инных поверхностей урочищ а 1 (см. рис. 1.1). П р е о б л а­
даю щ ие здесь слабоподзолисты е разности дерново-подзолисты х почв
имеют следую щую систему и мощ ности почвенных горизонтов:
Ао — 2—6 см; А ,— 6— 12 см; А|А2 — 5— 15 см; А2 — 5— 12 см
(часто отсутствует); А2В — 10— 35 см; В — более 50 см. М ехани че­
ский состав верхних горизонтов почв легко- и среднесуглинистый.
Д л я иллю виального горизонта характерн о увеличение сод ерж ан и я
илистой и тонкопы леватой ф ракций.
Результаты многолетних
наблюдений дают представление о раз­
личных ф ак то р ах влагооборота в биогенных м одиф икациях фаЦИИ
вершинных поверхностей меж дуречий. П редзим ние зап асы влаги
в почве в значительной степени определяю т ф ильтрационны е свой ­
ства мерзлой толщ и в период ф орм и рован ия весеннего стока. П о
наблю дениям на эксперим ентальны х п лощ ад ках з а период с 1966 по
1974 г. р азн и ц а в осенних за п а с а х влаги в метровом слое почвы
в лиственном лесу (376 мм) и чистом ельнике (345 мм) составл яет
около 30 мм. О п и раясь на эти данны е, Н. А. Воронков [1976] д ел ает
вывод, что тр ан сп и р ац и я в ельниках больш е, чем в лиственном лесу,
и что древостой с участием лиственны х пород обеспечиваю т несколько
больш ее значение сум марного стока, чем густы е темнохвойны е
леса. П р едставляется, что сниж ение в л аго зап ас о в в ельнике
(Э П -3) связан о с его лучш ей дренированностью , обусловленной
больш ими уклонами дневной поверхности и свободны м оттоком
почвенной влаги в б ал ку (см. рис. 1.1), в отверш ках которой з а л о ­
ж ена эксп ери м ен тальн ая п лощ адка.
Осенью п о казател и влагонасы щ енности почв довольно высоки —
345— 376 мм — и незначительно варьирую т в н асаж д ен и ях разн ого
состава сходных местообитаний. Высокое сод ерж ан и е влаги в в ер х ­
ней метровой части почвенного проф иля об ъ ясн яется больш ой влагоемкосты о, ХОРОШИМ Проникновением обильных о с е н н и х о с а д к о в
в корнеобитаемый слой и затрудненной ф ильтрацией влаги в за и л ен ­
ный иллю виальны й горизонт. Б ольш ее насы щ ение влагой н аб л ю д а­
ется в лощ и нообразны х пониж ениях. В них в л ага поступает с о с а д ­
ками вследствие бокового почвенного и поверхностного стоков.
О росте у вл аж н ен и я косвенно свидетельствует осенний сток, фикси­
руемый в зам ы каю щ ем створе лесного водосбора № 2 в отдельны е
годы за период с 1965 по 1982 г.
На К линско-М ож айской вторичной моренной равнине среди гос­
подствую щ их хвойно-ш ироколиственны х лесов часто встречаю тся
массивы чистых ельников [С олнцев, 1961], а на антропогенно
наруш енных у ч астках — елово-лиственны е и лиственны е (осиново­
березовы е) л еса. В ком плексе лесогидрологических исследований на
Истринском опорном пункте со времени его основания п роводятся
наблю дения за хар актером проникновения осадков под полог лесов
разного породного состава. Д л я откры ты х участков стац и он ара за
период с 1962 по 1974 г. норма осадков состави л а 626 мм, что
приблизительно на 20 мм меньш е, чем на открытой м етеоплощ адке
ст. Н ово-И ерусалим ской, удаленной на 12 км. Л и ш ь 20 % средн его­
дового количества осадков вы п ад ает зимой. П роникновение твердых
осадков под лесной полог тесно св яза н о с породным составом и
сомкнутостью крон древостоев (табл. 1.5). Т ак, по данны м з а 15летний период наблю дений, под пологом чистого ельни ка м аксим аль-
Среднемноголетние (1966— 1980) максимальные снегозапасы в различных
фациях
Фация
Лиственный лес
Елово-лиственное
насаждение со II
ярусом ели
Ельник чистый
Приопушечный луг
Местоположение
Состав
древостоя
Сомкну­
Мощность
тость древо- снежного
стоя зимой покрова, см
Запас
воды
в снеге,
ММ
Вершинная
поверхность
То же
6Б40с ед.
ДЛп
5Е40С1Б
0,1
60
127
0,4
48
98
>
Пологий склон
I0E
—
0,8
40
46
89
110
—
ные зап асы воды в снеге к н ач ал у сн еготаян и я составл яю т в среднем
7 ? % от сн егозапасов на лесной поляне и 70 % от сн егозапасов
в лиственных н асаж д ен иях.
Интерполяцию многолетних эксперим ентальны х данны х по снего­
накоплению в л есо н асаж д ен и ях разн ого породного со става мож но
провести на основе сведений о растительном покрове (составе
древесного полога, подроста и подлеска, сомкнутости крон древосто ев), со д ер ж ащ и хся на детальной л ан дш аф тн ой карте.
Зимой в верхней части проф иля повыш енно увлаж н ен н ы х почв
на верш инах и склонах меж дуречий почти еж егодно ф орм ируется
сезонно-м ерзлый слой. Его мощ ность, по многолетним наблю дениям,
составляет под осиново-березовы м лесом 25,5 см, под м елколист­
венно-еловым лесом 43,9 см, под ельни кам и 59,1 см [Воронков,
1976]. Этот п о казател ь при приблизительно одинаковой влаж ности
почв и глубине зал е га н и я грунтовы х вод тесно коррелирует с высотой
снеж ного покрова в этих н асаж д ен и ях, хотя прям о пропорциональной
зависимости нет. Т ак, в многоснежную зим у 1969/70 г. в л и ствен ­
ном лесу при высоте снега около 80 см почва п ром ерзла на 10 см,
в то время как в ельнике при высоте снега около 50 см — на 45 см,
а в малоснеж ную зим у 1970/71 г. при 45-сантим етровом слое снега
почва в лиственном лесу п ром ерзла на 25 см, а в ельнике, где снега
было вдвое меньше, почти на 70 см.
Н аблю дения за динам икой сезонно-м ерзлого сл оя п оказали, что
в многоснежные зимы н и ж н яя гран и ца п ром ерзан и я почвы д ли тель­
ное время остается стабильной. О ттаиван и е почвы происходит посте­
пенно. В м алоснеж ны е зимы вскоре после м акси м альн ого п р о м ер за­
ния начинается оттаи ван ие снизу. С пециальны х наблю дений за
промерзанием в ф ац и ях микролощ ин, почвы которы х сезонно переув­
лаж нены , не проводилось. В этих повыш енно увлаж н ен н ы х местооби­
таниях в древесном пологе отм ечается зн ачительн ое участие м елко­
лиственных пород (осины, березы , ол ьх и ), а назем ны й покров
состоит из крупных дерновинны х злаков, в л аж н о - и круп н отравья,
образую щ их мощный дерновы й горизонт. П ри значительной
мощности снеж ного покрова, повыш енной увлаж н ен н ости почв и
мощной дернине пром ерзание в м икролощ инах б ы вает н езн ачитель­
ным или сезонно-м ерзлы й слой не ф орм ируется совсем .
Таким о б р азо м , в разн ы х л есо н асаж д ен и ях л ан д ш аф то в вторич­
ных моренных равнин ф орм ирование м акси м альн ого стока половодья
зависит от слож и вш и хся в осенне-зимне-весенний период гидротерм и­
ческих условий. С неготаяние в хвойно-м елколиственны х н асаж д ен и ях
и ельниках н ачинается и оканчи вается приблизительно в одни и те ж е
сроки, с возможными отклонениями на 5 дней в ту или другую сторону.
В среднем з а 15 лет (с 1965 по 1980 г.) продолжительность периода
со снежным покровом в этих л есах б ы ла практически один акова —
153 и 152 дня.
И нтенсивность сн еготаян ия в лесу тесно св я за н а с погодными
условиями и м икроклиматом насаж ден ий . Кроны д еревьев еловы х
лесов, ш ироко распространенны х на вторичных моренных равнинах,
почти полностью зад ер ж и в аю т коротковолновую радиацию . О т сум ­
марной солнечной ради ац ии под полог ельников проникает только
5 % [Субботин и др., 1971]. Д ополнительны м препятствием поступле­
ния радиации на поверхность снега служ и т оп ад (хвоя, мелкие ветви,
продукты вы ветри ван и я к о р ы ). П о наш им наблю дениям , оп ад в ел ь ­
никах составил з а зимний период 103— 143 г /м 2, в елово-м елколист­
венном лесу — 30— 36, в мелколиственном — 10— 12 г /м 2. С него­
таян и е и водоотдача из верхних слоев снега начинаю тся с устан овл е­
нием полож ительны х тем ператур. С ред н яя интенсивность сн еготаян ия
в ельниках 4,1 м м /су т, в елово-м елколиственном лесу — 4,5, в м елко­
л и с тв ен н о м — 5,1 м м /сут. П оступление воды на поверхность почвы
происходит в первую очередь на п олян ах и в лиственны х н а с а ж д е ­
ниях, особенно на склонах ю жной экспозиции. П ри сравнительно
небольшой интенсивности водоотдачи почва, не им ею щ ая сезонно­
м ерзлого слоя, бы стро п оглощ ает тал ы е воды. Этому способствую т
бо льш ая порозность верхней части ризосф еры и деф ицит влаж н ости
почв.
П росачивание воды в талы е и м ерзлы е дерново-подзолисты е
почвы на прим ере близкого по природным свойствам л ан д ш аф та
Кунцевской водноледниково-моренной равнины д етал ьн о изучено
А. И. Субботиным [1966], проводивш им эксперименты на П одм ос­
ковной водн обал ан совой станции. О п и раясь на подробную л а н д ­
ш афтную карту, рассмотрим сток гравитационны х вод с залесенны х
водосборов И стринского стаци он ара.
Н. Ф. Созыкиным и др. [1959] было отмечено, что вскоре после
н ач ал а сн еготаян ия в лесу поверхностный сток н аб лю д ается п реж де
всего по низинам и потяж и н ам , которые, как п оказал и наш и исследо­
вания, являю тся р азли чн о увлаж ненны м и ф ациям и лощ инообразны х
понижений. В этих открытых д л я прямой солнечной ради ац ии у ч аст­
ках талы е воды, практически не расходуясь на ф ильтрацию в повы ­
шенно увлаж н ен н ы е дерново-подзолисты е глееваты е среднесуглини­
стые почвы, зап олн яю т нанонеровности днищ .
По многолетним наблю дениям, самы й ранний срок н ач ал а стока
с лесных водосборов И стринского опорного пункта — последние дни
м арта, а сам ы й поздний — 2 0 .IV. С редняя д а т а н ач ал а половодья
за период с 1950 по 1968 г. — 7 .IV, а его окончания — 30.IV [С уббо­
тин и др., 1971]. Ф орм ирование ручейков в лощ и нообразны х пониже-
П оказатели весеннего стока с лесных бассейнов Истринского
опорного пункта
Бассейн № 2 (лесистость 90 %) Бассейн № 4 (лесистость 57 %)
Год
1962
1963
1964
1965
1966
1967
1968
1969
1970
1971
1972
1973
1974
1975
1976
1977
1978
1979
Среднее
Коэффи­ Слой,
циент
мм
Максималь­
ный модуль,
л /(с • га)
Коэффи­ Слой,
циент
ММ
Максималь­
ный модуль,
л /(с • га)
0,15
0,39
0,10
0,05
0,48
0,32
0,11
0,12
0,45
0,09
0,26
0,07
0,07
0,15
0,16
0,23
0,19
0,24
23
41
11
7
109
48
20
15
98
11
28
9
10
14
38
40
30
40
0,72
1,36
0,51
0,55
1,88
1,19
0,57
0,55
1,52
0,26
0,95
0,55
0,12
0,85
3,39
0,55
1,40
0,42
0,34
0,68
0,30
0,16
0,64
0,51
0,30
0,30
0,50
0,23
0,41
0,18
0,15
0,23
0,20
0,30
0,19
0,37
57
80
32
23
141
72
61
42
118
31
46
23
19
22
49
60
28
42
2,73
4,95
1,70
2,06
2,45
2,76
7,52
2,42
4,33
1,42
2,19
1,42
1,47
1,70
3,60
3,50
0,50
0,97
0,20
32
0,96
0,33
52
2,64
ниях происходит в результате поступления тал ы х вод с пологих
склонов меж лож бинны х пространств. В этих м естополож ениях
в процессе о б р азо в ан и я верховодки н ач и н ается почвенный сток,
направленны й в соответствии с уклоном дневной поверхности к л о ж ­
бинам. О тток избы тка талы х вод н аб лю д ается в лесной подстилке и
верхних горизонтах почв, характери зую щ и хся сильной порозностью
корнеобитаем ого слоя. К ак бы ло отмечено выш е, н а м икролож бины
приходится до 20 % площ ади урочищ м еж дуречны х равнин. Это
способствует бы строму дренированию территории. Воды, посту­
пившие в лощ инообразны е пониж ения, не с р а зу дренирую тся в ов­
раж но-балочную сеть. В н ач ал е они аккум улирую тся в обш ирны х
приверш инных водосборны х пониж ениях и заболоченны х зап ад и н ах.
Воды, поступивш ие через многочисленные отверш ки в балки, имею­
щие больш ой продольны й уклон, бы стро д ости гаю т зам ы каю щ его
створа. Н а быстрый сброс вод по б ал кам , прорезаю щ им вторичные
моренные равнины , косвенно ук азы в ает сл аб ое поверхностное оглеение дерновы х почв по днищ ам.
В среднем сток талы х вод с лесного б ассей на № 2 д ли тся 25 дней
(с 5 по 3 0.IV ). З а это врем я вы п ад ает около 35 мм осадков, пополняя
снегозапасы приблизительно на 30 % . С равнени е характери сти к
весеннего стока с бассейна № 2 и полулесного бассей на № 4
(табл. 1.6) свидетельствует, что в л есу в среднем за 18-летний период
80 % от суммы сн егозапасов и ж идких осадков з а половодье за д е р ж и ­
вается на водосборе. Т акие ж е потери отмечены в лесном логу П о д ­
московной воднобалансовой станции [Субботин, 1966].
А нализ процессов ф орм и рован ия весеннего стока на залесенны х
вторичных моренных равн и н ах п оказы вает, что водообразован и е на
водосборе св язан о с ф ормированием временной верховодки нал неглу­
боко залегаю щ и м иллю виальны м горизонтом дерново-подзолисты х
почв. Г устая сеть лощ и нообразны х понижений, расчленяю щ их
склоны м еж дуречны х равнин, яв л яе тся первичным водоприемником
почвенного стока. Скорости оттока почвенных вод в лощ инообразны е
пониж ения диф ф еренцированы и тесно связан ы с морфологическими
особенностями почвенных горизонтов.
И зучение условий ф орм и рован ия весеннего стока в одном из
лан дш аф то в вторичных моренных равнин п оказы вает, что процесс
перераспределения свободной влаги х арактери зуется значительны м
пространственно-временны м разн ообрази ем , предопределенны м при­
родными свойствам и ф аций, законом ерно сочетаю щ ихся в урочищ ах.
П ривлечение м атери алов детальны х лан дш аф тн ы х исследований по­
зволит сущ ественно усоверш ен ствовать представление о развитии
гидрологических процессов в разн ы х типах леса.
1.3. М О Д Е Л И РО В А Н И Е Г И Д РО Л О ГИ Ч ЕС К И Х П РО Ц ЕССО В
НА МАЛЫХ ЛЕСН Ы Х ВОДОСБОРАХ
В области м атем атического м оделирования процессов ф о р м и р о в а­
ния стока на малы х лесны х водосборах у ж е накоплен определенный
опыт [Корень, 1980; Ч еботарев, 1981, 1982; Трубихин, 1983; Епихов,
1985]. При этом модели гидрологических процессов на водосборе
получили высокую практическую оценку.
И стория лесогидрологических исследований п оказы вает, что они
были направлены главны м об разом на реш ение двух проблем. П ер ­
в ая — влияние л еса или лесистости на сток — р еш ал ась в основном
путем сравнения хода гидрологических процессов в лесны х и б езл ес­
ных водосборах. В торая — влияние л еса на структуру водного б ал ан са
почвы — р еш ал ась с помощ ью ан ал и за резул ьтатов длительны х н а ­
блюдений за динам икой влаж н ости почвы и других элементов.
В последнее врем я больш ое внимание стали уделять другом у аспекту
лесогидрологических исследований — влиянию пространственного
разм ещ ени я л еса на ф орм ирование стока [Огиевский, 1937; Д у б ах ,
1951; Ч еботарев, 1982]. О днако реш ить эту проблему стационарны м и
методами на эксперим ентальном водосборе практически невозмож но.
В р езультате многолетних наблю дений накоплены больш ой м ате­
риал и опыт по вы явлению м ехан изм а ф орм и рован ия стока на лесны х
водосборах. Эти исследования явились важ ны м этапом в изучении
гидрологических процессов, но они соп ряж ен ы с рядом трудностей
методического х ар а к тер а . У равнение водного б ал ан са эксперим ен­
тальн ого водосбора имеет вид
R=c+Q + q+E+T+G +As,
(1.2)
где R — осадки; с — перехват осадков растительностью ; Q — поверх27
ностный сток; q — внутрипочвенный сток; Е — испарение; Т — тр а н с ­
пирация; G — отток влаги из почвы; As — изменение зап ас о в влаги
в почве. Д л я реш ения этого уравн ен ия м ож но измерить в условиях
стаци он ара с достаточной точностью только четы ре составляю щ ие:
R, с, (Q-\-q) и As. Причем разд ел ьн о определить Q и q на всей водо­
сборной площ ади невозмож но. П оскольку не все составляю щ и е у р а в ­
нения (1.2) поддаю тся измерению , то, естественно, и н ельзя ПОЛ­
НОСТЬЮ вскрыть суть процесса ф орм и рован ия стока. В д о казател ьств о
этого утверж дения мож но сослаться на результаты О бщ есою зной
дискуссии о механизм е ф орм и рован ия внутрипочвенного стока, кото­
рые не даю т однозначны х оценок. С ледовательно, одних только
экспериментальных гидрологических данны х, видимо, недостаточно,
особенно, для экстраполяции их на экстрем альны е по водообеспеченности ситуации.
Сложности стационарны х гидрологических исследований в опре­
деленной степени могут быть разреш им ы с помощ ью м атем ати ч е­
ских моделей гидрологических процессов. К ак п оказы вает опыт,
такие модели позволяю т не только получить зн ач ен и я всех со ставл яю ­
щих уравнения водного б а л а н с а [Л ад ей щ и ко в а, Ч еботарев, 1984],
но и применить их д л я изучения гидрологических характери сти к
в экстрем альны х ситуациях [Ч еботарев, 1985]. В связи с этим осн ов­
ное внимание у д еляется р азр аб о тк е моделей гидрологических про­
цессов на малы х водосборах. В о-первых, они даю т возм ож ность
оценить экстрем альны й сток с лесны х и безлесны х м алы х водосборов,
во-вторых, позволяю т вы явить структуру водного б ал ан са почвы под
лесными н асаж ден иям и в годы экстрем альной водообеспеченности.
В течение летнего сезона рассм атр и в ается д и н ам и ка только тех
гидрологических процессов, которы е непосредственно формирую т
дож девой сток, т. е. и зучаю тся осадки, их перехват растительны м
покровом, испарение с поверхности почвы, тран сп и рац и я, в ер ти кал ь­
ный перенос влаги в почве, поверхностный и почвенный сток.
Ф изическая и нтерпретация процессов ф орм и рован ия стока следую ­
щ ая. О садки, вы падаю щ ие на эксперим ентальны й водосбор, р ав н о ­
мерно орош аю т его п лощ адь и имеют различную интенсивность.
Н и зкая интенсивность дож дей , как правило, не приводит к появлению
поверхностного стока, хотя м ож ет сп особствовать образован ию
внутрипочвенного. Ход осадков во времени имеет стохастическую
природу. П оявление стока на водосборе оп ределяется комплексом
детерм инированны х процессов. О бъем поверхностного стока зави си т
от соотношений интенсивности осадков и скорости впиты вания влаги
в почву. В одопроницаемость почвы оп ределяется ее влаж ностью ,
а интенсивность внутрипочвенного стока обусловлена динам икой
гравитационной влаги в почве. О тсю да следует, что почва явл яется
ключевым звеном в процессе ф орм и рован ия д ож д евого стока.
Воздействие кли м ата на процессы вл агоперен оса в почве осущ е­
ствляется через случайное чередование процессов пополнения и
разгрузки почвенной влаги. В бездож дны й период градиент почвен­
ной влаги регулирует испарение и транспирацию . В период вы п ад е­
ния осадков верхние слои почвы н асы щ аю тся и градиент почвенной
28
влаги способствует дви ж ени ю воды вниз через сухую почвенную
колонку. П ри высокой влагонасы щ енности почвы н ачин ается поверх­
ностный и почвенный сток. Таким об разом , почва, тран сф орм ируя
д ож д евы е осадки, регулирует д ож девой сток.
Д инам ическим (детерм инированны м ) считается такой процесс,
поведение которого во времени мож но определить точно, зн а я его
начальное состояние, стохастическим — процесс, поведение которого
во времени мож но предвидеть с некоторой вероятностью . П роцессы ,
участвую щ ие в ф орм ировании дож д евого стока, имеют к ак детерм ини­
рованную , т а к и стохастическую природу. К. детерм инированны м
процессам следует отнести влагоперенос в почве, испарение, тр ан сп и ­
рацию , перехват осадков растительны м покровом, почвенный и по­
верхностный сток. С тохастическую природу имеют осадки и кл и м а­
тические условия, определяю щ ие испарение и транспирацию .
Д л я описания детерм инированны х гидрологических процессов,
участвую щ их в ф орм ировании д ож д евого стока, могут быть использо­
ваны модели, ап робирован н ы е по резул ьтатам стационарны х исследо­
ваний [Ч еботарев, 1981; Трубихин, 1983; Епихов, 1985]. Н иж е
приводятся основны е уравнения, описы ваю щ ие динам ику гидрологи­
ческих процессов:
поверхностный склоновы й сток:
п(Х) 1
(1-3)
почвенный сток:
(1.4)
вертикальны й влагоперенос в почве:
дв _ _й_Г к
ду
[K (e )-g --K (e )]-S (z ,
dt
дг
дг
t)-F (z,
ty,
(1.5)
тран сп и рац ия:
( 1.6)
испарение:
(1.7)
и нф ильтрация:
ДО = [ * ( е ) - « ( в ) £ ] ж_ о ;
( 1. 8 )
приток воды к почвенной верховодке:
L
V (t)= \F{z,
О
t) dz\
(1.9)
задержание осадков растительным покровом:
А/.
-g- = 0,75а (0 -
4,9 • 10 ~ 5 exp (s - с);
водопроницаемость почвы:
( 1 . 12)
потенциал почвенной влаги:
(1.13)
начальны е условия:
Q{x, < = 0 ) = 0 ; q ( x , < = 0 ) = 0 ; 0 ( z , < = 0 ) = © H(z );
(1.14)
граничные условия:
Q = (X=0,
0=0;
? (* = 0 , /)= 0 ;
а(0 - Е < 0 - - § - К < е ) . ( 1
дв
~
] г = , = 0; (1.15)
(1.16)
где Q (x , <) — расход поверхностного стока; п ( х ) — ш ероховатость
поверхности по М аннингу'; is (x) — уклон поверхности; a ( t ) — интен­
сивность осадков; / (t) — инф и льтрац ия; q (х, t) — расход почвенного
стока; V(t ) — интенсивность притока гравитационной влаги к поч­
венной верховодке; ц — пористость почвы; в (z, t) — о б ъ ем н ая в л а ж ­
ность почвы; /С (6) — водопроницаем ость почвы; Ч 'Ч в) — потенциал
почвенной влаги; S ( z , t) — интенсивность поглощ ения влаги корне­
вой системой растений из единицы объем а почвы; F ( z , t) — интен­
сивность о б р азо в ан и я гравитационной влаги в единице объем а
почвы; T ( t ) — тран сп и рац ия; d ( t ) — деф ицит влаж н ости воздуха;
R — глубина распространения корней; Ч ^з — потенциал влаж ности
зав яд ан и я; E ( t ) — испарение с поверхности почвы; 0 S — м акси м ал ь­
н ая влагоем кость почвы; L — мощ ность рассм атри ваем ого слоя
почвы; 0 НВ — н аи м ен ьш ая влагоем кость почвы; c ( t ) — слой осадков,
зад ер ж ан н ы х растительностью ; s — м аксим альны й слой осадков,
зад ер ж ан н ы х растительны м покровом; 0 ВЗ — в л аж н о сть за в я д а н и я ;
К — коэфф ициент ф и льтраци и ; Р — д авлен ие б арб оти рован и я;
0 Н(z ) — начальны й проф иль влаж н ости почвы; х — пространствен­
н ая координата, н ап равл ен н ая вдоль поверхности склон а; z — верти ­
к ал ьн ая координата, н ап р ав л ен н ая вниз; t — текущ ее врем я; k {, k 2,
k 3 — константы. Гидрограф д о ж д е в о го стока в зам ы каю щ ем створе
водосбора рассм атр и вается как сум ма поверхностного и почвенного
стока.
О тличительная особенность модели (1.3) — (1 1 6 ) — д етальн ое
воспроизведение динам ики элем ентов гидрологического цикла. В к а ­
честве примеров ее использован и я п роан али зирован ы процессы по­
верхностного и почвенного стока в течение двух летних сезонов
с одинаковы м количеством вы павш их осадков. В первом случае
дож ди вы падали часто, но с небольш ой интенсивностью , во втором —
имели место редкие ливневы е осадки. О чевидно, что осадки с низкой
интенсивностью не способны сф орм ировать поверхностный сток, но
при этом м ож ет о б р азо в ать ся небольш ой почвенный сток в результате
насы щ ения почвы влагой. С другой стороны, высокоинтенсивные
ливневы е осадки в состоянии обеспечить высокие расходы п оверх­
ностного и почвенного стока. П олучается, что за летний сезон при
одном и том ж е количестве осадков форм ирую тся разли чн ы е объемы
поверхностного и почвенного стока в зависим ости от х ар ак тер а
вы падения осадков.
М одель хода осадков как случайного процесса, р азр а б о та н н ая
нами ранее [Ч еботарев, 1983], хорош о описы вает распределение
суммы осадков з а лю бой период времени. В модели непреры вно
воспроизводится д ва физически разн ы х временных п арам етра: про­
долж ительность д о ж д я tR и длительность бездож дного периода tB.
С лучайные величины tR,tB, a ( t ) предполагаю тся статистически н е за ­
висимыми. П р акти ческая р еа л и за ц и я модели п о к аза л а, что число
дож дей, наблю даем ы х з а несколько лет, д ает весьма точную оценку
парам етров временного хода осадков. К а ж д а я из случайны х величин
tR, tB, a ( t ) описы вается п оказательной функцией распределения:
F ( t B) = 1 — е х р ( —M s ) ;
(1.17)
F ( t R) = 1 — е х р ( —
(1.18)
F ( a ) = 1 — е х р ( —Я3а ) ,
(1.19)
где А.1, Я,2, Х,з — парам етры , обратны е по значению м атем атическом у
ож иданию случайны х величин. В систему уравнений (1.3) — (1.16)
входит ещ е одна сл у ч ай н ая величина, оп ред еляю щ ая ход испарения и
транспирации: деф ицит влаж н ости воздуха, который, как п р ед п о л ага­
ется, имеет норм альное распределение
( 1.20)
где т и о — м атем атическое ож и дан ие и средн еквадратическое
отклонение случайной величины.
Таким образом , дин ам ика процессов дож д евого стока на водосборе
воспроизводится системой уравнений (1.3) — (1 .1 6 ). И х реш ение
требует зад ан и я временного хода осадков и д еф ицита влаж н ости в о з­
духа. Д л я этого м ож ет быть использован метод М он те-К арло, с по­
мощью которого р азы гр ы вается вероятность п оявления случайны х
величин tB, t R, a ( t ) и d ( t ) . В и нтервале 0 — 1 генерируется случайное
число, принимаемое за значение функции F ( t B) . И з уравн ен ия (1.17)
находится соответствую щ ее значение аргум ента t B. З а
период t B
величина a ( t ) = 0 . Генерируется второе независим ое случайное число,
которое явл яется значением функции F{ t x) . С помощ ью уравнения
(1.18) оты ски вается величина t R. З атем генерируется t R независимых
случайных чисел, представляю щ их собой значения функции F ( а ) .
И з уравнения (1.19) определяю тся величины a ( t ) , п ослед ователь­
ность которых описы вает ход осадков за период
П осле этого цикл
расчетов повторяется. Генерация случайны х независимы х чисел
п родолж ается до тех пор, пока не будет выполнено равенство
Ar= 4 + 4 + * i + ^ + . . - -He-Wfe, где / — ц ел ая перем енная; N — пе­
риод времени, за который рассм атр и в ается до ж д евой сток на водо­
сборе. Тогда генерируется N независимы х случайны х чисел, каж д ое
из которых поочередно п одставляется в уравн ен ие (1.20) д л я получе­
ния временного хода деф и ци та влаж н ости воздуха. И м ея a ( t ) и
d ( t ) , с помощью уравнений (1.3) — (1.16) м ож но воспроизвести
динам ику ф орм ирования стока на водосборе, в результате чего
рассчитать гидрограф д ож д евого стока в зам ы каю щ ем створе водо­
сбора. По ги дрограф у м ож но определить лю бые гидрологические
характеристики, наприм ер м аксим альны й расход и слой дож девого
стока. О б р ащ аясь вновь к методу М он те-К арло, м ож но разы грать
новые последовательности a ( t ) и d ( t ) и, реш ив систему уравнений
(1.3) — (1 .1 6 ), в конечном счете получить новые гидрограф ы д о ж д е ­
вого стока. Этот процесс мож но повторить м ногократно и в результате
получить длительны е ряды гидрологических характеристик.
Р а зр аб о тан н ая динам ико-стохасти ческая модель гидрологических
процессов ф орм ирования стока проверена на данны х эксперим енталь­
ных наблю дений на водосборах П одмосковной воднобалансовой
станции. В качестве объектов исследований вы браны эксперим енталь­
ные водосборы Беззубовский (полностью облесен, п лощ адь 2,69 км2)
и Л огиновский (безлесны й, площ адь 1,43 км2). П одробное описание
территории водосборов и методики гидром етеорологических н аблю де­
ний излож ены в работе «М атериалы . . .» [1975]. П о модели получены
длительные статистические ряды слоя д ож д евого стока з а летний се­
зон и максимальны е среднесуточны е расходы .
Д л я водосборов Б еззубовский и Л огиновский методом М онтеК арло через величины a ( t ) и d ( t ) и реш ение системы уравнений
(1.3) — (1.16) д л я 1000 летних сезонов получены функции расп реде­
ления слоя осадков за летний сезон, сл оя дож д евого стока и м акси ­
мальных расходов воды (рис. 1.2). Р ассч и тан н ая ф ункция расп реде­
ления дож девого стока позволяет определить характери сти ки стока
практически лю бой обеспеченности н ал есн ом и безлесном водосборах.
В качестве прим ера рассмотрены характери сти ки стока с лесного и
безлесного водосборов в годы экстрем альной водообеспеченности.
П од экстрем альны м и ситуациям и поним аю тся таки е собы тия, которые
имеют место 1 р аз в 100 лет. Их м ож ет быть д ва: первое — засу ш л и ­
вый период, которому соответствует вероятность появления, р ав н ая
0,01; второе — сильные наводнения с вероятностью появления 0,99.
В засуш ливы й период с вероятностью п оявления 1 р аз в 100 лет при
слое осадков за летний сезон 80 мм на безлесном водосборе Л оги н ов­
ский дож девой сток отсутствует, а на лесном водосборе Беззубовский
32
Рис. 1.2. Функции распределения осадков з а летний сезон ( а ) , слоя дождевого стока (б )
и максимальных расходов воды (в ) на Беззубовском ( / ) и Логиновском (2 ) водо­
сборах.
слой стока со ставл яет не более 0,5 мм. В период катастроф ических
наводнений с повторяемостью 1 р аз в 100 лет слой осадков з а этот
период составл яет 351 мм. П ри этом слой стока на безлесном
водосборе достигает 42 мм, а на лесном — 35 мм. М аксим альны е
расходы воды на безлесном и лесном водосборах составляю т соответ­
ственно 325 и 153 л /с . П олученны е данны е свидетельствую т о п оло­
ж ительной роли л еса при ф ормировании д ож д евого стока на водо­
сборе в годы с экстрем альной водообеспеченностью .
С истема уравнений (1.3) — (1.20) м ож ет быть использован а не
только д л я оценки стока с лесны х водосборов. Ее мож но применить и
д л я м оделирования структуры водного б ал ан са почвы под лесом и на
безлесны х участках. У равнение водного б ал ан са д л я почвенной
колонки конечной глубины в одномерной схем атизации имеет вид
R — C~Q=E+T+G+AS.
(1.21)
В этом уравнении приходными составляю щ и м и б ал ан са являю тся
( R — С— Q ), расходны ми — ( Я + Г + С ) . С помощ ью системы у р ав н е­
ний (1.5) — (1-20) м ож но рассчитать все составляю щ и е уравн ен ия
(1.21) д л я конкретного пром еж утка времени т:
( R — C — Q) =
J [ a ( 0 - c ( 0 - Q(t)]dt;
о
( E + T + G ) = ] [ E ( t ) + T ( t ) + V(t)]dt;
о
L
AS = ^ [0(z, t ) — 6 (z )]d z .
о
Аналогично реш ению системы уравнений (1.3) — (1-20) при полу­
чении длинного р яд а гидрологических характери сти к мож но прим е­
нить подобный алгоритм д л я р асчета длительны х рядов элементов
водного б ал ан са. Т ак ая з а д а ч а у ж е р еш ал ась нами [Ч еботарев,
1983].
У равнение водного б ал ан са почвы (1.21) м ож ет р ассм атри ваться
как с детерм инированной точки зрен и я, так и с вероятностной.
В данном случае все зави си т от того, в каком м асш табе времени
рассм атриваю тся элементы водного б ал ан са. Н априм ер, при изучении
водного б ал ан са з а минутные или часовы е интервалы св язь м еж ду
элементами водного ба л а н са имеет детерминированны й характер и
а
б
&—21t3
& = S 1 ,1
Рис. 1. 3. Структура водного балан са дерново-подзолистых почв под елово-листвен­
ными насаждениями в годы экстремальной водообеспеченности (в мм) в засуш ли­
вый период (а ) и период повышенного увлаж нения (б ).
R — осадки; Р — перехват осадков растительностью; Т — транспирация, 7> и Ts — транспи­
рация за счет влаги осадков и почвенных запасов соответственно; Е — испарение; £/? и
E s — испарение за счет влаги осадков и почвенных запасов соответственно; Q — поверх­
ностный сток; G — отток влаги из почвы к грунтовым водам; G r и G s — отток за счет влаги
осадков и почвенных запасов соответственно.
описы вается системой уравнений (1.5) — (1 .1 6 ). П ри рассмотрении
годовых (или сезонных) значений в многолетнем аспекте м еж ду
этими элем ентам и устан авл и ваю тся вероятностны е связи . В самом
деле, м еж ду испарением в текущ ем и предыдущ ем году никакой
детерм инированной зависим ости бы ть не мож ет. С корее всего э л е ­
менты водного б а л а н с а з а сезонны й интервал времени следует р ас­
см атривать как случайны е собы тия. Это вы текает из того, что н евоз­
м ож но
дать
одн озн ач н ы й
прогноз
о
структуре
водного
балан са
в последую щ ие годы. Такую оценку мож но получить только с опреде­
ленной степенью вероятности, из чего, видимо, вы текает случ ай ная
природа связи м еж ду элем ентам и водного б ал ан са почвы, р ассм атр и ­
ваемых з а длительны е интервалы времени.
И сходя из правил теории вероятностей, составляю щ и е водного
б ал ан са (1.21) п редставляю т собой совместные собы тия. О бозначим
через F ( x ) вероятность появления собы тия х. Тогда уравнение
водного б ал ан са почвы (1.21), согласно теореме слож ени я вероятн о­
стей совместных событий, м ож но зап и сать в виде
F { R — С — Q) = F ( E + T + G ) + F ( A S ) — F { E + T + G ) • F ( A S ) . (1.22)
С помощью м етода М он те-К арло и системы уравнений (1.5) — (1.16)
разы гры ваю тся все функции распределения, входящ и е в уравнение
(1 .22). В качестве объекта исследований вы бран И стринский л есо ­
гидрологический стационар, располож енны й в зоне дерн ово-подзоли ­
стых почв с елово-лиственны ми древостоям и. Д л я условий этого с т а ­
ционара рассчиты валась структура водного б а л а н с а почвы в р азл и ч ­
ные климатические ситуации (рис. 1.3). В структуре расходны е
составляю щ ие водного б ал ан са Е, Т, G расчленены в зависим ости
от того, как в л ага осадков и почвенных зап ас о в расходуется на эти
составляю щ ие. Д л я этого и сп ользован а м етодика работы [Ч еботарев,
Соловьев, 1986]. В засуш ливы й период при сумме осадков за летний
34
сезон 93 мм на испарение и транспирацию и зрасход ован о соответ­
ственно 58 и 198 мм. П ричем сущ ественную долю в расходны е со став ­
ляю щ ие вносят почвенные в л аго зап асы . В период повыш енного
увлаж нения экстр ем ал ьн ая сум м а осадков з а летний сезон достигает
437 мм. Этой влаги достаточно не только д л я восполнения расходны х
составляю щ их водного б ал ан са, но и д л я об р азо в ан и я поверхностного
стока (43 мм) и пополнения зап ас о в почвенной влаги (21 м м ).
Таким образом , полученные результаты м оделирования экстр е­
мальных гидрологических характери сти к свидетельствую т о перспек­
тивности динам ико-стохастических моделей. П одобного рода модели
даю т возм ож ность оценить поведение гидрологической системы
в экстрем альны х по водообеспеченности си туац и ях, используя при
этом данны е наблю дений воднобалансовы х станций.
1.4. УЧЕТ ЛЕСИ СТО СТИ П РИ М О Д ЕЛИ РО В А Н И И
ВОДНОГО БАЛАНСА
В СИСТЕМЕ АТМ ОСФЕРА— ПОВЕРХНОСТЬ СУШИ
Д л я крупных территорий, соизмеримых с разм ерам и элем ен тар­
ных ячеек сетки моделей, с достаточно равномерны м чередованием
лесных м ассивов и безлесны х участков мож но, очевидно, зап и сать
следую щее соотнош ение:
(1.23)
где а — коэффициент лесистости в долях единицы; P lo> E oh, Еи —
соответственно осадки, испаряем ость и испарение над лесными
м ассивами; Рп, E oU, E f. — соответственно осадки, испаряем ость и
испарение над безлесны ми участкам и . П од безлесны ми участкам и
будем понимать все виды подстилаю щ ей поверхности (поле, луг,
почва и т. д .), исклю чая лес. Таким образом , система соотнош ений
(1.23) в интегральной ф орме учиты вает воздействие леса на осредненные по достаточно больш ой площ ади величины Р, Е 0 и Е.
Естественно, только в степной зоне Plt—>~P, E oli->E0 и Еи-+Е.
В лесной ж е зоне осадки, и спаряем ость и испарение н ад лесными
и безлесными участкам и в теплый период могут зам етн о разл и ч аться.
Зимой эти разл и чи я вы раж ены значительно слабее.
Д л я оценки P!t и Е о!. могут быть использованы результаты , полу­
ченные при численном м оделировании кли м ата. В воднобалансовы х
исследованиях мож но и спользовать д ан ны е со стандартной сети
метеорологических станций, но они, как правило, располож ены
вблизи населенны х пунктов на безлесны х уч астках и отр аж аю т
особенности ф орм и рован ия испаряем ости и вы падения осадков лиш ь
над безлесными территориям и.
Д л я определения E ii ц елесообразно и сп ользовать уравнение связи
м еж ду водными б ал ан сам и атм осф еры и поверхности суш и [М али ­
нин, 1984], которое применительно к безлесны м территориям д л я
среднемноголетних месячных периодов времени м ож ет бы ть зап и сан о
в следую щ ем виде:
— некоторая ф ункция, за в и с я щ а я от географ ической зоны.
Если р ассм атр и вать лесопокры ты е территории, то в этом случае
в данное уравнение связи необходимо вводить ф а зу р азв и ти я д р ев ес­
ной растительности Ф, которая сущ ественным об р азо м влияет на
процесс испарения, т. е.
где
(1.24)
Очевидно, нет необходимости в уравнении связи (1.24) учиты вать
таксационны е характери сти ки лесного п окрова (состав леса, его
возраст и бони тет), роль которы х ум еньш ается с увеличением пло­
щ ади лесных массивов. Что ка сае тся ф азы , то ее учет мож ет быть
осущ ествлен следую щ им образом .
Р аздели м весь вегетационны й период на три п ром еж утка времени,
в течение которых процесс испарения яв л яется относительно одно­
родным: от н ач ал а вегетации до наступления ее наиболее активной
части ( I ) ; наиболее ак ти в н ая (м ак си м ал ьн ая ) вегетаци я ( I I ) ; от
конца максим альной вегетации д о ее полного окончания ( I I I ) . В I и
III периоды, характери зую щ и е зам едленную вегетацию , и сп аряе­
мость обычно значительно п ревы ш ает испарение над лесом, в то время
как в течение активной вегетации испарение бли зко к испаряемости.
Поэтому применительно к уравнению (1.24) весь вегетационны й
период м ож ет быть условно разд елен на д ве ф азы : активной и
зам едленной вегетации. В качестве критерия, разграни чиваю щ его
фазы , мож но приближ енно принять величину | ; 0= £ fo/ £ of = 0,90.
И сходя из ан ал и за эксперим ентальны х оценок испаряем ости и
осадков н ад лесом [Р аун ер, 1972; Ф едоров, 1977], м ож но предполо­
ж ить наличие следую щ его равен ства:
(1.25)
которое озн ачает, что коэф ф ициент испаряем ости в лесной зоне
является практически инвариантны м по отнош ению к лю бом у виду
подстилаю щ ей поверхности, будь то поле, п аш н я, л у г или лес.
Если, наприм ер, принять д л я среднем ноголетнего годового пе­
риода приближ енны е равен ства Eol= R o(./L, E ofo= R oh/ L ( R of. и R oh —
соответственно величины радиационного б ал ан са безлесны х участков
и лесных м ассивов при условии их достаточного у в л аж н ен и я) [Будыко, 1978], то вы раж ен и е (1.24) приобретает вид PfJ Ри= Rofo/ R oh.
С огласно полученному уравнению в среднем з а год превыш ение
осадков над лесом соответствует аналогичном у превыш ению р а д и а ­
ционного б ал ан са лесны х м ассивов н ад безлесны ми участкам и.
И спользуя карты величин R ofo [Р аунер, 19721 и R„, [Еф им ова,
1977], мож но определить их отнош ение v = R Of0/ R Ofr На территории
36
ETC v варьирует в сравн и тельно малы х пределах (1,06— 1,10) и имеет
тенденцию к некоторому увеличению при возрастани и коэф ф ициента
испаряемости Е0/ Р . У казанны е оценки v хорош о согласую тся с экс­
периментальными данны ми влияния л еса на осадки [Р ахм ан ов,
1962; Осипов, 1967; Ф едоров, 1977].
С другой стороны, р ассм атр и в ая внутригодовое расп ределе­
ние осадков н ад лесом, имеет место следую щ ее соотнош ение:
где n i + « 2 + « 3 = 1 2 . В этом вы раж ен и и первое слагаем ое озн ач ает
превыш ение тверды х осадков н ад лесом по сравнению с полем ( п i —
продолж ительность периода вы падения тверды х осадков в м есяц ах ),
второе — превыш ение ж идких осадков над лесом при X f = E 0[ . / P f . ^
< 1 ,2 2 , третье — превыш ение ж идких осадков н ад лесом при
Х[. >\ ,22. Величины vs и v, м ож но принять приближ енно постоянными
и равными соответственно 1,03 и 1,08, а третье слагаем ое представим
в виде линейной функции v ' = a o + a i ^ (, где коэффициенты ао и ai
определены обратны м методом. Численны е зн ачен ия ао и а\ составили
соответственно 0,10 и 0,96.
И сходя из этих оценок, д л я теплого периода мож но зап и сать
следую щ ее вы раж ение:
которое позволяет предвы числить осадки н ад лесопокры той терри то­
рией.
К ак известно, под сум марны м испарением с л еса обычно пони­
мают сумму испарения под пологом л еса
испарения зад ер ж ан н о й
кронами деревьев части атм осф ерны х осадков Ея и транспирации
древесной растительности Е т: Е 1о= Е п-\-Е3-{-Ет. В период активной
вегетации тр ан сп и рац ия составляет сущ ественную ч асть сум марного
испарения и определяется практически лиш ь клим атическим и ф ак то ­
рами. В связи с этим для условий избы точного и достаточного
увлаж н ен и я относительное увлаж н ен и е над лесом у ^ мож но п ред ста­
вить линейной функцией вида y f = — 1 + а ^ Л ^ (если ^ < 1 , 2 2 и
рассчиты вается по ф ормуле Xh = E ofJ P fo) . И сходя”из эксп ери м ен таль­
ных исследований [М олчанов, 1963; Ф едоров, 1977], мож но полагать,
что коэф ф ициент а1о близок к 1. Д л я зон хвойных и см еш анны х лесов
примем а1о— 0,97, а д л я зоны лиственны х лесов и лесостепи —
aio= 0,92.
У читы вая близкое зал еган и е грунтовы х вод к поверхности и н ал и ­
чие у древесной растительности мощ ной корневой системы, есте­
ственно допустить, что сум м арное испарение с л еса лим итируется
зап асам и почвенной влаги не в такой степени, как испарение с б езл ес­
ных участков. П оэтому функцию Wfo при недостаточном увлаж нении
мож но определить из условия, что она зан и м ает некоторое п ром еж у­
точное полож ение м еж ду д вум я предельны ми случаям и: а) полное
отсутствие лим итирования в л аго зап ас ам и процесса испарения,
при котором 7 fo= — l+ O f0Xf0; б) лим итирование процесса испарения
вл аго зап асам и , ан алогичное безлесны м территориям . Это позволило
описать функцию
при недостаточном увлаж нении следую щ им
вы раж ением : ylo= a Q-\-a\ In X h (если Х/о> 1 ,2 2 ) . Д л я зон хвойных
и смеш анны х лесов а 0= —0,07, a t= 1,26, а д л я зоны лиственны х лесов
и лесостепи а 0= —0,11, « 1 = 1 ,1 7 при Xfo= X fr
В период зам едленной вегетации тран сп и рац и я у ж е в больш ей
степени зави си т от биологических ф акторов. В первый м есяц в егета­
ции она обычно м ала, в резул ьтате чего испарение с л еса о казы в ается
меньше испарения с окруж аю щ и х безлесны х участков, т. е. Y/0<Y /c
О днако с увеличением рад иационного притока теп ла величина Efo,
а следовательно, и у1о бы стро увеличиваю тся. П осле окончания
активной вегетации тран сп и рац и я опять станови тся незначительной,
в результате чего испарение падает.
П оскольку испарение во всех природных зон ах (хвойных, см еш ан ­
ных, лиственны х лесов и лесостепи) при зам едленной вегетации
р азли чается незначительно, то нет см ы сла диф ф ерен ц ировать зоны
меж ду собой. П оэтому ф ункция Ч^0 м ож ет бы ть описана вы раж ением
Y/0= — 1 + 0 ,7 6 ^ ., из которого следует, что относительное увлаж н ен и е
линейно зави си т от коэф ф ициента испаряем ости к ак в условиях
достаточного, т а к и недостаточного у вл аж н ен и я.
В холодный период испарение с хвойных лесов (в основном за
счет испарения зад ерж ан н ы х кронами д еревьев тверды х осадков)
примерно на 25 % выш е, чем испарение на безлесны х уч астках
[Ф едоров, 1977]. И спарение с лиственны х лесов м ало отличается от
испарения на безлесны х участках, поэтому приближ енно примем
Esfo— cEsfi. Д л я зон хвойных и см еш анны х лесов с— 1,25, а д л я зоны
лиственны х лесов и лесостепи с = 1,00. И спарение в холодный период
(н оябрь— м арт) с безлесны х участков м ож ет быть определено с по­
мощью эмпирических формул П. П. К узьм ина: E sl= (0 ,18-\-Ь\и)
(es— е) \ E sf. = (0,24-\-b2u ) d , где и — скорость ветра на уровне 10 м,
es и е — упругость водяного п ар а на поверхности снега и на уровне
2 м соответственно; Ь\ и Ь2 — региональны е парам етры , м еняю щ иеся
по территории.
Н едостатком первой из этих формул яв л яется не очень надеж ное
определение величины es. Кроме того, все входящ ие в указанны е
формулы парам етры являю тся мгновенными или, в крайнем случае,
еж едневны ми величинами, что не очень удобно при климатических
расчетах. Н априм ер, при осреднении второй из этих формул во
времени имеем следую щ ее вы раж ен и е: E sh— b2U d + b 2u' d'-\-0,24d,
в котором п о явл яется дополнительны й член ( ' ) , обусловленный
корреляцией скорости ветра и деф и ци та влаж н ости . В связи с этим
более удобной д л я оценки испарения п ред ставл яется следую щ ая
формула: Es f= a \ d 2-\-a2du, где а\ — коэф ф ициент эф ф ективности
испарения, зави сящ и й от тем пературны х условий и от повторяемости
оттепелей; а 2 — ветровой коэффициент, учиты ваю щ ий относительное
влияние скорости ветра на процесс испарения. У становлены числен38
ные значения этих коэффициентов для ЕТС. З а п а д н ее линии А р­
хангельск— В о л о гд а— Г орький— П е н за — В олгоград д л я н о я б р я —
февраля a i = 1 3 , а 2= 1,6, д л я м арта ai = 5, a 2= l , 6 . Восточнее этой
линии д л я н о яб р я— ф ев р ал я a i = 11, а 2— 1,3, д л я м арта a i = 5 , a 2= 1,3.
Заметим так ж е, что д л я холодного периода обычно принимаю т
Esfl= E oll, т. е. равен ство испарения испаряем ости.
Д л я расчета величины Eofl в теплый период использован модифи­
цированный вар и ан т ком плексного м етода М. И. Буды ко [1971].
Как известно, этот метод предусм атривает определение тем пературы
деятельной поверхности tlu из уравн ен ия теплового б ал ан са суши
в виде
Rof- B , = L 9D ( q s- q ) + ( p C pD + 4 S e t 3)
(1.26)
где Bf. — поток теп ла в почву; а все остальны е обозначения об щ е­
принятые. Р ассчи тав Rnl, по данны м о тем пературе воздуха, в л а ж ­
ности, бал л у облачности [Е ф им ова, 1977] и Bf. по годовой ам плитуде
температуры [Буды ко, 1971], з н а я t и q из метеорологических
наблюдений, а т а к ж е уч и ты вая в заи м о св язь tla с es по известной
235 + <(
формуле М агн уса es = 6,11 • 10
“,
из уравн ен и я (1.26)
можно найти величины t la и qs.
Решение уравнения (1.26) обычно осущ ествл яется с помощ ью
последовательны х приближ ений (м етода и терац и й ), что при м ассо­
вых расчетах созд ает определенные затрудн ен ия. П оэтому восполь­
зуемся более экономичным способом реш ения уравн ен ия (1.26).
Поскольку в клим атологических расчетах д остаточн о уверенно
можно считать D = c o n s t (D = 0 ,6 3 с м / с ) , тем пературу воздуха, по ко­
торой определяется эф ф ективное излучение, принимать постоянной и
учитывать численные зн ач ен и я других констант, то граф ическое
решение уравнения получится в виде кривой. Ее аналитический вид
может быть получен, наприм ер, при аппроксим ации степенным полит
номом t[ = £ A kZ?, где А к — коэффициенты полинома; m — п оказа“ *= о
тель степени; z = R of.— В ^-(-30е+26Л С высокой степенью точности
(ош ибка аппроксим ации 0,00019 °С) мож но огран и чи ться т = 3.
Тогда зави си м ость t : от z имеет вид / , = 4 , 8 4 • 10~ 2+ 2 ,7 8 • 10~2.z—
— 7,32 • 1 0 - 422+ 9 ,8 5 • 1 0 - 6z 3.
Вследствие нелинейности формулы М агн уса возникаю т дополни­
тельные трудности определения осредненных значений es, обуслов­
ленные тем, что из уравн ен ия (1.26) находим не мгновенные, а ср ед ­
ние за некоторый период (м есяц) зн ач ен и я tla. В связи с этим при
оценке величин es по средним зн ачен иям необходимо учиты вать д о ­
полнительный член, обусловленны й временной корреляцией тем п ера­
туры и влаж н ости и назы ваем ы й поправкой О льдекопа, т. е.
ё , = Ш З = Щ + М . ) , гДе f(ja) — п оправка О льдекоп а. В результате
изучения эксперимент а л ь ных данны х было получено следую щ ее
соотнош ение: es = l , 0 7 f(tt ) + 0 ,0 6 , которое в неявном виде учиты вает
поправку О льдекопа.
Рис. 1. 4. Распределение соотношения Я /„ / Pf, (а ) и испарения (в мм) над лесопокры­
тыми территориями (б ) для среднегодовых условий на европейской территории СССР.
И сходя из основной ф ормулы ком плексного метода £<>/,=
= pD(qs~ q ) и принимая во внимание, что р = 1276(1— а /)р 1 0 0 0 - 1 ,
где р — давление воздуха, а = 2 7 3 ~ \ получим
°h
( 12,96(1 — at ) ( e s — е),
|l 3 , 3 9 ( l — a t ) ( e s — е),
если т = 30,
если т = 31
(E0j„ м м /м ес; t, °С; т — период наблю дений, с у т ).
Р ассм отрен н ая схема предвы числения испарения и осадков над
лесопокрытыми территориям и бы ла р еал и зо в ан а на ЭВ М примени­
тельно к европейской территории страны . П ри этом в качестве основ­
ной пространственной единицы принята ад м и н и страти вн ая область.
О днако если разм еры последней превы ш али 8- 104 км2, то она раз40
б ивалась на д в а рай он а, если были более 12- 104 км2, то — на три
района, которые считались сам остоятельны м и пространственны м и
единицами. И сходными данны ми д л я теплого периода послуж или
среднемноголетние месячные зн ач ен и я тем пературы , влаж н ости в о з­
духа, облачности (в б а л л а х ), осадков с п оправкам и к п оказан и ям
осадком ера, приведенные в соответствую щ их «С правочниках по кл и ­
мату С С С Р», а д л я зимнего периода — деф ицит влаж н ости , скорость
ветра и осадки.
И сходя из р езультатов расчетов б ы ла построена серия карт,
хар актер и зу ю щ ая внутригодовое и годовое распределение испарения
и осадков над лесопокры ты ми территориям и (рис. 1.4). Н а рис. 1.4, а
представлены величины v, характери зую щ и е превы ш ение годовых
осадков над лесом по сравнению с безлесны ми уч асткам и . Н етрудно
видеть, что над лесом осадков вы п ад ает в среднем на 5 — 10 %
больш е, причем н ад больш ей частью ЕТС распределение величин
v весьма однородно и очень незначительно увели чи вается к югу.
Н апример, величины v от К арелии до К арп ат увели чи ваю тся всего
на 2 % . Н аибольш ие градиенты v отм ечаю тся в В олго-Вятском
районе, что обусловлено п реж де всего больш ими пространственным и
градиентам и осадков.
К ар та испарения з а год н ад лесопокры ты ми территориям и (см.
рис. 1.4, б) в общ их чертах удовлетворительно согласуется с а н а л о ­
гичной картой Ю. Л . Р ау н ер а [1972]. О днако сущ ествую т и опреде­
ленные различия. Н а карте Ю. Л . Р ау н ер а район м аксим альны х
значений испарения, превы ш аю щ их 650 м м /го д , сосредоточен над
югом Белоруссии и севером У краины. Н а наш ей карте м аксим альное
испарение, превы ш аю щ ее 600 м м /го д , охваты вает более обш ирную
территорию : всю Белоруссию (исклю чая Витебскую о б л .), северную
и западную части Украины, больш ую ч асть Ц ентральночернозем ного
района.
Н аибольш ие р азли чи я в оценках испарения по двум этим картам
д л я указан ны х территорий не превы ш аю т 50 мм, что составляет
менее 10 % . Это свидетельствует о надеж н ости рассм отренной схемы
предвы числения испарения н ад лесопокры ты ми территориям и.
Соотнош ение испарения с леса и безлесны х участков у ста н а вл и ­
вается из уравн ен ия связи м еж ду водными бал ан сам и атм осф еры
и поверхности суш и д л я среднегодовы х периодов времени и безлесны х
территорий:
Ef
Pf
( — 1 -|- 0,9х^,
Xf ^
k,
(1.27)
{
где Qf. — речной сток; k — п арам етр, разграни чиваю щ ий условия
избыточного и достаточного увлаж н ен и я (fe = 0 ,7 8 ); th — гиперболи­
ческий тангенс.
_ И з вы раж ен и я (1.27) следует, что нижним пределом при E ojJ
/ P f = 0 служ ит_коэф ф ициент стока Q ;./P f.= — 1, а верхний предел
Qf./Pf.^-O при Eol. / Pfi-+ оо. В условиях избы точного у вл аж н ен и я го­
довое испарение практически линейно зави си т от испаряем ости, в то
врем я как при прочих условиях у в л аж н ен и я испарение нелинейным
образом зави си т от ком плекса ф акторов: испаряем ости, осадков и
влаж ности почвы, которая м ож ет быть вы р аж ен а через отнош ение
Pf./Eo!. [К улаков, 1975; В олобуев, 1983].
С другой стороны, годовое испарение с л еса (см. рис. 1.4, б) мож ет
быть вычислено с высокой степенью точности (стан д ар тн ая ош ибка
4 м м /го д ) на основе следую щ его соотнош ения:
— 1 + 0,96 x fi,
— 0,67 + 0,537*fi,
0
Xf
fe,
k < x f. < /,
1 < x fj < m,
m < X;4 ^ n,
(1.28)
— 1 + 1,14хГ 0'15 th X,,
— 0,05,
где k, I, т, п — парам етры , соответствую щ ие условиям избыточного,
42
достаточного, переменного и недостаточного у в л аж н ен и я ( £ = 0 ,7 8 ;
/= 1 ,0 ; т = 1,34); п — критическое значение у в л аж н ен и я, при кото­
ром лес теряет способность к активной тран сп и рац ии ( п = 1 ,6 0 ) . О с­
новной причиной такой диф ф еренциации у в л аж н ен и я явл яется
уровень зал еган и я грунтовых вод.
В интервале [0, k ] , соответствую щ ем зоне хвойных лесов и ч а ­
стично зоне смеш анны х лесов зап ад н ой части ЕТС (П ри б ал ти ка,
северо-западны е области Р С Ф С Р ), годовое испарение с л еса, т а к ж е
как и на безлесны х участках, оп ределяется лиш ь испаряемостью .
Это обусловлено достаточно близким зал еган и ем грунтовы х вод к по­
верхности, поэтому лес расходует на испарение столько влаги,
сколько позволяю т энергетические ресурсы, т. е. испаряем ость.
В интервале [k, /] , характери зую щ ем оставш иеся районы см е­
ш анных лесов и больш ую часть зоны лиственны х лесов, испарение
уж е зави си т от двух ф акторов: испаряем ости и осадков, причем,
учиты вая примерное соответствие указан н ы х ф акторов, изменения
yfo происходят линейно.
И нтервал [/, т] свойствен преимущ ественно лесостепным р ай о ­
нам с достаточно глубоким зал еган и ем грунтовы х вод, где энергети ­
ческие ресурсы преобладаю т н ад водными (о с ад к ам и ). В этих усл о­
виях испарение лим итируется количеством вы павш их осадков,
в связи с чем рост y f отстает от роста E oSJPj . и зави си м ость имеет
нелинейный характер.
В и нтервале [т, п ] , соответствую щ ем условиям ув л аж н ен и я степ­
ной зоны, испарение практически не зави си т от энергетических р е­
сурсов и определяется количеством вы павш их осадков. П оэтому
мож но принять Yfo= c o n s t .
Г раф ик зависим остей (1.27) и (1.28) п редставлен на рис. 1.5, из
которого следует, что практически во всем д и ап азо н е изменений
Годовые нормы элементов водного баланса для лесопокрытых и безлесных
территорий некоторых административных областей ЕТС, мм
Область
Вологодская
Псковская
Минская
Брянская
Черниговская
Воронежская
Е о /Р
Pk
Рп
Ей
0,67
0,75
0,82
0,92
1,04
1,15
777
783
814
757
693
682
732
736
762
702
640
620
501
572
627
625
617
627
h
<?/.
Qli
P fJ h
E h /£ fi
Qu/ Q u
443 276 289
501 211 235
556 187 206
540 132 162
531
76 109
536
55
84
1,062
1,064
1,068
1,079
1,083
1,100
1,13
1,14
1,13
1,16
1,16
1,17
0,96
0,90
0,91
0,81
0,70
0,65
Т а б л и ц а 1.8
Водный баланс речных водосборов с разной лесистостью ( а ) , мм
Пери­
од,
мес
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
IV— X
XIпт
in
Год
Ветлуга (Воскресенское,
а = 0 ,7 0 )
Р П Ph
Р
£/,•
Eh
£
Волга (Углич, а==0,39)
ри
Ph
Р
Ч
Eh
Ока (Кашира, а =0,29)
£
рп
Ph
Р
Eh
Eh
Е
38 41 40 41 38 39 41 44 42 41 37 40 45 49 46 45 44 45
51 57 55 73 89 84 54 61 57 77 95 84 58 66 60 84 103 90
70 78 76 94 113 107 76 84 79 96 115 103 71 80 73 97 119 103
80 88 86 97 116 110 86 94 89 100 118 107 83 92 85 103 123 109
72 78 76 73 85 81 78 84 80 71 82 75 74 80 76 81 94 85
69 74 72 37 33 34 67 72 69 38 34 37 58 63 59 48 47 48
66 68 67 15 14 14 58 61 59 17 16 17 53 57 54 21 20 21
446 484 472 430 488 469 460 500 475 440 497 463 442 487 453 479 550 501
249 256 254 33 41 39 282 290 285 35 44 38 278 286 280 42 42 42
695 740 726 463 529 508 742 790 760 475 541 501 720 773 733 521 529 543
E of./Pj испарение с л еса п ревы ш ает испарение с безлесны х терри то­
рии. Х арактерны е зн ачен ия E j j E f . д л я некоторы х адм инистративны х
областей ЕТС, н аходящ и хся в различны х услови ях у вл аж н ен и я, при­
водятся в таб л. 1.7. Н апротив, речной сток с лесопокры ты х терри то­
рий несколько ниж е стока с безлесны х участков, поскольку превы ­
шение испарения с леса больш е превы ш ения осадков. И звестно,
что лес осущ ествляет внутригодовое регулирование стока: ум еньш ает
весенний и увеличивает меженный сток. У читы вая определяю щ ую
роль весеннего половодья в форм ировании годового стока крупных
рек с преимущ ественно снеговым питанием, годовой сток с безлесны х
территорий д олж ен быть несколько выш е стока с лесопокры ты х т е р ­
риторий.
И з табл. 1.8 мож но установить значительную роль, которую
оказы вает лесистость территории на ф орм ирование водного б ал ан са.
1.5. М ЕТОДЫ УЧЕТА ВЛИЯНИЯ
ЛЕСО ХО ЗЯЙ СТВЕНН Ы Х М Е РО П РИ Я Т И Й НА СТОК МАЛЫХ РЕК
В связи с быстрыми тем пам и р азв и ти я народного хозяй ства
С С С Р, приводящ ими к непреры вному увеличению потребления вод44
ных ресурсов различны м и его отраслям и , естественный водный реж им
и водный б ал ан с речных бассейнов претерпеваю т все больш ие и зм е­
нения. Эти изменения особенно велики на м алы х реках, где весь
сток расходуется на местные хозяйственны е нуж ды или на з а д е р ж а ­
ние на водосборах д л я повы ш ения урож айн ости сельскохозяй ствен ­
ных культур путем проведения агролесом елиоративны х работ, оро­
сительных и осуш ительных мелиораций.
Водный реж им м алы х рек очень тесно св язан с лан дш аф тн ой
структурой бассейна и поэтому д а ж е незначительное изменение
в лан дш аф те ср азу о тр аж аетс я на нем. М алы е реки более уязвим ы ,
чем средние и больш ие. О сновн ая причина состоит в практически
одновременном поступлении тал ы х и д ож д евы х вод со всей площ ади
водосбора в русло, в быстром прохож дении паводков и в пониженном
подземном питании рек в лесной зоне до полного его исчезновения
в степной зоне.
В последние годы в связи с проведением ком плекса м ели орати в­
ных работ (орош ение, осуш ение) гидрологический реж им м алы х рек
стал сущ ественно изм еняться. В Н ечернозем ной зоне Р С Ф С Р в р е­
зу л ьтате осуш ения п ереувлаж ненны х зем ель сток м алы х рек почти
полностью прекратился. М еж енны й сток м алы х рек ум еньш ается
вследствие заб о р а воды на орош ение. В засуш ли вы е годы вода
из некоторых рек р азб и р аетс я полностью , от чего и возни кает проти­
воречие м еж ду водо- и зем лепользователям и.
В н астоящ ее врем я наиболее прогрессивным в исследовании в л и я­
ния хозяйственной деятельности на сток является направление, осно­
ванное на применении ландшафтно-гидрологического принципа, по­
зволяю щ его р а зр аботать н аибол ее объективны е методы оценки влия­
ния каждого вида хозяйственной деятельности на сток и его характе­
ристики. Он позволяет познать ф изическую сущ ность процесса пре­
о б р азо ван и я условий ф орм и рован ия стока н а водосборах под в л и я ­
нием хозяйственной деятельности и осущ ествить его м оделирование.
У читы вая преим ущ ества д ан ного н ап равл ен и я исследований по
оценке влияни я хозяйственной деятельности на водны е ресурсы, р а с ­
смотрим принципиальны е основы методики учета п реоб разован и я
речного стока.
В типичных д л я каж д ой природной зоны л ан д ш аф та х (сельско­
хозяйственны е поля на богаре, на орош аем ы х и осуш аем ы х зем лях;
леса, лесны е полосы; урбан изи рован ны е территории) исследую тся
в заи м освязи изменений элем ентов водного б ал ан са, обусловленны х
хозяйственной деятельностью , с ф ак торам и , определяю щ ими их ф о р ­
м ирование (клим атическим и, почвенными, геоморф ологическими и
ги дрогеологи чески м и ). П ри этом са м а оценка влияни я хозяйственной
деятельности на элементы водного б а л а н с а осущ ествляется на основе
применения способов (регрессивный ан ал и з, эксперим ентальны е ис­
следования в полевых и лаб ораторн ы х условиях и д р .), основанны х
на сопоставлении резул ьтатов гидром етеорологических и гидрогеоло­
гических исследований различны х природных объектов (склонов,
пробных участков водосборов) д о и после п реоб разован и я водного
б ал ан са.
П рименительно к оценке влияни я агролесом елиораций и л есо ­
хозяйственны х мероприятий связи элементов стока (склонового и
грунтового) с ф акторам и , обусловливаю щ им и их ф ормирование,
характери зую тся множественны м коэффициентом корреляции в пре­
д елах 0,75— 0,95 и относительной средн еквадратической ошибкой,
не превыш аю щ ей 12— 1 5 % . О тносительно высокие коэффициенты
множественной корреляции и низкие средн еквадратически е ошибки,
не превыш аю щ ие величины изменений в стоке, позволяю т надеж но
применить лан дш аф тно-гидрологическое нап равлен ие д л я оценки
влияния агролесом елиораций и лесохозяйственны х мероприятий
на склоновый и грунтовый сток [В одогрецкий, 1979].
М одель учета п р еоб разован и я стока (ДУ) под влиянием л есохо­
зяйственной деятельности м ож ет быть зап и сан а в виде
П
А У = £ (ф Kyfi + y K J H)h
(1-29)
‘■=i
где ]Г — сумма величин изменения в стоке на п уч астк ах; ф, гр —
/= 1
функции связи изменений соответственно среднем ноголетнего скло­
нового и грунтового стока с климатическим и, почвенными, геом орф о­
логическими и гидрологическими ф акторам и д л я начальны х условий;
Ку, Кы — система коэф ф ициентов перехода от изменений составл яю ­
щих стока д л я приняты х н ачальн ы х условий к изменениям в стоке
в годы различной водности с учетом реальны х соотнош ений ф ак то ­
ров стокоф орм ирования на водосборе; f h fH— д о л я площ ади водо­
сборов с преобразованны м стоком, имеющих различны е уклоны / и
глубины зал е га н и я грунтовых вод Н.
При учете влияни я отдельны х видов хозяйственной деятельности
на сток реш ение уравн ен ия (1.29) осущ ествляется на основе м ате­
матического описания зависим остей стока и его изменений под в о з­
действием хозяйственной деятельности от ф акторов, обусловли ваю ­
щих его ф ормирование, или на основе эмпирических ф ормул, п о зво ­
ляю щ их произвести расчет изменений стока достаточно надеж но.
Учет влияния агротехнических мероприятий, п олезащ итного л есо ­
разведен и я и лесохозяйственны х мероприятий (сведение л еса или его
возобновление) на годовой сток малы х рек производится в различны х
районах раздельн о в зависим ости от х ар а к тер а снеж ного покрова.
При водохозяйственном проектировании д л я районов с устойчивым
снежным покровом такой учет в гидрологических расчетах м ож ет
быть произведен по следую щ им форм улам :
для лесной зоны
п
ДУп,р ) =
X к ха- I
^
^ 0 ,0 0 2 Х Я °'52^ ( я Д
[ (S~ +
О45- - 0,Об) К ф ) К'л К ' и „ ]
х ; л ] п К хч,
X
(1.30)
для лесостепной зоны
АУп,р,= £
0,02^ K a { p ) K ' a K \ f H ^ K x a +
[0 ,0 0 7 Х Я °'40
п
+
£
[ o , l l ^ 7^ (ff b ^
-
0,02у
а(р)к , К и)к (^
-
п
-
£
[(0 ,0 4 /0 61 + 0,02) ( S' + X) К г К у(р) К ' у м f'/L n -
(= 1
V
Г 0,78(S + Х)(0,04/0'61+0,02) ^
v , vn
Л
v
— Z . [ ----------- ( 1 + 1)0.36----------- Ау(р) Д УД y h J ^ A ^ ,
(1.32)
П
ДУл(Р)=
X [ 0 ’11^ Я °'27( ' ^ Т
“
^
“ 0 ’° 2 У * ( р ) К - ы Г " ] я -
\ г Г 2,8(S' + X) (0,04/°'61 + 0,02) „
t/|
Z
(1 + 0,5)°'32
К у < р М '\’
i
—1
О -3 3 )
где А Уп(р)» АУл(р) — п оказатели изменения годового стока рек под
влиянием соответственно агролесом елиораций и лесохозяйственны х
мероприятий на их водосборах; X — среднем ноголетняя сумма о са д ­
ков за год; 5 и S ' — среднем ноголетние м аксим альны е зап асы воды
в снеге соответственно на сельскохозяйственны х полях и на зал е ж и
(ц ели не); X — атм осф ерны е осадки з а период склонового стекания;
[//]„, [ а с||,л — д о л я п лощ ади водосбора под паш ней (п ), лесными
полосами (лсп) и под лесом (л) с уклоном полевых и лесны х склонов
Л [/,]„. [/нЬсп, л — д о л я п лощ ади водосбора под теми ж е угодьями
с глубинами зал е га н и я грунтовы х вод ( Я ) ; Ку(р), /Сш(р) — коэф ф и ­
циенты д л я вы числения изменений стока (склонового и грунтового)
любой зад ан н ой вероятности превы ш ения (р ); /( ', К'ш — коэф ф и ци ­
енты д л я вы числения изменений стока (склонового и грунтового)
на супесчаны х и легкосуглинисты х почвогрунтах (на суглинистых
почвогрунтах коэф фициенты равн ы 1); К", К " — коэффициенты , учи­
ты ваю щ ие глубину распаш ки и сопутствую щ ие агротехнические ме­
роприятия; Кху, Кхш — коэффициенты , учиты ваю щ ие водность района
в пределах природной зоны ; Kt — коэф ф ициент, учиты ваю щ ий в о з­
раст л есон асаж д ен и й; К г — коэф ф ициент лесны х полос, равны й 1,4
при поперечном располож ении относительно полевых склонов;
—
коэффициент, учиты ваю щ ий влияние уклона склона сельскохозяй47
ственного поля на грунтовый сток под лесны ми полосами ( / ( / = 1,0 при
/ < 2 0 °/00; К / = 1,5 при 2 0 < / < 5 0 ° / 0о и К , = 2,0 при / > 5 0 °/00); /„
/я. fh Ги определяю тся по интегральны м кривым распределени я пло­
щ адей с разны м и уклонами склонов и глубинами до уровня грунтовых
вод на суглинистых и супесчаны х почвогрунтах в пределах сельско­
хозяйственны х полей, лесных полос и лесон асаж д ен и й, в долях от
площ ади водосбора. К ривы е распределени я п лощ адей строятся
по данны м топограф ических, почвенных и гидрологических карт.
П арам етры и коэффициенты определяю тся по кар там и таб ли ц ам
или вы числяю тся по ф орм улам , приведенным в р аб о тах В. Е. В одо­
грецкого [1979, 1982] и полученным на основе обобщ ения р езу л ь та­
тов исследований по оценке влияни я агролесом елиоративны х меро­
приятий на сток рек. Они позволяю т произвести расчет влияния
агролесомелиораций и лесохозяйственны х мероприятий на годовой
сток и его составляю щ и е с лю бого уч астка суш и. Д л я временных
водотоков оценка влияний агролесом ели орац ий производится по ф о р ­
мулам (1.30) — (1.33) относительно склоновой составляю щ ей. При
этом изменение грунтовой составляю щ ей приним ается равны м 0.
Кроме этого метода оценки и учета влияни я агролесом елиораций
на годовой сток дополнительно р азр а б о та н метод, основанны й на ре­
зу л ьтатах ан ал и за испарения с почвы и изменений этой величины
в лесоаграрн ы х ком плексах [Водогрецкий, 1979]. С огласно у р ав н е­
нию водного б ал ан са, лю бое изменение сум м арного испарения под
влиянием сельскохозяйственного освоения территории д олж н о о т р а ­
зиться на годовом стоке. Р езу л ьтаты этих исследований приобретаю т
сущ ественное значение как д л я оценки достоверности результатов,
полученных основным методом, т а к и д л я оценки влияния указан н ы х
мероприятий в рай он ах с неустойчивым снеж ны м покровом.
Учет изменения сум м арного испарения с почвы в связи с агр о л е­
сомелиоративным освоением территории на конкретном водосборе
производится по ф орм улам
А £ п(р)= 0 ,0 1 £ ц[ ( A £ « /„ + A £ o J o 3 )^ c „ ^ + A £ „ a p U K 'c „ K ;] /(",
(1.34)
А£Л(р )= 0 ,0 1 £ 'ц [ (А £лх/лх + A £ ,jIC/j1C) н<ю~Ь (Д£лх/лх+А£лс/лс) н>ю] ^ К Р>
(1.35)
где А £п(р) — изменение сум м арного испарения на сельскохозяй ствен ­
ных угодьях; £ ц — среднем ноголетнее сум м арное испарение с целины
(залеж и , л у г а ) ; АЕя, АЕ 03, А Е пар — изменение среднем ноголетнего
сум марного испарения с угодий соответственно с п лощ ади, занятой
яровыми (/„), озимыми (/03) культурам и и паром (/пар); Клс„ — к о эф ­
фициент, учиты ваю щ ий влияние лесны х полос на испарение с сельско­
хозяйственны х полей (при площ ади меж полосны х полей ^ „ < 1 0 0 га
К = 0,97, при /лсп> 1 0 0 га или при отсутствии лесны х полос /( = 1 ,0 0 ) ;
/Сдсп — коэфф ициент, учиты ваю щ ий влияние лесны х полос н а и сп аре­
ние с парового поля и равны й 0,90; К'у' — коэф ф ициент, учиты ваю щ ий
глубину распаш ки (при глубине менее 25 см /С'— 1,0, при глубине
более 25 см /( " = 1 ,2 ) ; Кр и К'р — коэф ф ициенты перехода от средн е­
многолетних значений А £я 03 и A £nap к зн ачен иям тех ж е величин
48
в годы различной водности (д л я многоводны х лет ( р < 25 % ) Кр=
= 1,6, К ' = 0,90; д л я маловодны х лет ( р > 75 % ) /Ср= 0 ,5 0 , /С '= 1,40);
Л£л(р) — изменение испарения с почвы под влиянием л еса; Д £лх,
АЁЛС — среднем ноголетнее изменение и спарения с почвы под в л и я­
нием соответственно хвойного и см еш анного леса; /лх, /лс — площ ади,
занятые соответственно хвойным и см еш анны м лесом , в д олях от пло­
щади водосбора в п ределах участков с глубиной зал е га н и я грунтовых
вод от поверхности зем ли Я < 1 0 м и Я > 1 0 м; ДЕ а — испарение с ц е­
лины (зал еж и , л у г а ); Kt — коэф ф ициент, учиты ваю щ ий влияние
на величину АЁ„ в о зр аста древостоя; Кр — коэф ф ициент перехода
от среднемноголетнего зн ач ен и я АЕ л к значениям той ж е величины
в годы различной водности (д л я многоводных лет ( р < 2 5 % ) Кр=
= 0 ,3 ; д л я м аловодны х ( р > 7 5 % ) /Ср= 1 , 7 ) .
При необходимости расчета изм енения стока з а конкретный пе­
риод, наприм ер с 1935 по 1980 г., или оценки изменений стока з а со ­
временный период (1980— 1985 гг.) отн оси тельна изменений стока
за период до 1935 г. (доколхозны й этап ) расчет по п редлагаем ы м
формулам сн ач ал а п роизводится з а период до 1935 г. с учетом сред ­
них площ адей под распаш кой , под лесными полезащ итны м и п оло­
сами или лесом до 1935 г., затем аналогичны й расчет повторяется д л я
современного периода. П о разн ости рассчитанны х величин опреде­
ляется изменение стока за 1935— 1980 гг.
С труктура формул (1.30) — (1.35) позволяет осущ ествить на п р ак ­
тике расчеты вари ан тов при различны х входных п ар ам етр ах и коэф ­
фициентах, оп ределяю щ их м асш таб возм ож ны х п реобразований
в стоке. В р езультате таких расчетов мож но вы брать оптимальны й
вари ан т вероятны х изменений при водохозяйственном п роекти рова­
нии, удовлетворяю щ ий водо- и зем лепользователей.
П р и м е р 1. В одосбор р. К ар асу (п л ощ ад ь 1500 км2, располож ен
на территории К устанайской обл.) р асп ах ан на 70 % . Р асп аш кой
охвачены участки с уклонам и склонов более 40 °/оо и глубинами
до уровня грунтовы х вод более 8 м. О коло 40 % площ ади находится
под паш ней на суглинистых, остальны е — на супесчаны х или л егко ­
суглинистых почвах. Р асчеты по сущ ествую щ ем у в ар и ан ту опреде­
лили уменьш ение среднегодового стока под влиянием распаш ки водо­
сбора на 4,7 мм, или 26 % годового стока.
Расчеты по второму в ар и ан ту — с распаш кой супесчаны х почв
склонов с уклонам и менее 2 0 ° /о о вместо участков с уклонам и более
60 °/оо — определили уменьш ение стока под влиянием агром ероп ри я­
тий на 2 мм, или 15 % годового стока. П ри этом п осевная площ адь
и валовой сбор у р о ж а я не изменились.
Р асчеты по третьем у в ар и ан ту — с дополнительной посадкой по­
л езащ и тн ы х лесны х полос на п лощ ади 15 % от площ ади водосбора —
определили уменьш ение стока реки под влиянием агрол есом ел и ора­
ций 1 мм, что со ставл яет 5 % годового стока.
Расчеты по четвертому вари ан ту — с зам еной п олезащ итны х л ес­
ных полос сплош ными л есоп осадкам и на 30 % п лощ ади водосбора
в приводораздельной зоне на супесчаны х почвах — п оказал и зн ач и ­
тельное уменьш ение годового стока — на 41 % . Р азм ещ ен и е угодий
4 Заказ № 519
49
на водосборе по этому вари ан ту не уд овлетворяет интересам водои зем лепользователей и поэтому не м ож ет бы ть рекомендовано
в практику. В качестве оптим ального в разм ещ ени и угодий на водо­
сборе приним ается третий вари ан т.
П р и м е р 2. Водосбор р. Ч ер н ая (п л ощ ад ь 1000 км2) располож ен
в зоне ю жной тайги и зал есен на 100 % . У частки под лесом х а р а к т е ­
ризую тся уклонами в пределах 20— 100 °/оо и глубинам и уровня грун­
товых вод в пределах 3— 10 м. О коло 60 % п лощ ади лесов р асп ол о­
ж ено на супесчаны х почвах, о ста л ьн ая ч асть — на суглинках. Р ека
используется д л я л есосп лава и к ак нерестилищ е ценных промысловых
рыб.
Р асчеты по вари ан ту при полной залесенности водосбора п о казы ­
вают, что увеличение стока в реке только з а счет залесенности со став ­
л яет 16 мм, или 13 % годового стока. В ы рубка на 40 % площ ади
леса на суглинистых почвах с глубоким зал еган и ем грунтовы х вод
(10 м и более) и отведение этой территории под сельскохозяйственны е
угодья сниж аю т сток на 6,5 мм. Н аиболее сущ ественное снижение
стока (около 11 мм) будет при сведении л еса на 6 0 % площ ади.
В качестве оптим ального в разм ещ ении угодий на водосборе
р. Ч ерная мож но принять четверты й вари ан т: сведение л еса на 40 %
площ ади в приводораздельны х ч астях водосбора; лес остается в виде
запретны х полос вдоль берегов основной реки и ее притоков.
Н а приводораздельны х стокоформирую щ их склонах водосбора после
сведения леса увели чи вается интенсивность поступления талы х вод
в русло в период весеннего половодья и летних паводков, сл ед ова­
тельно, сп л ав л еса мож но осущ ествлять без дополнительны х за т р а т
на водорегулирование попускам и прудов [П особие. . ., 1984]. Т ерри­
тория, свободн ая от леса, м ож ет быть отвёдена под сенокосные угодья
и в дальнейш ем — под сельскохозяйственны е поля.
П р и м е р З . В одосбор лога (без н азв ан и я, п лощ адь 20 км2) р а с ­
полож ен в Н иж нем П овол ж ье и р асп ах ан на 80 % . У частки под п аш ­
ней имеют уклоны 30— 60 % о , участки под зал е ж ь ю (целиной) в при­
водораздельной зоне характери зую тся уклонам и в 30 °/оо- П осле
распаш ки склонов водосбора сток в логу ум еньш ился более чем
на 70 % , а в м аловодны е годы ( р= 90 % ) полностью п рекратился.
С окращ ение площ ади распаш ки на 20 % на склонах с уклонами
40 /оо и отведение под р асп аш ку выгонов с уклонам и 30 % о (второй
вари ан т) способствую т сокращ ению безвозвратн ы х потерь в стоке
на 6 мм, или на 31 % , а следовательно, аккум уляции 300 тыс. м3 воды
в прудах и ликвидации д альнейш ей эрозии прирусловы х склонов.
Р асчеты по третьем у в ар и ан ту располож ени я угодий на водосборе
(70 % площ ади под паш ней и 20 % — под лесными полосам и) не
обеспечиваю т сокращ ение безвозвратн ы х потерь стока, однако при­
водят к необходимости увеличения урож айн ости полей на богаре
в среднем на 3,5 ц /г а .
А налогичная оп тим изаци я в реш ении практических за д а ч по учету
влияния других видов хозяйственной деятельности (орош ение, осуш е­
ние, у р б ан и зац и я, русловое регули ровани е) в ком плексе позволит
в дальнейш ем р еал и зо в ать общ ую зад ач у по рациональном у и сп оль­
зованию и охране водных ресурсов м алы х рек.
50
1.6. СТАТИСТИЧЕСКИЕ М ЕТОДЫ О Ц ЕН КИ
ВЛИЯНИЯ Л ЕС О В Ы РУ БО К НА СТОК МАЛЫ Х РЕК
Рубки л еса о казы ваю т зам етн ое влияние на водность м алы х рек
и тем самым вы зы ваю т необходимость корректировки характери сти к
стока, рассчитанны х по действую щ им норм ативам .
И сследование этого влияния д л я условий Восточной Сибири вы ­
полнено на основе данны х сетевы х гидром етеорологических н аблю де­
ний и информации о разм ерах площ адей лесовы рубок на водосборах
23 малых рек А нгаро-Енисейского и верхней части О бского б ассей ­
нов. Д л и н а этих рек не превы ш ает 200 км, п лощ адь водосбора от 135
до 5000 км2, период гидрологических наблю дений 20— 40 лет, перво­
н ачальн ая залесенность 70— 95 % ,изменение залесенности з а счет
вырубок 10— 36 %.
А нализ однородности статистических рядов стоковы х х ар а к тер и ­
стик (слои годового, весеннего и дож д евого стока, м аксим альны е
расходы воды весеннего половодья и дож девы х паводков, м иним аль­
ный 30-дневный сток летней м еж ени) вы п олн ялся статистическими
методами. По р езультатам ан ал и за установлено наруш ение однород­
ности только д л я четырех малы х рек — М аны , Бирю сы , Качи, М ал.
К емчуга. Эти реки располож ены в одном лесохозяйственном районе.
Рельеф бассейнов среднехолмисты й и холмисты й, почвогрунты су ­
глинистые. Н а этих реках в 1960— 1980 гг. отм ечалось увеличение
среднего годового стока на 12 % , весеннего на 17, м аксим ального
весеннего на 24, м аксим ального д ож д евого на 40 % , уменьш ение
минимального 30-дневного летнего стока на 21 % . Антропогенный
характер отмеченных изменений водного реж им а рек очевиден, так
как неоднородность климатических ф акторов не устан овлен а, а ф а к ­
торы подстилаю щ ей поверхности изм енялись в основном за счет л есо ­
вырубок.
Н а основе инф орм ации об изм енениях водяного реж им а рек р а з ­
работаны приемы ориентировочного учета влияния лесовы рубок на
сток малых рек. В основу расчетны х приемов полож ены связи устан о­
вленных изменений стандартны х статистических парам етров неодно­
родных рядов ( А ? , А ? ь, A Q m b, A C v, A C vb, А С 0) с изменением общ ей
залесенности бассейнов ( A f J . З д есь AF, A f b, AQm b, А С„, ACvb,
ACq — соответственно изменения средних значений и коэф ф ициентов
вариации слоя годового, весеннего стока и м аксим альны х расходов
воды весеннего половодья неоднородного ряда относительно этих ж е
характери сти к естественного ряд а. С тепень влияни я лесовы рубок
сущ ественно отличается д л я рек с разли чн ой водностью . Д л я учета
этого ф ак то р а изменение статистических п арам етров р ас см а тр и в а­
лось в зависим ости от средних значений изменения указан н ы х гидроло_гических хар актер и сти к з а период с наруш енны м реж им ом (АУ,
A Y b, AQm ;,) ,_отнесенных к среднемноголетним зн ачен иям естествен ­
ного ряда (Fe, Y„, Qm b, e), т. е.
A Y = f ( K y) ; А ? Н ( К у.ьУ>
A Q m. b = f ( K qy
4*
51
'V
у
.
Куь
е
у
;
о, в
л , —
„
^
.
^ т , о, е
В свою очередь, относительные зн ачен ия /Св,
увязы вал и сь
с общим снижением залесенности бассейнов Д/л.
Д л я м аксим альны х расходов дож девы х паводков установлена
связь относительны х изменений модуля стока 1% -й обеспеченности
для иодосбора в 200 км2 (
с общ им снижением зале^•2(Ю
ч>
сенности бассейнов, т. е. K q— f { Д /д). П ереходны е коэффициенты
Я, н д л я определения значений м аксим альны х расходов различной
обеспеченности д л я неоднородного ряд а корректирую тся введением
поправочных коэфф ициентов K%.q, установленны х по соотношению
переходных коэфф ициентов Xq естественного и неоднородного ряд а:
Кх
.
И зменение м иним ального 30-дневного стока р ассм атр и в ал о сь
в виде поправки Дqmin, п редставляю щ ей собой разн ость модулей
8 0 % -й обеспеченности естественного ( q min е) и неоднородного р яд а
(tfin „)• Д а н н а я п оправка в виде К = Д|?80% у в я зы в а л а с ь с в ел и ­
чиной Д /л: / ( М= / ( Д / Л) .
980 %е
М одули минимального 30-дневного стока различной вероятности
превыш ения в условиях неоднородности рассчиты ваю тся через пере­
ходные коэффициенты к
, исправленны е на неоднородность по­
правкой К кн. П о п р авка оп ред ел ял ась по соотнош ению переходных
коэффициентов в условиях естественного и неоднородного р я д а
К — К, н Чм
_
-7-------- •
л м, е
Таким образом , после установлен и я ф ак та неоднородности гидро­
логического р я д а определение расчетны х значений стока реком енду­
ется вы полнять по следую щ им схемам.
Расчет годового и весеннего стока осущ ествляется в следую щ ей
последовательности:
— для нескольких характерн ы х рек р ай он а, в бассей нах которы х
проводятся лесовы рубки, определяется среднее за многолетний пе-
др
риод изменение годового стока ДУ и отнош ение К у= - у ~, где Уе —
'е
среднее значение исследуемой характери сти ки стока в условиях
естественного реж им а реки. В еличина Д ? у стан авл и в ается по ин­
тегральны м граф ическим св язям ' L Y = f ( h х ) ;
— по лесотехническим данны м у ста н а в л и в аетс я общ ее ум еньш е­
ние залесенности бассейна Д/л (в % ) по сравнению с первоначальной;
— по значениям Ку, рассчитанны м д л я нескольких рек района,
строится зависим ость Ky— f(Afi,);
— строятся эмпирические кривы е обеспеченности д л я периодов
с естественным и наруш енны м реж им ом и о б щ ая эм пирическая кри­
в ая обеспеченности всего неоднородного р я д а (композиционны м спо­
собом ); определяется разн ость п арам етров кривых обеспеченности
естественного и неоднородного р яд а: A f = 7 H— Уе, А С „ = С [1и— С„е;
— используя зн ач ен и я АУ и ACv, установлен н ы е д л я нескольких
рек района, строятся зависим ости А У = /(Л У ) и A C „ = /(A F ). П о л у ­
ченные зависим ости могут быть использованы д л я расчета значений
стока различной вероятности превы ш ения в условиях осущ ествлен­
ных и планируемы х лесовы рубок.
П орядок расчета:
— по ряду наблю дений, отр аж аю щ ем у естественное состояние
реки, у стан авл и в аю тся зн ачен ия Уе и С„;
— по у стан овлен н ы м региональны м св язям / С = / ( А / Л) опреде­
ляется АУ при зад ан н о м значении А[л: А У =/С у-_Уе;
— по зави си м остям А У = / (АУ) и AC0— f ( A Y ) д л я полученного
зн ачен ия A f определяю тся поправки к п арам етрам кривой обеспе­
ченности общ его неоднородного ряда — АУ и АС„;
— вы числяю тся парам етры кривой обеспеченности общ его ряда
по ф орм улам Ун= У е+ А У и C v = C vt-\ -ACv ;
— по вычисленным значениям Ун' С„н и CS= 2 C 0 известными прие­
мами рассчиты ваю тся зн ачен ия годового стока Ур%, о траж аю щ и е
влияние лесовы рубок.
Аналогичны м о бразом вы полняется ан ал и з и расчет хар ак тер и ­
стик весеннего стока.
Расчет
максимальных
расходов
воды
дож девы х
п а в о д к о в ДЛЯ
нескольких малых рек в районе тр ебует выполнения следую щ их опе­
раций:
— у стан авл и в ается общ ее уменьш ение залесенности Д/л по с р а в ­
нению с первоначальной;
— у стан авл и в аю тся кривы е обеспеченности P { Q m д л я периодов
с естественным И нарушенным р еж и м а м и , а т а к ж е д л я о б щ е г о н е о д ­
нородного р я д а ; о п р е д е л я ю т с я м о д у л и 1 % - й о б е с п е ч е н н о с т и , п р и в е ­
д ен н ы е К п л о щ а д и в о д о с б о р а 2 0 0 км®, и р а з н о с т ь з н а ч е н и й q z o o д л я
е с т е с т в е н н о г о и н е о д н о р о д н о г о р я д а ; Ao'2 o o = < 7 2ooh —
оо«!
Л*?200
„
— рассчитывается отношение К„ = ----- ;
200
<7200
— используя зн ач ен и я КЧгю и А/л, установленны е д л я малы х рек
рай он а, строится зави си м ость K qim=f(Af„).;
— по кривым Р (Qm ) естественного и неоднородного рядов
устан авл и ваю тся переходные коэф ф ициенты Хр и Р = 1 % к другим
обеспеченностям д л я естественного Хре и неоднородного р яд а А,рн;
— рассчиты ваю тся поправочны е коэффициенты К}.=— и строится
гр аф и ч еск ая зави си м ость Kx=f(P)П орядок расчета:
— по имею щ емуся ряд у наблю дений, о тр аж аю щ ем у естествен­
ное состояние реки, устан авл и в аю тся зн ачен ия <7200е и Cv\
— по установленны м региональны м зави си м остям оп ред ел я­
ется значение Д<72оо при зад ан н ом значении A
т. е. А^ 2оо=<7200е+
-ЬА^гоо;
— вы числяется
значение
q 200H неоднородного
р яд а:
q200н=
= <? 2 0 0 е + ^ ^ 200’
— по зависимости K^— f { P % ) определяю тся зн ач ен и я п опра­
вок
к переходным коэф ф ициентам X при задан н ом значении
обеспеченности Р, и д ал ее
вы полняется известным
п оряд­
ком.
Расчет минимальных 30-дневных расходов воды по нескольким
рекам района:
— у стан авл и вается общ ее уменьш ение залесенности водо­
сбора А /;
— по кривым обеспеченности P ( Q mjn) естественного и неодно­
родного ряда определяется значение Q min8o% и р азн о сть меж ду ними
AQmin80% (или A q mjn so %) j Т. е. A<7min go %— qeo %е—
— по данны м подобного ан ал и за на нескольких реках устанавis
^min 80 %
£/а£ \
ливается зависим ость
К а = ------------- = п Д / л) ;
гаш
—
оп р еделяю тся
поправки
^rtlin 80 % е
К ^ к переходн ы м
к оэф ф и ц и ен там
X
для вычисления модулей стока различной обеспеченности в условиях
неоднородности: K, = h1.
П орядок расчета q mmp% неоднородного р яд а:
— по имею щ емуся ряд у наблю дений, о тр аж аю щ ем у естественные
УСЛОВИЯ ф о р м и р о в а н и я с т о к а , устанавливается значение модуля
Q min 80 %е*
— определяется п редполагаем ое сниж ение залесенности в б а с ­
сейне Д/л;
— используя установленные региональные связи К = / ( Д / л),
A^mjп80 % и моДуль ?min 80 % п е р с п е к т и в н о г о н е о д н о р о д ­
н о г о р Я Д а . Д<7 т т 8 0 !К ^
7
Qmin 80 9£и Qmin 80
A ( /mjn g o % i
опр еделяю тся
— по п ереходны м к оэф ф и ц и ен там , и справленны м дл я услови й н е­
однородн ости
Хрн=
рассчи ты ваю тся
м иним альны е
3 0 -д н е в н ы е
модули стока заданной вероятности превышения! i)mlnp%=i)Mlneo%iL
XV
Переходны е коэффициенты
устан авл и в аю тся п р ед вар и тел ь­
ным анализом по группе рек региона.
П редлагаем ы е реком ендации могут бы ть использованы лиш ь
д ля ориентировочных расчетов в условиях лесовы рубок.
В лияние лесовы рубок на сток малы х рек отм ечается лиш ь в оп ре­
деленных природных условиях. Н априм ер, на горных реках таких
изменений не установлено [Е рш ова, 1985]. Этот вывод, однако,
нельзя распростран ить на очень м алы е водотоки с п лощ адью водо­
сбора менее 20 км2. Р езул ьтаты натурных измерений, выполненных
в 1982— 1985 гг. на нескольких малы х водотоках горного и полутор­
ного х ар актер а, свидетельствую т об изменении стоковы х х ар а к тер и ­
стик и в данны х природных условиях. В таб л . 1.9 в качестве прим ера
приведены сравнительны е данны е измерений по двум очень малы м
бассейнам, имеющим общ ий водораздел, одинаковую п лощ ад ь и од ­
нородные природные условия, исклю чая зал есен ность. В результате
Характеристики водного реж има водотоков с разной лесистостью
Водоток—пункт
Весенний сток
Дождевой сток
Пери­
Пло­
Мини­
Макси­
Макси­ маль­
щадь Лесис­
од
водо­ тость, наблю­ Слой, Коэф­ маль­ Слой, Коэф­ маль­
ный
дений, мм фици­ ный
сбора,
%
мм фици­ ный модуль,
ент расход,
ент расход,
год
км2
с X
стока
л /с лX/(км2)
л /с
пока
Ручей (без
0,58
назв.) —
45, 5 км А ба­
канского трак­
та
0,63
Ручей (без
назв.) —
2 км ниже
Красноярской
ГЭС
45
100
1983
176
0,73
205
1984
109
0,61
206
25,5
1983
1984
197
116
0,82
0,65
266
154
21,7
10,6
0,36
0,41
37,1
0,09
0,35
7,52
36,4
0,46
0,27
изменения по причине вырубки х ар ак тер а зал е га н и я снеж ного по­
крова, интенсивности сн еготаян ия и водооб разован и я в бассейне
устойчиво отм ечалось более раннее ф орм ирование весеннего п оло­
водья; при этом слой и коэф ф ициент стока о к азал и сь на 5 — 15 %
ниж е значений этих ж е характери сти к дл я ненаруш енного бассей н а.
М енее определенно мож но оценить разл и чи я в ф орм ировании м акси ­
мального расхода половодья, поскольку в этом п р о ц е с с е п р о я в л я е т с я
одновременное действие двух ф акторов — сн егозап асов и х ар ак тер а
тем пературного (теплового) реж им а В ВбСёННИИ ПЕРИОД. ПрН Р93ЛИЦ-
ных сочетаниях их воздействий м аксим альны й рЗСХОД С НаруШбННОГО
бассейна м ож ет бы ть и выш е и ниж е р асход а с залесенного бассейна.
О днако, учиты вая д ан ны е измерений по другим малы м водотокам
с вы рубками в бассей нах (А^л= 3 0 — 60 % ) , мож но заклю чить, что при
благоприятны х условиях Qmax с наруш енного б ассей на увеличивается
на 30—40 % .
При формировании дож девы х паводков влияние вырубки просле­
ж и в ается однозначно. Слой и коэф ф ициент дож д евого стока увеличи­
ваю тся на 15— 20 % , м аксим альны й расход в о зр астает на 25— 40 % .
П риведенны е м атериалы свидетельствую т и об изменении мини­
м ального летнего стока с вырубленных бассейнов. Н абл ю д ается
устойчивое, но разли чн ое по годам уменьш ение миним ального суточ­
ного стока. Н априм ер, в 1983 г. оно составило 22 % , в 1984 г. —
200 %.
В итоге мож но предлож ить следую щ ие ориентировочны е оценки
изменения стоковы х характери сти к очень малы х водотоков и рек:
при вы рубках л еса на 10— 50 % водосборной площ ади м ак си м ал ь ­
ные расходы воды весенних половодий и д ож девы х паводков обеспе­
ченности менее 25 % увеличиваю тся на 30— 40 % , миним альны е р а с ­
ходы воды летней меж ени ум еньш аю тся на 20 %.
Гл а в а 2
Г ИДРОЛОГИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
ЛЕСНЫХ ГЕОСИСТЕМ РАЗНЫХ ГЕОГРАФИЧЕСКИХ ЗОН
Ф ормирование гидрологических процессов в каж д ом типе геоси­
стем, и том числе и лесных, определяется всеми влияю щ ими ф ак то ­
рами — природными компонентами. В зависим ости от их п ростран ­
ственной и временной упорядоченности тран сф о р м ац и я поступаю щ их
атмосферны х осадков имеет свой специфический д л я анали зи руем ого
объекта характер. В то ж е врем я однотипные природны е о б р а зо ­
вания — геосистемы — об ладаю т и многими сходными чертам и, в том
числе и однородной структурой гидрологических процессов. В главе
рассм атриваю тся как сущ ественно разли чн ы е гидрологические свой ­
ства лесных геосистем горного, равнинного и др уги х типов, так и В Ы ­
ЯВЛЯЮТСЯ сходные черты гидрологических процессов.
В то ж е в рем я с л е д у е т отм ети ть, ч то
выбор объ ектов, меТОДОВ ИХ
исследования и ан ал и за полученных резул ьтатов в р азд ел а х не уни­
фицирован. В ОДНИХ случаях и з у ч а ю т с я т и п ы л еса, в других — реч­
ные бассейны разн ого п оряд ка и природной структуры . Н е всегда
авторы основы ваю тся на комплексном подходе к ан ал и зу, что при­
водит к недоучету влияю щ их ф акторов и отдельны х элем ентов во д ­
ного бал ан са.
В качестве полож ительного момента следует отм етить ф ак т н ал и ­
чия в настоящ ее врем я у специалистов новой интересной и н ф орм а­
ции, отр аж аю щ ей особенности гидрологических процессов в л есах
различны х географ ических зон. П реим ущ еством по сравнению
с прошлыми исследованиям и яв л яется б о л ь ш ая длительность пе­
риода наблю дений, что позволяет применять дополнительно к ср авн и ­
тельному ан ал и зу статистический, п одтверж даю щ и й справедли вость
сделанных утверж дений. В то ж е врем я насущ ной необходимостью
явл яется создание новых автом атизи рован ны х систем наблю дений
и обработки данны х, униф икация п редставлений об объектах, поиск
новых приемов кар то граф и рован и я пространственны х и временных
закономерностей. П олученны е в ходе эксперим ентов дан ны е сл у ж а т
основой д л я создан и я систем управлен ия гидрологическими свой ст­
вами лесных геосистем через изменение других природных ком понен­
тов, преж де всего древесного яруса.
2.1. Ф О РМ И РОВА НИ Е СТОКА НА МАЛЫХ ВОДОСБОРАХ
В СРЕД Н ЕЙ ТАЙГЕ ЕВРО П ЕЙ С КО ГО СЕВЕРА
Н а европейском С евере страны более 65 % п лощ ади лесов сосре­
доточено в подзоне средней тайги. Вместе с тем влияние л еса на усло56
Основные характеристики экспериментальных водосборов
Водосбор
Мая
Верх. Мая
Полевой
Никон-Шор
Пло­
щадь,
га
672
376
20
98
Средний
уклон
град,
мин
°/о о
Г56'
1°2Г
3°15'
1°59'
33,8
23,7
56,5
34,6
Густота сети,
км/км2
Лесис­
Длина
тость,
водото­ гидро­
ширина, высота, м ка, км
%
графи­
речной
км
над ур. м.
ческой
Средняя
1,6
1,6
0,3
0,5
120
128
105
112
10,2
5,8
0,4
1,5
1,52
1,54
2,04
1,53
0,96
0,80
1,02
1,17
90
90
45
97
вия ф орм ирования стока малы х рек в этом регионе изучено крайне
недостаточно. К омплексны е многолетние исследования в этом н а ­
правлении были проведены в Коми А С С Р на Л ял ьском стац и о­
наре С ою згипролесхоз, располож енном на водосборе р. М ая — при­
токе второго порядка р. Вымь. В его п ределах выделено три эксп ери ­
ментальных водосбора:
«М ая»,
«Н икон-Ш ор»
и «П олевой»
(табл. 2 .1 ).
П о чвооб разую щ ая порода п ред ставлен а в основном (более 90 % )
двучленными отлож ениям и. Глубина зал е га н и я водоупорного гори­
зонта до 40 см на 33 % территории, от 40 до 80 см на 32 % и более
80 см на 35 % территории. П реобладаю т подзолисты е почвы (80 %
тер р и тор и и ).
В одосборы имеют высокую лесистость. БОЛЬШЗЯ ЧЗСТЬ (51 % )
водосбора «П олевой» занята п а ш н е й , 6Ж 6Г 0Д Н 0 Э 906В96М О Й КОРМО*
ш м н кулктурами. Насаждения сосны и ели на этом водосборе расПОЛОЖЕНЫ
главным о б р а з о м в н и ж н е й е г о ч а с т и .
В лесах преобладаю т н асаж д ен и я хвойных пород (66 % ) . Лист­
венные представлены главны м образом березн якам и (89 % ) . С ред ­
ний состав ельников — 7Е 2Б1С , сосняков — 7С 2Б 1Е и березняков —
7Б20с1С. Н аиболее распространены низкополнотные (67 % ) н а с а ж ­
дения черничной группы типов л еса ( 4 3 % ) . Средний кл асс бони­
тета IV, 6; средний в озраст сосняков 56 лет, ельников 108, б ер ез­
няков 32 года.
Н а территории водосборов оборудован а сеть постоянных пунктов
наблю дений за снеж ны м покровом, пром ерзанием и оттаиванием
почвы, влаж н остью почвы, уровнем верховодки и грунтовы х вод,
ж идкими осадкам и под пологом ельников. Н аблю дения за осадкам и
и тем пературой воздуха проведены на м етеоплощ адке, расп о л о ж ен ­
ной на лесной прогалине. П ериод наблю дений с 1974 по 1984 г.
К н ачалу сн еготаян ия наибольш ий за п а с воды в снеге постоянно
регистрировался на водосборах «В ерхняя М ая» и «Н икон-Ш ор» с л е ­
систостью 90 и 97 % — в среднем 195 и 186 мм. С уменьш ением л еси ­
стости до 45 % на водосборе «П олевой» зап асы воды в снеге сн и ж а ­
ются на 12— 15 % , со с тав л яя в среднем 162 мм.
В лесу наибольш ие сн егозапасы н аблю дали сь на прогалин ах
площ адью 300— 400 м2. Н а паш не (18 га) они были меньш е в среднем
Запасы воды в снеге перед снеготаянием (числитель, мм) и коэффициенты
снегозапасов (знаменатель)
Обеспеченность
Насаждения
Прогалины
Год
сосны
березы
238
1,00
178
1,00
277
1,00
158
0,67
139
0,78
207
0,75
190
0,80
150
0,84
236
0,85
208
0,87
163
0,92
250
0,90
172
0,72
133
0,75
214
0,77
216
1,00
160
0,76
187
0,87
195
0,95
162
0,78
%
1978
50
1980
92
1981
а
В с р е д н е м за
1978— 1984 гг.
Пашня
ели
на 2 2 % (табл. 2 .2 ). В п орядке убы вания коэф ф ициентов сн его за­
пасов н асаж д ен и я разм ещ аю тся следую щ им образом : березняки,
сосняки, ельники. В последних зап асы воды в снеге близки к таковы м
на паш не. О тнош ение сн егозапасов в ельни ках к сн егозап асам
на паш не К достаточно тесно коррелирует с полнотой древостоев П:
/Сп= 1,55— 1,06П (при коэф ф ициенте корреляции R==— 0 ,8 2 ). К о эф ­
фициент сн егозапасов — отнош ение сн егозапасов на различны х
угодьях к наибольш им сн егозап асам на водосборе.
Таяние снега на водо сб о р а х начинается в одни и те ж е сроки, но
протекает с различной
ннтенснвностш. Наиболее интенеивнб та&т
снег на паш не — 10,8 м м /су т . В бер езн як ах при наибольш их сн егоза-
п а ш интенсивность снеготаяния составляет 8,3 мм/сут. В ельниках
при меньших сн его зап асах таян и е снега происходит в 1,2 р а за м ед­
леннее — 6,8 м м /сут. Э то обусловливает почти одинаковы й период
снеготаяния в н асаж д ен и ях березы и ели (в среднем 26 су т). Н а
паш не период схода снега на 10 сут меньше, чем в лесу. С ледует
отметить, что интенсивность сн еготаяния в н асаж д ен и ях, на паш не
и прогалинах коррелирует с м аксим альной суточной тем пературой
воздуха. С вязь имеет линейный х арактер с коэф ф ициентам и к о р р е л я ­
ции 0,73— 0,98.
В лесу наибольш ее пром ерзание почвы постоянно отм ечалось
в ельниках. З д есь еж егодно регистрировались абсолю тны е м акси ­
мальные глубины пром ерзания. Н а суглинисты х почвах максимум
составил 100 см, на супесчаны х — 138 см (табл. 2 .3 ). С редняя гл у­
бина пром ерзания супесчаны х и песчаны х почв в ельни ках почти
в 5 р аз больш е, чем в б ерезн як ах и на п рогалинах. С редние глубины
пром ерзания суглинисты х почв в ельни ках и на паш не сущ ественно
не отличаю тся.
Следует отметить, что з а период наблю дений в б ерезн як ах в т е ­
чение пяти лет имелись участки с непромерзш ей почвой. В ельниках
это наблю далось только д важ д ы .
Больш ие глубины пром ерзани я почвы в ельни ках об ъясняю тся
главны м образом менее мощ ным снеж ны м покровом, что вы зван о
58
Характеристики промерзания и оттаивание почв (за период 1978— 1984 гг.)
Категория
земель,
насаждения
Интенсивность оттаивания, см/сут
Глубина промер­ Средний
зания, см
максимальная
средняя
период
оттаи­
вания,
макси­
сверху снизу общая сверху снизу общая
сут
мальная средняя
С у гл и н и с т ы е п о ч в ы
Ельники
Пашня
100
68
35
34
Ельники
Березняки
Прогалины
138
60
49
44
9
8
48
23
2,2
6,1
0,6
2,1
2,8
6,1
0,8
2,7
0,4
0,6
1,1
2,8
4,2
3,3
2,5
1,6
1,3
0,9
0,3
0,2
0,4
1,7
1,2
1,1
С упесчаны е, песчаны е почвы
52
30
25
4,1
3,3
2,2
0,5
0,3
0,8
около
зад ер ж ан и ем значительного количества тверды х осадков
25 % ) кронам и деревьев. С редняя глубина пром ерзани я почвы
(Г, см) зави си т от средней высоты снеж ного покрова (Н, см ), сред ­
него з а п а с а воды в метровом слое почвы (В, мм) перед снеготаянием
и суммы отрицательны х среднесуточных тем ператур воздуха (Т, °С)
за о к т я б р ь — ф евр ал ь. Д л я ельников на суглинисты х почвах у р ав н е­
ние регрессии имеет вид Г = 169,2— 1,75Н— 0 ,1 4 B -j-0,01 Т при R = 0,98.
Оно составл ен о д л я Н = 4 5 — 80 см, В = 2 5 0 — 410 мм, 7 = 1 0 7 0 —
1700 °С.
Оттаивание почвы на водосборах начинается снизу. Начало от­
таивания сверху зап азды в ает на 4 — 6 сут. Д о схода снега оно носит
эпизодический характер и н есущ ественн о у м е н ь ш а е т МОЩНОСТЬ прО -
МерЭШеГО слоя почвы. Процесс активизируется после схода снега,
при этом сверху он протекает интенсивней (см. таб л . 2 .3 ). Н аиболее
быстро о ттаи ван и е почвы идет на паш не. И нтенсивность о ттаи ­
ван ия суглинисты х почв здесь д ости гал а 6,1 с м /с у т (см. таб л. 2 .3).
В среднем она бы ла в 2,5 р а з а больш е, чем в ельниках, что об ъясняет
зн ачительно больш ий (в среднем на 25 сут) период о ттаи ван и я почвы
в последнем типе леса.
Н аибольш ее суточное оттаи ван и е супесчаны х и песчаны х почв
н аблю далось в ельниках. В среднем оно бы ло на 0,5— 0,6 см /с у т
больш е, чем в б ер езн як ах и на п рогалин ах (см. таб л . 2 .3 ). Это
происходит потому, что почвы, пром ерзаю щ ие в ельниках на б оль­
шую глубину, оттаи ваю т позднее (в среднем на 22 сут) при более вы ­
сокой тем пературе воздуха и соответственно с больш ей интенсив­
ностью. Д ан ны й вы вод согласуется с установленной зависим остью
мощ ности о ттаявш его слоя почвы в н асаж д ен и ях от суммы п олож и ­
тельны х среднесуточны х тем ператур воздуха, ко то р ая определяется
с даты схода снега. С вязь имеет линейный х арактер с коэф ф и ­
циентами корреляции 0,87— 0,98.
В аж ны м условием , определяю щ им количественны е х ар а к тер и ­
стики стока, яв л яе тся степень увлаж н ен н ости почвы. В 1981 — 1984 гг.
перед снеготаянием в л аго зап асы в метровом слое почвы на водосборе
«Н икон-Ш ор» составили в среднем около 390 мм, а на «П олевом» —
около 310 мм. Н а первом водосборе они на 32— 179 мм (в среднем
на 89 мм) превы ш али наименьшую влагоем кость (Н В = 3 0 3 м м ), а на
втором были на 8 мм меньше НВ, равной 318 мм.
В летние сезоны 1983— 1984 гг. на водосборе «Н икон-Ш ор» почвы
находились в переувлаж ненном состоянии. В л аго зап асы превы ш али
НВ в 1983 г. в среднем на 114 мм, в 1984 г. — на 80 мм. Н а водосборе
«П олевой» в 1983 г. в л аго зап асы в метровом слое почвы были
выш е НВ всего на 20 мм, а в 1984 г. здесь н аб лю д ал ся деф ицит
влаж ности — на 13 мм меньш е НВ. В эти годы интенсивность ак ку ­
муляции влаги в метровом слое почвы со став и л а на «П олевом »
3,2 м м /сут, н а «Н икон-Ш оре» 1,6 м м /сут, а интенсивность ум еньш е­
ния вл аго зап асо в соответственно 1,6 и 1,8 м м /сут.
В лесу наибольш ими в л аго зап ас ам и отличаю тся почвы в ельникечерничнике влаж ном . В среднем за 1981 — 1984 гг. они составили:
перед снеготаянием 366 мм, по окончании половодья 383, в летний
сезон 369 мм. В ельнике-черничнике свеж ем влагозапасы были на
4 3 — 50 мм ниж е. Н аименьш ие зап асы воды в почве отмечены в б е р е з­
няке-черничнике свеж ем и на паш не. З д е с ь почвенные в л а г о за ­
пасы были почти одинаковы м и и по отнош ению к в л аго зап ас ам
в почве ельника-черничника в л аж н о го составили 80 % , а ельникачерничника свеж его — 9 0 % . И з четы рех лет наблю дений деф ицит
влаж ности относительно НВ, определяю щ ий потери стока на у в л а ж ­
нение почвогрунта, н аб лю д ал ся на паш не (29— 76 мм) и в березня­
ках (32— 78 мм) три года, в ельнике-черничнике свеж ем (21— 22 мм)
д в а года. В ельнике-черничнике влаж ном в л аго зап ас ы в почве были
всегда выш е НВ.
В наиболее распространенны х в средней тай ге ельниках-чернич­
никах в 1974— 1984 гг. проведены наблю дения з а отдельны ми элем ен ­
там и водного б ал ан са на четы рех водоб алансовы х п лощ ад ках р а зм е ­
ром 2 0 Х 100 м. О дна п ар а п лощ ад ок расп о л о ж ен а в ельнике-чернич­
нике свеж ем (Е Ч С ), вто р ая — в ельнике-черничнике влаж н ом (Е Ч В )
(табл. 2 .4 ).
В древостоях вы деляю тся три поколения ели с возрастны м интер­
валом 40 лет. В озраст сам ого старш его поколения 161— 200 лет.
Весной в ельниках ф орм ирование стока, к ак правило, происхо­
дит при промерзш ей почве или при за п а с а х воды в ней, превы ш аю ­
щих вл аго зап асы при НВ. П ервое характерн о д л я Е Ч С , второе —
д л я ЕЧВ. Склоновы й и почвенный сток н ач и н ается почти од новре­
менно. В весенний период объем стока в ельни ках св я за н с количест­
вом осадков, дефицитом влаж н ости почвы относительно НВ перед
снеготаянием и средней глубиной пром ерзани я почвы. С вязь м еж ду
слоем стока и абсолю тными зн ачен иям и этих ф акторов д л я ЕЧ С хо­
рош о описы вается уравнением м нож ественной линейной регрес­
сии ( # = 0 ,7 5 ) .
Р азн о о бр азн ы е причины обусловливаю т сильную изменчивость
стока по годам наблю дений, о чем свидетельствую т коэффициенты
сум марного стока (табл. 2 .5 ).
60
Основные характеристики воднобалансовых площадок
Склон
Насаждение
Экспо­
зиция
Кру­
тизна
Почва
Средняя
глубина
залегания
водоупора, см
Юго-з а Ельникчерничник падная
свежий
2°44' П одзолис­
тая супес­
чаная на
тяжелом
суглинке
Северо1°06' П одзолис­
Ельникчерничник западная
тая сугли­
нистая на
влажный
тяжелом
суглинке
Таксономические показатели
Состав
Средний Пол­ Класс
возраст, нота бони­
тета
лет
70
7Е2Б1П
ед. С, Ос
120
0,94
IV
40
8Е1Б1П
ед. С
130
0,90
IV
Т а б л и ц а 2. 5
Коэффициенты весеннего стока в ельниках-черничниках (числитель —
экстремальные, знаменатель — средние значения)
Насаждение
Период наблюдений,
годы
Ельник-черничник свежий
1974— 1984
1 9 8 0 -1 9 8 4
Ельник-черничник
влажный
1980— 1984
Сток
склоновый
почвенный
суммарный
0 ,06— 0,47
0,32
0,28— 0,47
0,39
0,07-0,47
0,98—0,79
0,30
0,30— 0,47
0,36
0,59
0,57— 0,79
0,68
0 .06— 0,23
0,16
0,05—0,36
0 ,1 0 - 0 ,5 4
0,22
0,34
В ЕЧВ п р ео б ладает почвенный сток. К оэф ф ициент почвенного
стока здесь в 1,5 р а з а больш е коэф ф ициента склонового стока. В ЕЧ С
сток более активен. О собенно сильно вы р аж ен а р азн и ц а в коэф ­
ф ициентах склонового стока. В целом з а период наблю дений в ЕЧ С
диапазоны изменения коэф ф ициентов почвенного и склонового стока,
а так ж е средние их зн ачен ия почти одинаковы (см. таб л. 2 .5 ). В месте
с тем по годам наблю дений (в зависим ости от условий) по объем у
п реоб ладает почвенный или склоновы й сток.
П о к азатели весеннего стока отличаю тся по периодам : во врем я
сн еготаяния и после схода снега при выпадении ж идких осадков.
В первый период зн ачен ия коэф ф ициентов склонового и почвенного
стока во многом определяю тся деф ицитом влаж н ости почвы и ее гл у­
биной пром ерзани я перед снеготаянием . В ЕЧ С коэффициенты
склонового стока, превы ш аю щ ие (на 0,05— 0,11) коэф ф ициенты поч­
венного стока (0,18— 0 ,3 6 ), отмечены: при средней глубине пром ер­
зан и я 13 см и в л аго зап ас ах в почве выш е НВ на 54 мм; средней
глубине пром ерзани я более 60 см и в л аго зап ас ах , равны х НВ. П ри
в л аго зап ас ах в почве, близких к НВ, но при глубине пром ерзани я
менее 30 см, коэф фициент почвенного стока был на 0,04— 0,08 больш е
коэф ф ициента склонового стока (0,30). Д л я ЕЧ С установлены мно­
ж ественны е линейные связи коэф ф ициентов склонового и почвен­
ного стока с деф ицитом влаж н ости , глубиной ее п ром ерзани я перед
снеготаянием и интенсивностью сн еготаян ия (Я = 0 ,8 2 ) . В среднем за
период наблю дений в ЕЧВ и Е Ч С коэффициенты склонового стока
были равны соответственно 0,16 и 0,38, а почвенного — 0,20 и 0,35.
С ледует отметить, что склоновый сток, к ак правило, проходит по
промерзш ей почве или в лесной подстилке и не яв л яется опасным
в эрозионном отношении.
После схода снега весной сток в ельниках зави си т от количества
жидких осадков, уровня стояния верховодки и глубины пром ерзания
почвы перед выпадением осадков. С вя зь коэф ф ициента су м м ар ­
ного стока с этими п оказател ям и д л я ЕЧ С имеет линейный характер
( R = 0,97). Увеличение глубины п ром ерзани я, более высокое стояние
верховодки при одинаковом количестве осадков приводят к увел и ­
чению коэф ф ициента стока. В этот период п реоб ладает почвенный
сток. В ЕЧС коэф ф ициент почвенного стока выше (0 ,5 4 ), чем при
стоке талых вод (0 ,3 5 ), а коэф ф ициент склонового стока, наоборот,
в 4 раза ниж е и равен 0,08. П осл е сх о д а снега при выпадении д о ж ­
дей в Е Ч В склоновый сток отсутствовал, а коэф ф ициент почвенного
стока был выше (0 ,3 2 ), чем во время снеготаяния (0 ,2 0 ).
З а пять лет наблю дений (1980— 1984) в ельниках сток летом был
з а р е г и с т р и р о в а н л и ш ь в 1083 г. В э т о т г о д о н п о я в л я л с я д в а ж д ы .
В п е р в о м с л у ч а е е г о п о я в л е н и ю п р е д ш е с т в о в а л длительный (15 с у т )
дож девой период, в течение которого вы пало 35 мм осадков. Второе
возникновение стока было вы зван о интенсивными осадкам и , когда
в течение 5 сут их сумма под пологом ельников составила 54 мм.
П оявление стока в летний сезон 1982 г. стал о возмож ны м лиш ь б л а го ­
д ар я сильному увлаж нению почвы. В л аго зап асы в почве были
выше НВ. Сток в эти периоды отмечался исключительно n noune.
Коэфф ициент стока в ЕЧ С был равен 0,10— 0,12, в ЕЧВ — 0,12—
0 , 20 .
Основной приходной частью водного б ал ан са ельников (около
75 % ) весной яв л яется за п а с воды в снеге (таб л . 2 .6 ). В расходной
части наиболее представлены сток и испарение осадков, з а д е р ж и ­
ваемых пологом ельников.
В отличие от ельника-черничника свеж его во влаж н ом меньш е
воды расходуется на сток, но зн ачительно больш е — на пополнение
зап асо в влаги в почве. З а период стока 1984 г. испарение с п оверх­
ности снега и почвы на всех водн обалан совы х п лощ ад ках было при­
мерно одинаковы м — 36— 39 мм, или 18 % приходной части вод ­
ного б ал ан са. Н е вя зк а водного б ал ан са в Е Ч С составила 8 мм
(4 % приходной ч а с т и ), а в ЕЧ В , где происходит застой воды в м икро­
пониж ениях на поверхности почвы, она р ав н а 36 мм (18 % ).
В летний сезон основной статьей расхода влаги в ельниках я в л я ­
ется сум м арное испарение. В 1982— 1984 гг. его д о л я в б ал ан се со­
стави ла 220— 332 мм. В 1984 г. из 250 мм, идущ их на сум м арное
испарение, 159 мм (60 % ) израсходован о на испарение с поверх62
Водный баланс ельников-черничников за весенний период, мм (числи тель — экстремальные, знаменатель — средние значения)
Период
наблюдений,
годы
Насаждение
Ельник-черничник
свежий
Задержа­
Запас воды в Твердые и
Изменение зап асов ние осад­
снеге перед
жидкие
ков кро­
воды в верхней
началом
осадки за
суммар­
нами
снеготаяния период стока метро вом слое почвы
ный
деревьев
178— 277
222
178— 277
203
178— 277
203
1976— 1984
1980— 1984
Ельник-черничник
влажный
1980— 1984
1 4 -1 0 8
57
14— 108
74
14— 104
64
(— 18) — ( + 55)
+25
( — 18)— ( + 55)
+ 17
(-(- 3 1 )— (+ - 78)
+57
55— 126
88
55— 98
77
41—88
62
склоно­
вый
почвен­
ный
Испаре­
ние с по­
верхности
снега
(почвы)
49— 69
59
50— 65
61
3 — 36
23
11—98
58
46—98
69
8 — 76
46
11—82
49
1 1 -8 2
54
60— 100
79
Сток
8 0 — 148
117
111 — 148
130
11 — 103
69
Т а б л и ц а 2.7
Характеристики руслового стока на водосборах в 1979— 1984 гг. (числитель — экстремальные, знаменатель — средние
значения)
Слой стока, мм
Водосбор
Верх. Мая
Полевой
Никон-Шор
Мая
Половодье
150— 187
170
118— 154
137
102— 156
128
137— 188
163
Паводок
Коэффициенты стока
весенний
летне-осенний
Летняя
межень
12— 47
34
4 — 25
16
12— 42
33
10— 57
35
5— 68
47
2 — 84
36
3 — 60
30
5— 69
44
4— 20
14
4—22
14
4— 21
13
5— 22
14
Полов одье
0,74— 0,80
0,7 7
0,68— 0,86
О.ГЗ
0,48— 0,71
О.&О
0,68— 0,82
0,7” 7
Паводок
весенний
летне-осенний
0 ,3 8 -0 ,8 0
0,52
0,14— 0,54
0,30
0 ,4 1 -0 ,8 1
0,61
0 ,3 6 -0 ,7 5
0,54
0,25— 0,40
0,30
0,12— 0,37
0,21
0,10— 0,27
0,18
0,26— 0,36
0,28
Летняя межень
0,02— 0,14
0,09
0,02— 0,17
0,09
0,03— 0,15
0,08
0,02— 0,20
0,09
ности почвы. Н а зад ер ж ан и е ж и дких осадков кронам и деревьев
приходится в среднем 14 % расходной части.
Зам ы каю щ ее звено водного б ал ан са водосборов — русловой сток.
А нализ данны х о ф а за х гидрологического реж им а п о казал следую ­
щее.
П оловодье на водосборе «П олевой» н ачин ается в среднем на 4 сут
раньш е, чем на лесных водосборах «В ерхняя М ая» и «Н икон-Ш ор».
Л и ш ь при часты х в о звр атах холодов на стадии ф орм и рован ия поло­
водья 1978 г. разн и ц а составила 15 сут. П ик стока на «П олевом » про­
ходит в среднем на 8 сут раньш е. Отнош ение периода подъем а стока
к его спаду на всех водосборах одинаково и в среднем составило 1 : 2.
П родолж ительность половодья на водосборах в среднем за период
наблю дений сущ ественно не отли чается (34— 39 су т). Только при
высокой интенсивности сн еготаян ия на паш не, достигавш ей
26 м м /сут, половодье 1979 г. на «П олевом» закончи лось на 9 сут
раньш е, чем на лесны х водосборах.
З а 1979— 1984 гг. русловой сток в половодье на водосборе р. М ая
изм енялся от 137 до 188 мм (в среднем 163 м м ). Почти такие, ж е
значения слоя стока получены для водо сб о р а «В ерхняя М ая». П о ­
следний в отличие от «П ол евого» и «Н и кон -Ш ора» характеризуется
наибольш ими значениями коэф ф ициентов и слоя руслового стока
(табл. 2 .7 ).
Н а водосборе «Н икон-Ш ор» при лесистости 97 % н аб лю д ается су­
щ ественное сниж ение слоев и коэф ф ициентов руслового стока по
сравнению с водосбором «В ерхняя М ая» , лёсистость которого 90 %.
Р азн и ц а в слоях стока в среднем р ав н а 42 мм, в зн ачен иях коэф ф и ­
циентов стока — 0,17 (см. таб л . 2 .7 ). Это о б ъ ясн яется, по-видимому,
различием в характери сти ке насаж ден ий . Н а водосборе «В ерхняя
М ая» п реобладаю т низкополнотные древостой сосны и березы
( 7 3 % ) , в которых снеготаяние происходит зн ачительно интенсив­
ней, чем в ельниках, произрастаю щ их на 31 % площ ади водосбора
«Н икон-Ш ор». В следствие этого на водосборе «В ерхняя М ая» т а л а я
вода единовременно с больш ей части территории поступает в русло­
вую сеть. П ри этом зн ачительно сн и ж аю тся потери стока. В среднем
за период наблю дений потери стока в половодье на этом водосборе
составили 51 ± 4 мм и были сущ ественно меньш е, чем на водосборе
«Н икон-Ш ор» (81 ± 9 м м ).
А нализ стока на «П олевом» п оказы вает, что сниж ение лесистости
до 45 % при разм ещ ении н асаж д ен и й в ниж ней части водосбора,
несущ ественно влияет на сток тал ы х вод. Р а зн и ц а в слоях стока
на этом водосборе и водосборе «В ерхняя М ая» (в среднем на 33 мм)
объясняется разницей в за п а с а х воды, участвую щ их в форм ировании
половодья. С редние коэффициенты стока почти равны (см. таб л . 2 .7 ),
а потери стока одинаковы (50 м м ). Сущ ественного разл и чи я в слоях
руслового стока на водосборах «П олевой» и «Н икон-Ш ор» не у с та ­
новлено: 1 3 7 ± 7 мм и 1 3 8 ± Ю мм соответственно.
В конце половодья после схода снега в резул ьтате вы падения ж и д ­
ких осадков на водотоках возникаю т весенние паводки. О собенно
активно они происходят на «Н икон-Ш оре», о чем свидетельствую т
64
наибольш ие зн ачен ия коэф ф ициентов руслового стока (см. таб л. 2 .7 ).
На «П олевом» средние слои и коэф ф ициент стока были почти в 2 р а за
меньше. Причиной этому яв л яется р азл и ч н ая степень увлаж ненности
почвы в лесу и на паш не водосбора «П олевой». К концу половодья
вл аго зап асы в метровом слое почвы «Н икон-Ш ора» всегда были
выше, а на «П олевом» — близкими к НВ. П оэтом у ж и дки е осадки
в конце половодья вы зы ваю т на первом водосборе более зн ач и тел ь ­
ный паводок.
В отличие от весеннего п аводк а в паводки летне-осеннего сезона
разн и ца в слоях и коэф ф ициентах руслового стока на водосборах
«Н икон-Ш ор» и «П олевой» бы ла не столь сущ ественной (см.
таб л. 2 .7 ). У величение ж е значений характери сти к стока на водо­
сборе «В ерхняя М ая» , по-видимому, о б ъ ясн яется наличием на его
территории значительны х переувлаж ненны х участков и более р а з в и ­
той сетью дорог. В паводки таки е м еста яв л яю тся основным источ­
ником поступления дож д евы х вод в русловую сеть.
В летню ю меж ень слой и коэф ф ициенты руслового стока на всех
водосборах одинаковы (см. таб л . 2 .7 ). П итание водотоков в меж ень
осущ ествляется главны м об разом за счет стока грунтовы х вод. З а
период наблю дений в меж ень он и зм ен ялся от 4 — 7 до 16— 22 мм.
О садки летнего сезон а несущ ественно влияют на изм енение з а ­
пасов грунтовых вод. Вы падение 3 6 — 82 мм осадков на водосбор ах
увеличили зап асы грунтовых вод только на 0,3— 1,9 мм. С л едов а­
тельно, мож но предполож ить, что в летне-осенние паводки грунтовый сток на водосборах б у дет равен русловом у стоку в летню ю
межень. Таким образом , при средней продолж ительности летн е-осен ­
него сезона 133 сут грунтовый сток на водосборах «Н икон-Ш ор»
и «П олевой» равен 20 мм, что составл яет соответственно 32 и 36 %
от слоев руслового стока.
В половодья 1983— 1984 гг. на этих ж е водосборах д о л я грунто­
вого стока бы ла почти один акова — 17 и 22 мм, что по отнош ению
к слою руслового стока составл яет 10— 14 % . О стал ьн ая ч асть воды
(86—90 % ) с водосборов стекает в виде почвенного и склонового
стока. С ледовательно, на водосборах «П олевой» и «Н икон-Ш ор» с н а ­
ч ал а половодья до 1.X общий слой грунтового стока будет почти оди ­
наков (около 40 мм) и составит в среднем 20 % от слоя руслового
стока.
Р езультаты исследований п озволяю т д л я средней тай ги европ ей ­
ского С евера считать, что при освоении лесны х зем ель сельско­
хозяйственны м производством с целью сохранения водоохранной и
водорегулирую щ ей функций л еса лесистость малы х водосборов (до
100 га) д о л ж н а быть не ниж е 45 % . П ри этом н асаж д ен и я следует
разм ещ ать вдоль водотока. П ри прогнозе половодья необходимо учи­
ты вать представленность различны х н асаж ден ий на водосборе и осо­
бенности и5с влияния на условия ф орм и рован ия стока. Д л я повы ш е­
ния водоохранной и водорегулирую щ ей ф ункций таеж н ы х лесов
с учетом перспективы потребления древесины целесообразно в св е­
ж их и влаж н ы х типах л еса (черничники, долгом ош ники) в ы р а ­
щ ивать н асаж д ен и я с преобладанием березы в в о зрасте до 40— 50 лет
и с последующим снижением ее участи я в составе спелых хвойных
древостоев до 20— 30 % .
2.2. В Л И Я Н И Е ЛЕСА НА СЛО Й СТОКА
ВЕСЕННЕГО П ОЛОВОДЬЯ РЕ К УКРАИНЫ
П оверхность больш ей части исследуемой территории равн ин н ая
и холм истая, с отдельны ми возвы ш енностям и: Волынской, П од ол ь­
ской, П риднепровской на зап ад е, Д онецким кряж ем и П ри азовской
на ю го-востоке; и низменностями: П олесской на севере, П ри дне­
провской в средней части, П ричерном орской на юге. Н а ю го-западе
поднимаю тся К ар п атск и е горы (вы сотой до 2061 м ). К лим ат ум ерен­
ный, преимущ ественно континентальны й. О садки по территории
распределены крайне неравном ерно: их годовое количество на юговостоке составл яет 300— 400 мм, тогд а к ак в К ар п атах достигает
1200— 1600 мм. П очвы преимущ ественно черноземны е (около 50 %
терри тори и), подзолисты е и каш тан овы е. С еверн ая ч асть Украины
расп о л агается в зоне см еш анны х лесов, ю ж н ая и средн яя — в л есо ­
степной и степной зонах. Водный реж им х арактери зуется хорош о вы ­
раж енны м весенним половодьем, а т а к ж е летней и зимней меженью.
Д ож д евы е паводки в п ределах равнинной территории имеют л и в ­
н е в ы й х а р а к т е р и о х в а т ы в а ю т , к а к п р а в и л о , небольш ие территории.
В К ар п атах д о ж д е в ы е п а в о д к и наблю даю тся не ТОЛЬКО Н9 М9ЛЫХ,
но и крупных реках, д ости гая нередко катастроф и ческих р а з м е р о в .
Ф орм ирование весеннего половодья отли чается рядом особенно­
стей, св я зан н ы х с обш и р н о сть ю тер р и тор и и , р а сп р ед ел ен и ем теп л а
и влаги, хар актер о м подстилаю щ ей поверхности. В ю жны х рай он ах
в м алоснеж ны е зимы , а т а к ж е под влиянием оттепелей весеннее
половодье вы раж ен о слабо. Н а характери сти ки половодья зн ач и ­
тельное влияние о казы в ает залесен н ость водосборов.
Д л я установления зависим ости годового стока и стока з а период
весеннего половодья от залесенности имеется р яд подходов: ме­
тоды водного б ал ан са и сравн ен и я п арам етров стока с бассейнов,
отличаю щ ихся различной степенью залесенности, ан ал и з м атери алов
экспериментальны х наблю дений на парны х водосборах.
Н аиболее обоснованны м из перечисленны х способов явл яется
метод водного б ал ан са, но его п ракти ч еская реал и зац и я огран и чи ­
вается трудностям и определения некоторы х входящ их в б ал ан с со ­
ставляю щ их. И спользование данны х сети гидрологических станций
затр у д н яется тем, что в природе очень редко встречаю тся однородные
в лан дш аф тн ом отношении водосборы . П оэтому методы сравнения
д л я установления воздействия к а ж д о го из природных ф акторов на
сток в отдельности о казы ваю тся не эф ф ективны ми.
Единого мнения о степени и направленности влияния зал е сен ­
ности на слой стока весеннего половодья нет. О бстоятельно этот
вопрос р ассм атр и вается В. Е. В одогрецким и Э. А. Зай ц евой [1984].
Р азн оречивость мнений о влиянии л еса на весенний сток они о б ъ ­
ясняю т применением несоверш енны х методик или использованием
недостаточного по объем у и х ар актер у эксперим ентального мате66
Статистические параметры рядов
слоя стока весеннего половодья на
малых водосборах
Характеристики водосборов
стоковых станций
Станция,
водосбор
Площадь Средний Лесис­
водо­
уклон, тость,
сбора,
7оо
%
км2
Станция,
водосбор
0,63
0,99
2,19
3,01
23
24
14
16
0
41
1
84
4,80
82
71
0,53
0,20
182
169
91
94
28
0
0,12
206
45
Великоанадольская
Л ог П а­
сечный
Сухой
Кашлагачик
Д убо­
вый
Б огуслав­
ская
Балка
Лучки
Л есная
II
Л ог Л ес­
ничий
Л ипино
Опытный
0,12
0,12
230
6
Придеснян-
Л есной
0 ,0 1 4
163
Великоанадольская
Лог Сухой
Дубовый
Пасечный
Кашлагачик
Богуславская
Балка Л уч­
ки
Л есная II
Л ог Л есни­
чий
Плоский
Придеснян-
0,085
ская
Л ог Подля-
П
до
20
о
too
лоский
Длитель­
Слой
ность
наблю­ стока,
мм
дений,
лет
С»
С,
20
12,3
1,09
1,23
20
19
14,9
0,187
1,09
1,53
1,01
1,30
19
1,65
1,20
1,35
15
8,78
1,14
1,45
15
5,9
1,49
2,08
12
2,59
1,67
1,63
15
25,58
1,07
0,53
30
36,5
0,80
0 ,9 2
30
23
45,5
0,65
0,74
4 9 ,5
0 ,7 9
0,25
ская
Лог
Под-
лядо
Липино
Опыт­
ный
риала. Д л я Н ечерноземной зоны
3,54
2,66
Л есной
21
3,05
Р С Ф С Р они вы деляю т д ве группы водосборов по характеру влияни я
залесенности
на ср ед ­
ний слой весеннего стока. К первой группе отн осятся речные бассейны
с относительно глубоким залегани ем (более 5 м) грунтовы х вод.
Слой стока здесь с увеличением залесенности ум еньш ается. Во вто­
рую группу вклю чили бассейн с неглубоким (в среднем 1— 3 м)
залеганием грунтовых вод, что способствует бы строму д р ен и р о в а­
нию талы х вод в период половодья. При этом объем весеннего
стока увеличивается с ростом залесенности водосборов. Водосборы
на территории У краины повсеместно могут быть отнесены к первой
группе.
И сследования воздействия л еса на слой стока весеннего поло­
водья проводились по м атери алам водн обалан совы х станций (П ридеснянской, Богуславской и В ел и коан ад ол ьской ), в пределах которых
имеется по нескольку водосборов с различной степенью залесенности
(от 0 до 1 0 0 % ) . С ведения о водосборах приведены в таб л. 2.8.
И з-за глубокого зал е га н и я грунтовы х вод сток за период весен­
него половодья на всех водосборах (л огах и б ал к ах ) представлен
практически его поверхностной составляю щ ей. П о каж д о м у водо­
сбору были вычислены по методу моментов среднем ноголетние зн а-
Рис. 2. 1. Зависимость среднемноголетнего
слоя стока весеннего половодья h малых водо­
сборов Придеснянской ( / ) , Богуславской (2 )
и Великоанадольской (3 ) воднобалансовых
станций от залесенности / л.
чения слоя стока Й, а т ак ж е коэффициенты изменчивости C v и ассимметрии Cs (табл. 2 .9 ).
Д л я зависимости средних значений слоя h от залесенности
характерно убы вание h почти до 0 при /л = 1 0 0 % с увеличением
залесенности до 1 0 0 % (рис. 2 .1 ). А налогичны е зависим ости по­
строены и д л я отдельны х лет. Зави си м ость hn = f(f^) мож но вы разить
в аналитической форме:
h Л = h — a ' ЛIf .t f
где h — слой стока за период весеннего половодья с открытого
водосбора; а'л- тангенс угла наклона линии евяэи к ш абсцисс.
Коэф фициент а' оп ред ел яется значением слоя весеннего п оло­
водья (рис. 2 .2 ). Л и ни я связи выходит из н ач ал а координат и опи-
сывается уравнением
а л' = а лhл.
v( 2 . 2 )'
По данны м воднобалансовы х станций, коэф ф ициент ал р ав ен 0,01
(при вы раж ении залесенности в п роц ен тах). К оэф ф ициент з а л е ­
сенности k„, п редставляю щ ий собой о тн о ш ен и е-^ , с учетом в ы р а ­
жения (2.2) вы разится так: кл = 1— 0,01 /л.
Отметим, что сн егозапасы в поле и в лесу на территории к а ж ­
дой из рассм атриваем ы х воднобалансовы х станций практически оди ­
наковы. О днородность распределения сн егозапасов на откры ты х и
залесенны х водосборах п роверял ась при помощ и критерия Стъюдента [Румш инский, 1971]. С равни ваем ы е м еж ду собой среднем ного­
летние значения сн егозапасов (S ) на водосборах с различной сте­
пенью залесенности в пределах каж дой водн обалан совой станции
являю тся однородными на 5 % -м уровне значим ости.
П од влиянием залесенности изм еняется и коэф ф ициент вари ац ии
(см. табл. 2.8 и 2 .9 ). П ричем при / л менее 50 %
м ало от нее з а в и ­
сит, о ставаясь практически постоянным к ак на открытых, т а к и на
частично залесенны х водосборах. Р езкое его увеличение имеет место
при залесенности, близкой к 100 % . О днако ввиду того что ряды
наблю дений по всем водосборам В БС сравнительно короткие, сд е­
л ат ь достоверный вы вод о х ар актер е связей С[)= / ( / л) не п р ед став л я­
ется возмож ны м и з-за больш их погреш ностей при вычислении С в. П о ­
этому в дальнейш ем при ан ал и зе законом ерностей изм енения коэф68
Рис. 2. 2. Зависимость углового коэффициента
а ' уравнения (2.2) от слоя стока Л.
фициентов вари ац ии С„ и ассиммет- М°~
рии Cs произведено моделирование
временных рядов при помощи метода
/>,мм
статистических испытаний [А ндрея­
нов и др., 1965]. Суть метода состоит
в том, что при известных задан н ы х п ар ам етр ах среднего, С0 и Cs
можно произвести генерацию рядов лю бой продолж ительности, ис­
пользуя, наприм ер, табли цу чисел В ильям са. Д л я получения исход­
ных данны х, пригодных д л я м оделирования, необходимо, чтобы
парам етры были м еж ду собой взаи м оувязан ы . Н а территории У кра­
ины были отобраны водосборы с достаточно продолж ительны м и
рядам и наблю дений (не менее 30 л е т ), в их пределах лес отсутство­
вал, либо находился в небольш ом количестве (до 2 % от общ ей
площ ади во д о сб о р а). П арам етры статистического распределени я Л,
С„ и Cs вы числялись по методу моментов. На рис. 2.3 приводится
зависим ость коэф ф ициента вари ац ии от Л, из него видно, что по мере
увеличения увлаж ненности территории коэф ф ициент вариации
ум еньш ается. А налитически зависим ость Cv от Я п ред ставлен а у р а в ­
нением
п
5,62
р . 64-
(2.3)
Н а этом ж е граф и ке были использованы и данны е о м алы х водосбо­
рах воднобалансовы х станций при / < 1 % . Д ан н ы е воднобалансовы х
станций в целом согласую тся с общ ей зависим остью C j = f ( H ) .
П роверочны е расчеты , выполненны е по уравнению (2 .3 ), под­
твер ж д аю т удовлетворительное качество полученного вы раж ен и я.
В отличие от Си при коротких р яд ах наблю дений коэф ф ициент аси м ­
метрии Cs ц елесообразно в ы р а ж а ть через его соотнош ение с Cv путем
осреднения данны х по ряду объектов. Так, д л я рассм атриваем ой
территории в среднем Cs= l , 5 C o.
Временные ряды весеннего слоя стока при отсутствии зал е сен ­
ности ф орм и ровали сь следую щ им об разом . П рои звольн о зад ае тся
значение Н. П о граф и ку связи С — f (H) по принятом у h сн и м ается С .
При этом коэф ф ициент асимметрии Cs н азн ач ается равны м 1,5Со.
М етод статистических испытаний предусм атривает генерацию рядов
как при отсутствии, так и при наличии внутрирядны х связей. П р а к ­
тически д л я всех исходных рядов коэф ф ициенты внутрирядны х
связей соизмеримы с погреш ностями их вы числения, что позволяет,
приняв коэфф ициент внутрирядной связи г = 0 , сущ ественно уп ро­
стить процедуру моделирования.
Д ли н а исходных рядов при различны х R принята равной 3000 ч л е­
нов, что обеспечивает достаточную точность вы числения всех ста ти ­
стических п арам етров при лю бой степени залесенности. В лияние
залесенности вводилось в полученные ряды по уравн ен иям (2.1)
и (2.2) при а л= 0 ,0 1 , после чего ряды подвергали сь обычной ста ти ­
стической обработке. П ри этом установлено, что независим о от сте­
пени залесенности п арам етры статистического распределени я С с и C s
связи с залесенностью не обнаруж и ваю т. Н а этом основании мож но
сделать вывод: залесен н ость влияет только на слой стока. С другой
стороны, при коротких р яд ах и высокой залесенности коэффициенты
вариации и асимметрии оп ределять н ец елесообразно и з-за в о зм о ж ­
н о г о и х з а в ы ш е н и я , с в я з а н н о г о с п р и б л и ж е н и е м с р е д н е г о к О.
П р о ан али зи р л вать а н а л л г и ч ш м ЛбрАЭОМ M&TepilAJIU О0ТН ГИДР0логических станций не п ред ставл яется возм ож ны м и з-за того, что
на больш их в о д о сб о р а х зал есен н ость н аходи тся в сл ож н ом соч ета-
нии с другими природными ф а к т о р а м и . В данной статье д л я этой
цели использован ап п ар ат теории многомерного статистического а н а ­
л и за, и в частности модель ф акторного ан ал и за, исследую щ ая внут­
реннюю структуру корреляционны х матриц. В первы е ф ак то р н ая
модель в гидрологии применена В. И. Бабкиным, О. А. Гусевым
и В. А. Рум янцевы м [1972] при построении расчетной схемы б а зи с ­
ного стока.
В общ ем виде ф ак то р н ая модель м ож ет бы ть п ред ставл ен а уравк
нением Z ..= V a.,F.,-\-e., где Z.. — н орм и рованн ая величина / переЧ t*■.
/
ч
sc i
менной i-ro объекта; F — ф ак то р н ая н агр у зка L -ro обобщ енного ф а к ­
тора у /'-й переменной; F.L — значение Z.-ro обобщ енного ф ак то р а
у /-го объекта (слу ч ай н ая величина с нулевым средним значением
и единичным квадратичны м отклонением ); е, — остатки, уч иты ваю ­
щие как остаточную дисперсию, так и связан н ы е с различны м и по­
греш ностями. Ф ак то рн ая модель д ает возм ож н ость получить мини­
мальное число новых переменных, являю щ и хся линейными ком би н а­
циями исходных, причем эти новые переменны е ф актически со д ер ж ат
тот ж е объем информ ации. Ф акторны й ан ал и з прим еняется в двух
вар и ан тах [И берла, 1980]: в м одиф икации Q, п озволяю щ ей оп ре­
дел ять степень взаим ной близости п объектов путем и сследования
корреляции меж ду m п ризн акам и , и в м одиф икации R, у ста н а вл и в аю ­
щей взаи м о связь м еж ду m п ризн акам и и г\ главны м и компонентами.
Д ля реш ения поставленной зад ач и — установлен и я степени в л и я ­
ния залесенности на слой стока весеннего половодья рек У краины —
применена /^-модиф икация. П ервон ач ал ьн о в качестве исходных
были использованы дан ны е о восьми характери сти ках речных б а с ­
сейнов: среднемноголетнем слое стока весеннего половодья (Я ); п ло­
щадях водосборов (lg ( / ^ + 1 ) ) ; средней вы соте водосборов ( # ср) ; з а ­
лесенности (/л) ; заболоченности (/g); озерности ( /оз) ; расп ахан ности (/р ), а т а к ж е ш иротном полож ении водосборов (ф) (ф п ред­
ставляет собой р азн о сть м еж ду ш иротой каж д о го гидром етрического
створа и ш иротой условной точки отсчета, принятой равной 4 8 °). Н а
основе м атрицы корреляции перечисленных характери сти к у стан о в­
лено, что распахан ность, имея высокую корреляцию с залесенностью ,
заболоченностью и ш иротой местности, сам остоятельного интереса не
представляет, а п ло щ ад ь водосбора практически не ок азы в ает
влияния на слой стока. П оэтом у в дальнейш ем в ф акторной модели
использованы только ш есть характери сти к. Выделение обобщ енны х
факторов производилось д л я отдельны х районов. С огласн о В. И. Б а б ­
кину и др. [1972], на исследуемой территории мож но вы делить ч е­
тыре района: Д нестровский, А зовско-Ч ерном орский, К арп атский
и Д непро-Д онской. П оскольку в гидрологических еж егод н и ках св е­
дения о географ ическом полож ении водосборов (ш ирота и д олгота)
приведены не по всем объектам, на этап е вы деления обобщ енны х
ф ак тор ов и о п р ед ел ен и я ф ак тор н ы х н а г р у зо к учтены д а н н ы е тол ьк о
по
114 в о д о с б о р а м ИЭ
т
.
Зн ач ен и я ф акторны х н агрузок a. L получены по ком понентам
собственных векторов м атрицы к о р р е л я ц и и п р и з н а к о в . Н а й д е н н а я
ДЛЯ районов система факторных н агрузок з а т е м п о д в е р г а л а с ь о р т о г о ­
нальному вращ ению методом «вари м акс» [И берла, 1980], что п о з в о ­
л и л о в и т о г е п о л у ч и т ь более п р о с т у ю с т р у к т у р у д л я дальнейш ей ин­
терпретации обобщ енны х ф акторов.
Число эф ф ективны х ф акторов k (н аи больш ее число гипотетиче­
ских переменных, объясняю щ их корреляцию какой-либо м атрицы )
контролировалось соотнош ением Д . Л оули и А. М ак св ел л а [1967]
(p - \ - k ) C ( p — k ) 2, где р — число переменных Z k — число ф акторов.
Всего выделено три обобщ енны х ф ак то р а, объясняю щ и х более чем
на 80 % дисперсию исходной информ ации.
Л инейны е расчетны е уравн ен ия среднем ноголетнего зн ачен ия
слоя стока половодья Н имеют следую щ ий вид:
д л я Д нестровского района
Й = 2 5 ,9 + 0 ,0 0 5 Я ср+ 1 8 ,5 ф — 068/ — 0 ,74/6;
(2.4)
д л я А зовско-Ч ерном орского
Й = 3 2 ,6 + 0 ,6 5 Я ср— 25,Зф— 0 ,6 2 /;
д л я К арп атского
(2,5)
Я = 2 1 2 + 0 ,1 9 Я ср— 122ф — 1,95/л;
для Д непро-Д онского
(2.6)
Я = 17,1 + 0 ,0 2 1 # ср+ 14,8ф— 0 ,3 4 /л— 1,56/ 6,
(2.7)
где h — слой стока, мм; Нйр — средн яя высота водосбора, м; /л
Рис. 2. 4. Зависимость коэффициентов
к л от залесенности / л.
Районы: I — Днестровский, 2 — АзовскоЧерноморский, 3 — Карпатский, 4 — Днепро-Донской; воднобалансовые станции:
5 — Богуславская, Придеснянская, 6 — Великоанадольская.
и f 6 — зал есен н ость и за б о л о ­
ченность, % ;
— 48° — ш и­
рота зам ы к аю щ его створа, град
(в А зовско-Ч ерном орском р ай о ­
не ф имеет к ак полож ительные,
т а к и отри цательны е з н а ч е н и я ).
По всей совокупности исходной
инф орм ации выполнены прове­
рочны е расчеты . Критерий к а ч е­
ства S o / о (So — ср е д н ек ва д р а­
ти ческая ош ибка расчета, а —
среднеквадратическое отклонение от нормы) у к азы в ает на уд овле­
творительную сходимость расчетны х величин с исходными д а н ­
ными и изменяется от 0,31 (Азовско-Черноморский район) до 0,66
(К ар п атски й ).
Конечно, непосредственно из уравнений (2.4) — (2.7) трудно
составить представление о степени влияни я залесенности на слой
стока весеннего половодья, но вместе с тем очевидно, что к с увели че­
нием залесенности в общ ем ум еньш ается.
Чтобы проследить зави си м ость Я во всем д и ап азон е значений
залесенности, б ы ла вы полнена и м итационная прогонка уравнений
(2.4) — (2.7) по конкретным водосборам при фиксированных пара­
метрах Нср, ф, /6 и варьирован и и залесенности от 0 до 100 %. Д л я
н аглядности и удобства п редставлен и я м атер и ал а на рис. 2.4 п риво­
д ятся районны е (линии 1— 4) зависим ости коэф ф ициента влияния
Я
-
залесенности £л= - ^ ( / г /л —
слой стока
на залесенном водосборе)
на слой стока весеннего п оловодья от /л. Н а этот ж е граф и к нанесены
и полученные ранее аналогичны е зависим ости по м атери ал ам
воднобалансовы х станций. К ак видно из рис. 2.4, н аи более сильное
влияние на слой стока весеннего половодья залесен н ость оказы в ает
в южной половине территории. Н есколько меньш ее воздействие на
сток о б н ар у ж и вается в К ар п атах . Редуцирую щ ий эф ф ект зал е сен ­
ности в Д непро-Д он ском районе самы й низкий, где д а ж е при
/л= 100 % коэф ф ициент залесенности не опускается ниж е 0,5, тогда
как в Д нестровском и А зовско-Ч ерном орском рай он ах он достигает
нулевых значений у ж е при залесенности п о ряд ка 60— 75 % . Больш ие
значения коэф ф ициентов кя в Д непро-Д он ском районе, по всей ве­
роятности, обусловлены более высоким, чем в других рай он ах р а с ­
см атриваем ой территории, уровнем стояни я грунтовы х вод.
2.3. ВОДООХРАННАЯ И ВОДОРЕГУЛИРУЮ Щ АЯ Р О Л Ь
ГОРНЫХ ЛЕС О В КАРПАТ
П риродны е особенности горных территорий (резкопересеченны й
рельеф, м алом ощ ны е почвы, ливн евы е осадки) обусловливаю т здесь
частое возникновение паводков, нередко соп ровож д аю щ и хся эрозией
почв и селевыми потоками. Бурны е паводки на реках см еняю тся
периодами крайне низких расходов воды , когда сток бы вает
в 2000 р аз меньше, чем в паводки, что, в свою очередь, ск азы вается
на ритмичности водообеспечения различны х отраслей народного хо­
зяйства. В этих условиях усиление водорегулирую щ ей роли горных
лесов имеет в аж н о е практическое значение. Н аиболее актуален
этот вопрос д л я центральной и особенно северо-восточной частей
К арпат, на которые приходится 86 % очагов катастроф ических о с а д ­
ков горного региона [Голуб, 1971]. З д есь доминирую т еловы е и см е­
шанные (из ели, пихты и бука) леса.
В избыточно увлаж ненны х горных л ан д ш аф та х водорегулирую ­
щие свойства леса в значительной мере зав и ся т от способности
лесного полога за д е р ж и в а ть осадки, а т ак ж е способности лесной
почвы переводить воду во внутрипочвенный и грунтовый сток.
При оптим альном сочетании этих ф акторов резко ум еньш ается по­
верхностны й , п аводк овы й сток в у в л аж н ен н ы е п ери оды го д а и в о з­
р а ст а ет гр ун тов ое п и тан и е рек в су х и е сезон ы .
В горах, д а ж е на сравнительно малы х п лощ ад ях, н аб лю д ается
верти кальн ая поясность кли м ата, почв и растительности, что в со­
четании с различной экспозицией и крутизной склонов, а также
ориентацией горных хребтов относительно влагоносны х воздуш ны х
течений сущ ественно ск азы вается на распределении атм осф ерного
увлаж нения, со ставл яю щ и х водного б ал ан са, в том числе стока рек.
В оздействие различны х ф акторов на речной сток м ож ет м аски ровать
влияние лесного покрова.
С целью оценки водорегулирую щ их свойств горных лесов в
1972— 1985 гг. было проведено изучение осадков, снеж ного покрова,
ф изических и водных свойств почв в лесу и на откры ты х уч астках,
а так ж е реж им а стока с различны х по лесистости горных водосборов.
И сследования проводились на лесогидрологическом стаци он аре
«Хрипелев», который находится в северо-восточной части К ар п ат
в бассейне р. Б ы стрица Н адворн ян ская. С тац ион ар располож ен на
вы сотах 840— 1225 м н ад ур. м. и состоит из трех гран и чащ их
меж ду собой водосборов общ ей площ адью 96,7 га. Склоны х ар а к тер и ­
зую тся крутизной 10— 35°. Почвы тем но-буры е горно-лесны е щ еб­
нистые мощ ностью 60— 100 см. Л есной покров стац и он ара п ред став­
лен спелыми еловыми н асаж д ен иям и , средний состав которых
7Е 2Бк1П , класс бонитета I— II, полнота 0,8— 0,9. В 1974 г. на водо­
сборе № 3 после сплош нолесосечной рубки посаж ены хвойные
культуры. В 1982 г. на водосборе № 1 проведена д обровол ьн о­
вы борочная рубка, сни зивш ая полноту древостоя до 0,6— 0,7.
На водосборе № 2 хозяйственны е м ероприятия не проводились.
В ерхняя п ри во д о р азд ел ьн ая часть стац и о н ар а (11 % его площ ади)
зан я та сенокосам и и п астбищ ам и.
Количество осадков на открытом месте (числитель) и проникших под полог
(знаменатель) леса, мм
Гидрологический
год
Год
Теплый период
(май—октябрь)
Холодный период
(ноябрь—апрель)
1971/72
1972/73
1973/74
1974/75
1975/76
1976/77
1977/78
1978/79
1979/80
1980/81
1981/82
1982/83
1983/84
1984/85
1124/792
1291/нет данных
1228/874
1254/943
1240/936
1272/968
1156/880
928 /6 8 3
1430/1066
1035/782
1164/885
1180/908
899 /6 5 4
1111/834
7 95 /5 7 7
1002/794
1032/773
9 3 1 /7 4 9
8 8 7 /6 8 9
782/621
823 /6 4 4
6 0 9 /4 7 2
1023/782
706/553
6 6 8 /5 1 8
8 8 6 /7 0 5
6 1 1 /4 5 6
8 1 2 /6 2 2
3 29 /2 1 5
289/н ет данных
196/101
32 3 /1 9 4
3 5 3 /2 4 7
4 9 0 /3 4 7
3 3 3 /2 3 6
319/211
40 7 /2 8 4
329 /2 2 9
4 9 6 /3 6 7
2 9 4 /2 0 3
288 /1 9 8
299/212
1156/862
100/74,6
813 /6 2 8
100/77,2
34 3 /2 3 4
100/68,2
В среднем*...
То ж е, %
* Без учета данных 1972/73 гидрологического года.
При исследованиях В ОСНОВНОМ и спользованы методики Г идро­
м е т е о с л у ж б ы С С С Р . О с а д к и у ч и т ы в а л и с ь е ж е д н е в н о н а ПОЛЯНе НрИ
помощи осадкомера Третьякова и плювиографа, а плд
пологом л еса
(водосбор № 2) по 15 осадком ерам . Н аблю дения за снеж ны м п окро­
в о м п р о в о д и л и с ь на п о л я н е и в лесу на двух п араЛ Л еЛ Ь Н Ы А СНСГО'
мерных м арш рутах, залож енн ы х поперек склон а. П осле сплош ной
рубки в 1974 г. на водосборе № 3 снегомерные м арш руты проходили
и по вырубке. П ри снегомерных съ ем ках одноврем енно и зм ерял ась
и глубина п ром ерзани я почв методом ш урф ован и я. Ф изические
и водные свойства почв оп ределяли сь общ еприняты м и методами.
И сследования п оказали, что л еса К ар п ат играю т важ н ую в одоре­
гулирую щ ую роль. В значительной мере это ск азы вается на умень­
шении осадков, поступаю щ их к поверхности почвы в лесу
(табл. 2.10). Н а стаци он аре «Хрипелев» из 1156 мм, вы падаю щ их
в среднем за год осадков, под полог см еш анны х н асаж дений
с преобладанием ели поступает около 75 % , пологом зад ер ж и в ается
294 мм (25 % ). В холодный период года,-когда преобладаю т тверды е
осадки, д о ля проникш ей под полог влаги сн и ж ается до 68 %,
а в теплый период в связи с частыми обильны ми и ливневы ми д о ж ­
дями увеличивается до 77 % . С огласно литературны м данны м
[Чубатый, 1972; Д ья к о в , 1976), полог чистых еловы х н асаж дений
К ар п ат зад ер ж и в ае т з а год от 44 до 36 % осадков, а буковых —
16— 21 % . Таким образом , в услови ях избы точного увл аж н ен и я
К ар п ат наибольш ее количество атм осф ерной влаги зад ер ж и в ается
пологом чистых ельников, меньш е — см еш анны х темнохвойно-буковых н асаж дений и самое незначительное — чистых буковы х лесов.
Увеличение доли бука в составе н асаж д ен и й сн и ж ает о са д к о зад ер ­
ж иваю щ ую способность их полога.
74
Характеристики весеннего снеготаяния на открытом месте (числитель) и под
пологом леса (знаменатель)
Гидрологический
год
Запас воды в снеге,
мм
Интенсивность, мм/сут
1971/72
1972/73
1973/74
1974/75
1975/76
1976/77
1977/78
1978/79
1979/80
1980/81
1981/82
1982/83
1983/84
1984/85
120/81
160/78
82/38
109/63
158/89
31/7
135/60
119/63
134/72
176/141
134/61
103/62
181/116
139/76
2,7/1,8
9,6/6,5
Снег сошел зимой
7,3/6,3
6,9/4,0
Снег сошел зимой
11,7/5,0
4,5/0,6
7,3/4,7
6,8/3,4
8,9/5,2
10,3/4,9
12,0/8,9
8,2/2,7
127/72
100/56,9
8,0/4,5
100/56,3
Всреднем...
То же, %
Продолжительность,
сут
48/35
17/11
15/10
20/20
11/9
18/10
14/14
18/16
16/10
11/9
15/13
17/17
18/15
100/83,3
А н а л и з п р он и к ш и х п о д п о л о г л е с а о с а д к о в п о к а зы в а ет , что в ре-
зультате увеличения дождя (I , мм) уменьшается проотранотвенное
варьирование проникш их сквозь полог осадков ( Cv, % ) и в озрастает
количество проникш ей влаги ( ^ акт, % ):
ПРИ Я = 0 , 7 2 + 0 ,0 6 ;
^ „ = 3 6 , ЗХ0'196 при R = 0 ,7 3 ± 0 ,0 6 .
О садкорегулирую щ ие свойства лесного полога в условиях с т а ­
ционара лучш е п роявляю тся при д о ж д ях до 40 мм, когда зад ер ж ан и е
влаги превы ш ает 25 %. М еханизм регулирования поступления влаги
пологом леса со хран яется при д о ж д я х до 175 мм. (В К ар п атах
количество дож девы х осадков з а сутки м ож ет дости гать 240 мм.)
В изучаем ом районе н ем аловаж ную роль играет лес в н акоп ле­
нии и таяни и снеж ного покрова, с которыми св язан ы объем и интен­
сивность прохож дения весеннего половодья. В период м аксим ального
снегонакопления вы сота снеж ного покрова в лесу на 1/ 3 меньше,
чем на поляне, а зап асы воды в нем соответственно меньш е почти
в 2 р а за (табл . 2 .1 1 ). Р асчеты п оказал и , что в период снего­
накопления зап асы воды в снеге в лесу меньш е по сравнению с откры ­
тыми местами на величину, прим ерно равную количеству осадков,
перехваченных пологом леса [Олийник, 1979].
С огласно литературны м данны м [Ш пак, Б у л ав ск ая , 1967; Ч у ­
батый, 1968], мощ ность снеж ного покрова в буковых н асаж д ен и ях
и на открытых у ч астках м ало отли чается. Это св яза н о с тем, что
зимой буковые древостой оказы ваю т незначительное влияние на п ро­
никновение тверды х осадков.
И нтенсивность тая н и я снега весной колеблется на открытых
у частках в зависим ости от погодных условий от 2,7 до 12,0 м м /сут,
а в лесу от 0,6 до 8,9 м м /с у т (см. табл. 2 .1 1 ). О днако в связи с тем
что под пологом л еса снега н акап л и в ается почти в 2 р а з а меньше,
чем на откры ты х участках, п оказатели п родолж ительности снего­
т аян и я в лесу и на открытых уч астках весьм а близки, в отдельные
годы снег в лесу сходит на несколько дней раньш е. Это сви детель­
ствует о том, что в горных условиях К ар п ат м ож ет наблю даться
об р атн ая законом ерность в сроках схода снега в л есу и на открытых
участках по сравнению с равнинными условиям и, где снег, как
правило, раньш е исчезает на откры той местности. П одобны е зак о н о ­
мерности в формировании и таян и и снеж ного покрова н аблю даю тся
т а к ж е в еловых л есах Т ян ь-Ш ан я [Ч еш ев, Черны х, 1977].
П олож ительное водорегулирую щ ее воздействие леса во многом
определяется способностью лесны х почв поглощ ать осадки, проник­
шие под полог леса, и переводить поверхностны й сток во внутрипочвенный и грунтовый. П о мнению М. И. Л ьво в и ч а [1963], в лесном
биогеоценозе почва яв л яется главны м компонентом, влияю щ им на
его водный реж им . Буры е горно-лесны е щ ебнисты е почвы К арп ат
обладаю т хорош ими водными, физическими и тепловы ми свойствами.
Д о ста т о ч н о е и и збы точ н ое у в л а ж н ен и е об у сл о в л и в а ет отн оси тел ьн ую
стабильность влагозапасов поив. Так, многолетние наблюдения на
стационаре п оказы ваю т, что в лесу ам плитуда колебан и я зап асов
влаги в 60-сантим етровом слое почв, где сосредоточено 92— 99 %
массы древесны х корней, составляет 62 мм, что не превышает 35 %
от их средней величины. В услови ях м ягких зимних сезонов в связи
с теплоизоляционны м влиянием лесного полога и подстилки пром ер­
зан и е почв в лесу, к ак правило, кратковрем енное (в среднем 53 дня)
с максим альной глубиной в отдельны е годы 0— 25 см. Н а открытых
уч астках (вы рубка, п олян а) глубина пром ерзани я колеблется от 4
до 28 см, а средн яя продолж ительность сущ ествован ия м ерзлого слоя
81 день. П о сравнению с нелесными почвам и почвы под н а с а ж д е ­
ниями имеют меньшую плотность и более высокие п оказатели
скваж ности и влагоем кости (табл. 2 .1 2 ). Б олее сущ ественно р а зл и ­
чаю тся эти почвы по водопроницаемости. В н асаж д ен и ях п оверх­
ностное впиты вание влаги в почву составл яет 9— 35 м м /м и н , а на
сенокосном угодье — 0,5 м м /м и н , нередко сн и ж ая сь до 0,2 м м /м и н .
П оскольку в К ар п атах интенсивность ливневы х дож дей м ож ет пре­
вы ш ать 1,1 м м /м и н , д ости гая в отдельны х сл уч аях 9 м м /м и н
[Голуб, 1971], поверхностный сток в основном ф орм ируется на
безлесны х угодьях. В лесу и з-за высокой водопроницаемости почв
избы ток влаги переводится лесной подстилкой и почвой в грунтовый
и внутрипочвенный сток.
П олож ительно вл и яя на осадки, снегозапасы и свойства почвы,
лесной покров в условиях К ар п ат играет чревы чайно важ н ую роль
в улучшении реж им а речного стока. В лияние леса на реж им и сток
оценивалось по м атери алам 40 водосборов. П лощ ади водосборов
2 — 740 км2, высоты изм еняю тся от 610 до 1200 м н ад ур. м., лесистость
12— 97 %. Л есной покров водосборов представлен еловыми, смеш ан76
Водно-физические свойства почв сенокосного угодья и леса
Глубина,
см
Плот­
ность,
г/см3
0 -1 0
10— 20
20— 30
30— 40
40— 50
50— 60
0,96
1,03
1,11
1,21
1,37
1,39
Скваж­
ность, %
Полная
влаго­
емкость, %
Глубина,
см
Плот­
ность,
г/см 3
62,8
57,9
51,1
44,1
35,0
34,2
0 — 10
10— 20
20— 30
30— 40
40— 50
50— 60
0,80
0,88
1,02
1,17
1,26
1,30
Полная
влаго­
емкость, %
Л ес
С енокос
60,2
59,4
56,6
53,5
47,9
47,5
Скваж­
ность, %
67,4
65,6
60,3
54,3
51,0
49,6
84,2
74,7
59,2
46,3
40,4
38,4
ными из бука, пихты и ели н асаж д ен и ям и , реж е буковыми древостоями близкой возрастной структуры.
Стокорегулирую щ ее влияние леса п росл еж и вается через связь
между коэффициентом естественной зарегули рован н ости стока <р и
лесистостью водосборов f„, которая х ар актер и зу ется следую щ им
уравнением: <р=0,028/л-(-0,28 при Я = 0 ,6 6 ± 0 ,1 1.
С огласно полученному уравнению , л ес в К ар п атах способствует
увеличению зарегули рован н ости стока рек. В есьма сущ ественная
роль л еса в увеличении стока в меж енны е периоды, когда
происходит обмеление рек и их водность определяется исклю чи­
тельно грунтовым и подземным питанием. В такие периоды речной
сток под влиянием л еса м ож ет в о зр астать более чем в 12 раз. В д а н ­
ном случае св язь м еж ду минимальны ми м одулями стока Afmin
(в л / ( с • км2) ) и лесистостью (в % ) водосборов, к ак и в предыдущ ем
уравнении, п р ям ая и в ы р а ж ае тся ф ормулой М т (П= 0 ,0 3 /л 4 -0 ,2 6 при
/? = 0,66± 0,10.
В противополож ность приведенным уравн ен иям св язь м еж ду
максимальны ми (паводковы м и) модулями стока М тах (в л /
(с - км2)) и лесистостью (в % ) водосборов имеет криволиней­
ный вид: Mma, = . 2n8.0^
fj jU,4z/
при # = 0 ,8 4 + 0 ,0 5 . С огласно д анном у урав-
нению, лесной покров способен уменьш ить более чем в 7 р аз м акси ­
мальны й речной сток. О дн ако степень уменьш ения м аксим ального
стока при увеличении лесистости водосборов неодинакова. Н аиболее
резко он сн и ж ается при возрастани и лесистости до 30— 40 % ,
менее интенсивно в интервале лесистости от 30— 40 до 60— 70 %
и в относительно небольш их пределах — при лесистости выш е 70 %.
Это достаточно четко п рослеж и вается по градиенту изменения стока
на 1 % лесистости, которы й в пределах ан али зи руем ого ряд а
водосборов имеет следую щ ий х арактер. П ри лесистости водосборов
12— 35 % он в среднем составл яет 14,8 л / ( с • км2), при лесистости
35— 65 % — 4,8 и при больш ей лесистости — всего 2,3 л / ( с • км 2).
В целом стокорегулирую щ ее влияние л еса будет м аксим альны м
при сплошном облесении речных бассейнов. Но в связи со зн ач и тел ь ­
ной хозяйственной освоенностью К арп ат редко бассейны имеют такую
лесистость или возм ож ность ее дости ж ен и я. В этом отношении за
вполне удовлетворительны й нижний предел лесистости м ож но при­
нять 65 % , при котором п ав о д к о вая со став л яю щ ая становится
относительно стабильной. П о сравнению с безлесны ми водосборами
на бассейнах, лесистость которы х превы ш ает 65 % , минимальные
модули стока во зр астаю т в среднем в 8 р аз, м аксим альны е сни­
ж аю тся в 6 и о б щ ая зарегули рован н ость стока в о зр астает более
чем в 1,6 р аза.
Д л я ан ал и за влияни я л еса на водность рек использовались
данны е о годовом стоке рек и морфом етрических характери сти ках
водосборов. П оследние заи м ствован ы из гидрологических еж его д ­
ников и справочников, а данны е по средневзвеш енны м осадкам —
из работ М. И. К ирилю ка [1976, 1985], Н. Г. Г алущ енко [1977]
и м атериалов З ак ар п атск о й воднобалансовой станции. Расчетны й
период принят с 1960 по 1970 г. Он состоял из двух одинаковы х
по продолж ительности ф а з стока: 1960— 1964 гг. были маловодны ми,
а 1965— 1970 гг. — многоводными. Л есистость водосборов опреде­
лен а по м атери алам лесоустройства и учета лесного фонда.
К орреляционны й ан ал и з п оказал , что д л я совокупности водосбо­
ров достоверн ая св язь имеется м еж ду осадкам и и стоком. К оэф ф и ­
циент парной корреляции м еж ду ними составл яет 0 ,6 8 ± 0 ,0 9 . С вязь
меж ду другими ф акторам и и стоком вы р аж ен а слабо: коэффициенты
парной корреляции стока с высотой, п лощ адью и лесистостью
водосборов составляю т соответственно 0,19; 0,37 и 0,36. Таким о б р а ­
зом, на фоне больш ого р азн о о б р ази я природных у с л о в и й К а р п а т
ч е т к а я связь стока вы раж ен а только с атм осферны м увлаж нением .
Для Карпат сравнительно тесные связи стока с высотой и л е ­
систостью водосборов вы раж ен ы в пределах отдельны х ф изико-гео­
графических областей. Так, во В неш них К ар п атах (13 водосборов
с площ адям и 18— 733 км , вы сотами 610— 1200 м, лесистостью
40— 87 % , осадкам и 1018— 1475 мм) коэф ф ициенты парной корре­
ляции меж ду стоком рек и этими характери сти кам и водосборов
составляю т соответственно 0 ,7 2 + 0 ,1 3 и 0 ,7 8 ± 0 ,1 1 . Д л я В одораздельно-В ерховинских К ар п ат (16 водосборов с п лощ адям и 2—
165 км2, высотами 690— 1000 м, лесистостью 20— 97 % , осадкам и
1043— 1219 мм) они равны 0 ,5 0 ± 0 ,1 8 и 0 ,6 0 + 0 ,1 2 . В этих областях
сток почти не св язан с п лощ адью водосборов (коэф ф ициенты ко р ­
реляции — 0,28 и — 0 ,3 0 ).
С удя по данны м корреляционного а н ал и за, водность горных рек
кроме атм осф ерного у вл аж н ен и я и высоты местности зави си т от л е­
систости водосборов. О днако наличие сравн и тельно тесных п олож и ­
тельных связей м еж ду стоком и лесистостью н ельзя принимать
в качестве единственного достоверного критерия водоохранной
роли горных лесов, поскольку распределение лесистости находится
в определенной связи с осадкам и и высотой. Так, коэффициенты
корреляции лесистости с осадкам и и высотой д л я водосборов В неш ­
них К ар п ат составляю т 0 ,8 0 ± 0 ,1 0 и 0 ,7 2 ± 0 ,1 3 , а д л я водосбордв
В одораздельно-В ерховинских К ар п ат равны 0 ,6 8 ± 0 ,1 4 и 0 ,7 2 ± 0 ,1 2 .
Кроме этого, в каж д о й из областей осадки св язан ы с высотой (коэф-
Зависимость годового стока рек Карпат от различных характеристик водосборов
Река — пункт
Чечва — Спас
Орава — Святослав
Л ужанка — Гошев
Сукель — Тисов
Прут — Яремча
Быстрица Надворнянская — Пасечна
Свича,— Мысловна
Путила — Путила
Серет — Лопушна
Голятинка — Голятин
Голятинка — М айдан
Рика — Верх. Быстрый
Студеный — Верх. Студеный
Г рабовец — М ежгорье
Бранище — Лопуш ное
Лопушна — Лопуш ное (верх.)
Лопушна — с. Л опуш ное (ниж .)
Средняя
высота
водо­
сбора
над ур.
м., м
Площадь
Уклон
водо­
реки,
сбора,
°/оо
км2
Слой
Лесис­ Осадки,
стока,
тость,
мм
мм
%
820
830
660
770
990
1000
269
204
146
138
597
484
12,6
15,2
26,7
26,0
21,8
19,5
71
77
59
79
71
79
1200
1210
1052
1140
1296
1315
580
601
473
630
587
625
1000
960
910
780
780
880
809
788
916
897
925
201
181
152
59
86
165
8,0
10,2
10,3
37,3
13,2
23,9
24,2
26,0
31,4
23,4
40,0
56,6
74,1
66,6
63,2
96,3
87
50
83
32
43
69
20
92
67
78
88
1315
1000
970
1132
1111
1166
1043
1137
1214
1166
1203
797
383
394
741
730
770
678
787
582
689
802
ф ициенты к ор р ел я ц и и равны 0 ,9 7 ± 0 ,0 2 и 0 ,6 5 ± 0 ,1 4 ) . И з эт о г о с л е ­
дует,
что в пределах природных областей осадки, сток и лесистость
подчинены законом ерностям вертикальной поясности физико-географ ических условий.
В К ар п атах относительно «чистое» влияние л еса на водность
рек п роявляется при сопоставлении годового стока с водосборов,
располож енны х в сходных почвенно-климатических и геом орф ологи­
ческих условиях, имеющих примерно одинаковы е площ ади и уклоны
рек, но разли чаю щ и еся лесистостью . В таб л . 2.13 приведены п о ка­
затели стока с бассейнов, р азл и ч и я в лесистости которых — 6—
72 % . Д ан ны е свидетельствую т, что с увеличением лесистости
водосборов в о зр астает слой и коэф ф ициент годового стока. Вместе
с тем изменение стока с лесистостью не идентично д л я всех подоб­
ранных групп и пар водосборов. Это, очевидно, об ъ ясн яется неоди­
наковы ми ф изико-географ ическим и условиям и горной территории,
учесть которые весьм а трудно. К роме этого, на п о к азател ях стока
могут ск азы ваться во зраст и состав н асаж ден ий , а та к ж е х о зяй ст­
венная деятельн ость в л есах, п о-разн ом у влияю щ ие на водный
реж им горных склонов [Д ьяков, 1976; Ч убаты й, О лийник, 1976;
Олийник и др., 1986].
Таким о б разом , результаты исследований свидетельствую т об
увеличении водности горных рек под влиянием лесистости водо­
сборов. О дн ако на фоне подавляю щ его влияни я метеорологических
и р яд а других природных ф акторов ф орм и рован ия стока эта роль
лесов четко не вы р аж ен а, что затр у д н яет ее количественную оценку.
2.4. ВЛИЯНИЕ ФАКТОРОВ П ОДСТИЛАЮ Щ ЕЙ ПОВЕРХНОСТИ
НА Ф О РМ И РОВА НИ Е М АКСИМ АЛЬНОГО СТОКА
П ОЛОВОДЬЯ РЕ К ЗА П А Д Н О -С И БИ РС К О Й РАВНИНЫ
Ф акторы подстилаю щ ей поверхности — лес, болота, наличие на
водосборе озер, водохранилищ и карста — относятся к той группе
парам етров, которые оказы ваю т сущ ественное влияние на процесс
ф орм ирования и объем м акси м альн ого стока половодья. В расчет­
ных ф орм улах их учет ч ащ е всего производится посредством введе­
ния в конечный р езул ьтат одного или нескольких поправочных
коэффициентов. Такой подход, д а в а я в больш инстве случаев вполне
удовлетворительны е результаты , тем не менее не об ъ ясн яет природу
воздействия ф акторов подстилаю щ ей поверхности на различны х
этап ах ф орм ирования тал ого стока.
С методической стороны более правильны м следует считать
разделение совокупности ф акторов на д ве категории — склоновые
и русловые. К первым мож но отнести залесенность, заб ол очен ­
ность, наличие на водосборе легко проницаем ы х пород, к а р с т а .
И х вл и ян и е на м ак си м альн ы й сто к о су щ ест в л я ет ся ч ер ез эл ем ен ты
гидрографов СКЛОНОВОГО СТ0К9НИЯ, ГЛАВНЫМ образом через продолж ительность притока 7о и общий слой притока /гск. Озера руслового
типа, пруды и водохранилищ а, относясь ко второй категории ф а к ­
торов, б л а го д а р я наличию регулирую щ их емкостей оказы ваю т
непосредственное трансформирующее влияние на м аксим альную ор­
динату руслового гидрограф а.
О бъективное сущ ествование в природе ф акторов регулирования
стока на склонах и непосредственно в русловой сети требует
соответствую щ его отраж ен и я в расчетны х ф орм улах м аксим ального
стока. Р аздельны й учет ф акторов склонового и руслового стока
позволяет более правильно построить структуру ф ормул, а та к ж е
оценить н ап равлен ие и разм еры влияния отдельны х ф акторов, что
весьма в аж н о при управлении водными ресурсам и. Н ами исследо­
ван а роль основных ф акторов подстилаю щ ей поверхности на м акси ­
мальные слои стока весеннего половодья рек Западно-С ибирской
равнины.
З ап адн о -С и би р ск ая равнина — откры тая к северу территория со
слегка приподнятыми краям и, зан и м аю щ ая п лощ адь более 2,5 млн
км2, п редставляет собой территорию с ясно вы раж енной ш иротной
зональностью кли м ата, почв, растительности. Ч етко в ы р аж ен н ая
зональность в распределении тепла и влаги в сочетании с равнинностью территории, в свою очередь, предопределяет и широтный
характер изменения основных характери сти к гидрологического р е­
ж им а водных объектов.
П риним ая во внимание обш ирность территории, на первом этапе
проведено ее районирование по степени однородности распределения
снегозапасов с использованием критерия С тью дента. Применению
этого критерия п редш ествовала п роверка всех наблю денных рядов
снегозапасов на норм альность и однородность среднеквадратических
отклонений по критерию Ф иш ера.
Рис. 2. S. Картосхема расчетных слоев стока (в мм) весеннего половодья рек ЗападноСибирской равнины. Штриховой линией показаны границы гидрологических райо­
нов (I . . . X).
А нализ данны х 247 метеорологических станций, сравнительно
равном ерно освещ аю щ их рассм атриваем ую территорию , позволил
выделить 10 районов, однородных по зн ачен иям средних п оказателей
сн егозапасов (рис. 2 .5 ). Г раницы выделенны х районов проведены
по в о до р аздел ам рек.
О ценка влияни я ф акторов склонового регули ровани я на сток по­
ловодья проводилась на основе ан а л и за зависим остей расчетны х
слоев стока h " от озерности, заболоченности и лесистости водосборов.
При этом приним алось во вним ание та к ж е и то, что слои стока в оп­
ределенной мере могут зав и сеть от высоты, площ ади и уклон а водо­
сборов, распаханности его территории.
Рис. 2. 6. Зависимость расчетных слоев стока весеннего половодья Л? от заболоченности
( а ) и озерности (б ) водосборов.
У читывая несоответствие статистических п арам етров Qmax и Лтах,
в настоящ ем исследовании в качестве расчетны х, согласно реком ен­
дац иям Е. Д . Гопченко [1976], использованы не равнообеспеченны е,
а сопряж енны е с м аксим альны м и расходам и 1 % -й вероятности
превыш ения слои стока.
В общ ем виде зависим ости имеют редукционный хар актер И а н а ­
литически д л я учета влияния озер могут быть аппроксим ированы
уравнением вида h"=h'Cl— « lg (fo 3+ l ) ; Дл я учета влияния болот —
вида h"— h'Ci— m \ g ( f 6-{-l), где А' и А" — слои стока половодья при
нулевой озерности и заболоченности водосборов, мм; п и т — т а н ­
генсы углов н аклон а линий связи к оси абсцисс; /03 и f6 — озерность
и заболоченность водосборов, % .
К оэффициенты, учиты ваю щ ие степень влияния озор на слои стока
п
п с / п с.
половодья, р ассч и ты в ал и сь по в ы р а ж е н и ю — = а 03 = -г—-— —— .
«с,
'g(/o3 +
Оценка влияния заболоченности п роводилась по аналогичной схеме,
но в расчет вводились слои стока, от^ррректированны е на п ред­
шествующем этапе, причем h ' = - ------- — —— . В качестве при1—a03lg (/о з + 1)
мера на рис. 2.6 приведены зависим ости расчетного слоя весеннего
стока от озерности и заболоченности д л я четвертого района.
После установления д л я к аж д ого из районов расчетны х значений
п арам етров а оз и а б осущ ествлен а их у в я зк а с ш иротой местности
ф (рис. 2 .7 ). В расчетах использованы данны е по 151 пункту н а ­
блюдений.
П арам етры а оз и а в о тр аж аю т степень влияни я озерно-болотны х
лан дш аф то в на м аксим альны е слои талого стока. И х уменьш ение
с юга на север объясняется сниж ением суммы потерь на испарение
за период половодья. Причем в том же направлен ии н аблю дается
82
Рис. 2. 7.
Зависимость параметров а от широты
местности ф.
/ _ для озерности; 2 — для заболоченности.
и уменьш ение соотнош ения а03/ а б от
1,85 (ю ж н ая ч асть бассейна р. Тобол,
Б араби н ски е и Кулундинские степи) до
1,35 (тун д ровая и л есотундровая зон ы ).
В услови ях низких тем ператур и и з­
быточного у в л аж н ен и я севера исследуе­
мой территории потери на испарение
зав и ся т только от сум м арного притока
тепла. В этих условиях нет сущ ествен ­
ной разницы м еж ду испарением с поSZ
56
60
64
68
??с.ш. верхности озер и болот, а в отдельные
периоды года потери на испарение с по­
верхности болот могут быть д а ж е несколько больш е, чем с озер.
С продвиж ением на юг эти разли чи я все больш е возрастаю т, дости гая
максимума на юге — в зоне недостаточного у вл аж н ен и я. Этому
ф акту способствует та к ж е и то, что на территории З а п а д н о -С и б и р ­
ской равнины наибольш ее распространение получили небольш ие
( м е н е е 1 га) о з е р а бассейнового типа, которы е в весенний период,
п рогреваясь зн ачительно Оыстрее О о л о т п о г о м а с с и в а , р а с х о д у ю т
больш ие объемы талы х вод на испарение.
П олученны е результаты п одтверж даю тся исследованиям и ряд а
авторов. В р аб о те О. И . К рестовского и Н. П. Х атькова [1980]
показано, что в весенний период д л я лесной зоны ЕТС испарение
с болотных л ан д ш аф то в в среднем на 15— 20 % больш е, чем с поля.
Зап ад н о -С и б и р ск ая равн ин а изобилует озерам и. П ричем п р ео б л а­
даю щ ее больш инство из более чем 800 тыс. озер внутриболотны е,
они зан и м аю т зн ачительн ы е п лощ ад и заболоченны х территорий и я в ­
ляю тся неотъемлемы м элементом л ан д ш аф то в Западн о-С и би рской
равнины . Ч асто дан ны е о зе р а рассм атри ваю тся к а к бессточные.
О дн ак о в усл о в и я х и збы точ н ого
увлажнения Западной Сибири все
сток. В период весеннего сн еготаян ия св я зь м еж ду озе­
рами и речной системой осущ ествл яется но с«ти проток и внутриво
лотных ручьев, а при их отсутствии — только фильтрационны м путем
о зе р а им ею т
Через ТОрфЯНую залеж ь и в основном через ее деятельный горизонт
[ Б о л о т а ..., 1976]. В нутриболотны е озер а Западн о-С и би рскои р а в ­
нины частично зад ер ж и в аю т весенние воды, из которы х лиш ь н езн а­
чительн ая ч асть поступает в русловую сеть, о стал ьн ая ж е расходу­
е т с я н а испарение и тран сп и рац ию с поверхности озер или аккум у­
лируется В торф яной за л е ж и о к р у ж а ю щ и х б о л о т н ы х м а с с и в о в
с последующим расходованием также на испарение. По данным
К. Е. И в ан о в а и С. М. Н овикова [ Б о л о т а ..., 1976], испарение
с внутрйболотны х озер со став л яет более 70 % их водного б ал ан са,
причем потери на испарение с поверхности озер лесной зоны Зап адн ой
Сибири в зависим ости от их р азм ер а превы ш аю т потери на испарение
с болот на 15— 40 % [К ач ал о в а, 1977}.
6.
83
Рис. 2. 8. Зависимость поправочного коэффициента к стоку половодья Кн от коэффици­
ента «азональности» для степной зоны Западно-Сибирской равнины.
Вопрос о влиянии л еса на весенний сток не менее важ ны й.
Я вляясь одним из основных ф акторов ф орм и рован и я склонового
стока, лес м ож ет о к а зы в ать сущ ественное влияние на м аксим альны е
расходы воды. К оэффициенты, учиты ваю щ ие уменьш ение м акси ­
мальных расходов половодья при возрастан и и лесистости, были р а з ­
работаны рядом исследователей [Алексеев, 1955; М окляк, 1959; С о­
коловский, 1959; и д р .] .
Влияние л еса к ак части географ ического л ан д ш аф та на объемы
весеннего половодья неоднозначно. Н екоторы ми авторам и [В одо­
грецкий, З а й ц ев а, 1978] отм ечается, что д а ж е в пределах одной
и той ж е природной зоны или одного и того ж е лесного сообщ ества
мож но н аблю дать на одних водосборах полож ительное влияние леса,
а на других — отрицательное.
Д л я учета влияния степени залесенности на м аксим альны е слои
стока половодья и сп ользован а м етодика, п ред лож ен н ая Т. Н. Ч и ж м аКОВОИ [ 1 0 7 9 ] . А н а л и з в л и я н и я з а л е с е н н о с т и в ы п о л н я л с я в п р е д е л а х
в ы д е л е н н ы х р а й о н о в ( с м . рис. 2 .5 ). В р а с ч е т в в о д и л и с ь с л о и в е с е н ­
него сток а, д л я которы х, со гл а сн о
влияние озер и болот.
Е. Д . Гопченко [1976],
и ск л ю ч ен о
По всем водосборам вш ирлиш коэффициенты
представляющие собой отношение лесистости данного бассейна
(/л, % ) . к зональной (средней д л я дан ного рай он а) залесенности
(L а, % ) . а т ак ж е поправочны е коэффициенты к значениям стока
половодья (A:A= f t c//ic 3), полученные к ак отнош ение расчетного
СЛ6Я СТОКа З а
половодье
к
зон а л ь н о м у
стоку,
опр еделен н ом у
по
карте изолиний (см, рис, 2,0),
Распределение расчетного сл оя стока по территории в общ их
чертах носит зональны й х арактер, о т р а ж а я изменения осадков за
зимний и весенний периоды, рельеф а и других ф и зи ко-географ и ­
ческих особенностей местности. С трогая ш и ротн ая зон альность н ар у ­
ш ается горами и возвы ш енностям и. Восточные склоны У ральских
гор и их предгорья относятся к области повы ш енного стока, поэтому
изолинии здесь вытянуты с ю го -зап ад а на северо-восток.
На граф ике зависим ости К/, от коэф ф ициента «азональности»,
построенного д л я некоторы х районов исследуемой территории
(рис. 2 .8 ), влияние л еса на м аксим альны е слои стока весеннего
половодья о б н ар у ж и вается только д л я сам ого ю ж ного рай он а (1 0 ),
располож енного в степной зоне Западн о-С и би рской равнины .
84
Характеристики запасов воды в снежном покрове
С тан ц и я
Здвинск
Ордынское
Ребриха
Исиль-Куль
Шумиха
Коэф­
Вы­ Норма сне­ фици­
сота гозапасов,
ент
ММ
над
снего­
ур.м.,
запа­
м Поле Лес
сов
112
117
214
127
175
69,6
74,8
85,7
59,0
72,4
145
135
143
90
142
2,08
1,81
1,67
1,52
1,96
КоэфВы­ Норма сне­
сота гозапасов, фициент
мм
над
сн его­
ур.м.,
запа­
м Поле Лес
С тан ц и я
сов
Овечкино
Рож нев Л ог
Усть-Волчиха
Старогорносталево
160
220
190
110
85,6
47,8
55,6
48,2
157
100
111
155
1,83
2,09
2,00
3,22
П оправочны е коэф ф ициенты , учиты ваю щ ие степень влияния з а л е ­
сенности водосбора (на фоне зон альны х величин) на м аксим альны й
слой весеннего стока, снятого с карты , имеют следую щ ие значения:
* л = /л //л
0
.3
Поправочный коэффи- 0,92
циент
0 .5
1.0 1.5
0,96
1,0 1,07
2 .0
1,13
2.5
1,18
3.0
2,03
Величина
в п ределах рай он а 10 принята равной 14 %.
Вопрос о влиянии л еса на сток весеннего половодья необходимо
рассм атривать через соотнош ение составляю щ и х водного б ал ан са —
осадков и сум м арного испарения.
П о данны м А. В. Лебедева [1964] и В. В. Р ах м а н о в а [1956],
коэффициент сн егозап асов, вы раж аю щ и й отнош ение зап ас о в воды,
содерж ащ и хся в СН6ЖН0М ПОКрОВб В ЛбСу, К 32П2СаМ ВОДЫ В снеж ном
покрове поля, со ставл яет в лиственны х л есах 1,22— 1,24, В ХВОЙНЫХ —
1, 12. Д л я
эти
лесостеп ной
к о э ффициенты
и степн ой
зон
З а п а д н о -С и б и р с к о й
равнины
равны с о о т в е т с т в е н н о 1,68 И 2,46 [Лебедев,
1964].
И спарение с лесны х массивов в весенний период в услови ях
исследуемой территории Не ПреВЫШЯеТ испарения С откры ты х у ч аст­
ков, а ДЛЯ некоторых ТИПОВ л еса оно д а ж е м е н ь ш е [ Ф е д о р о в , 1 9 6 7 ;
Ч и ж м ак ова, 19731.
Некоторое увеличение сн егозап асов в л е с у п о с р а в н е н и ю с и х
величинами в поле, ком пенсируется з а счет боЛЫНИХ ПОТврЬ НЗ
инфильтрацию в период половодья [Ч и ж м ак ова, 1973; Крестовский,
С околова, 1980]. Л есны е почвы, о б л а д а я высокой впиты ваю щ ей
способностью, переводят ч асть тал о го поверхностного стока в под­
поверхностный, тем самы м способствуя увеличению п родол ж и тел ь­
ности притока То- П оглощ енн ая почвой т а л а я вода в период ф о р ­
мирования весеннего половодья, особенно в рай он ах с засуш ливы м
климатом , не полностью поступает в русловую сеть, а частично
расходуется на испарение.
Зави си м ость сл о я стока от залесенности, полученная д л я района
10 исследуемой территории (см. рис. 2 .8 ), по-видимому, об ъ ясн яется
резким увеличением коэф ф ициента сн егозап асов в степной зоне по
сравнению с лесостепной зоной Западн о-С и би рской равнины
(таб л . 2.1 4 ), в то врем я к ак потери на инф ильтрацию з а период
85
половодья не увеличиваю тся в той ж е мере, что и приводит к росту
м аксимальны х объем ов весеннего стока с ростом залесенности водо­
сбора.
А. А. С околов [1961], А. В. Л еб ед ев [1964], исследуя влияние
леса на слои весеннего стока в бассейне р. Оби, приш ли к ан ал о ги ч ­
ному выводу. Они утверж даю т, что лес, увел и чи вая осадки и ум ень­
ш ая коэфф ициент испарения, повы ш ает и объем весеннего стока.
Д о л я подземной составляю щ ей весеннего стока на лесных реках
больше, чем на безлесных.
2.5. И Н Д И К А Ц И О Н Н Ы Е СВОЙСТВА Л ЕСН ОГО ПОКРОВА
В РАСЧЕТАХ П ОДЗЕМ Н ОГО ПИТАНИЯ ВОДОТОКОВ
В н астоящ ее врем я в п ракти ке изучения природных явлений
ш ирокое разви тие получили индикационны е геоботанические иссле­
д о в а н и я . Б . В . В и н о гр а д о в [1 9 6 4 ] отм еч ает: « Р асти тел ь н ы м и и н д и ­
каторам и м огут сл у ж и ть как отдел ь н ы е р астен и я и ф и тоц ен озы , так
и особенности строения и со став а растений, которые в силу их тесной
связи с различны ми элем ентам и л ан д ш а ф т а у казы ваю т на характер,
распределение и динамику условий окружающей среды» (с. 8).
Применение растительных индикаторов в процессе познания
п риродны х явлени й с в я за н о с р я дом их сп ец и ф и ч еск и х о со б ен н о стей .
В о-первых, пространственность наблю дений. О ценка р асп ростран е­
ния элементов л ан д ш аф та , скрыты х от непосредственного наблю де­
ния, производится на основе их изучения в отдельны х точках. П ро­
странственное распределение этих элем ентов оп ределяется методом
интерполяции между отдельными точками наблюдений. Растительны е ин дик атор ы п о зв о л я ю т за м ен и т ь и н тер п ол я ц и ю н еп о ср ед ст в ен -
ным прослеж иванием границ м еж ду объектам и картограф и рован и я
по границам индикационны х п ризн аков. В о-вторы х, возм ож ность
непосредственных визуальны х наблю дений з а растительны м покро­
вом. М ногие элементы л ан д ш аф та (горны е породы, грунтовы е
воды и т. д .) больш ей частью н ельзя наб лю д ать непосредственно.
Растительны е индикаторы позволяю т о б н ар у ж и ть скры ты е их свой­
ства, с которыми растительность с в я за н а прям о или косвенно, т а к к ак
расти тел ьн ость ф и зи он ом и ч н а, л егк о д о ст у п н а в и зу а л ь н о м у н абл ю д е-
нию и н еп осредств ен н о о т о б р а ж а ет ся на к артах и аэроф отосн и м к ах.
Н а перспективность использован и я п ризн аков «из области почв
и растительного покрова» д л я индикации общ их климатических
и гидрологических особенностей рай он а у к а зы в ал В. Г. Глуш ков
[1961] . В наш их исследованиях рассм отрены возм ож ности прим ене­
ния растительны х индикаторов при оценке подземного питания
водотоков лесоболотной зоны Западн о-С и би рской равнины .
В ряде р аб от — Н. К. М инина и др. [1968], Ю. Н. К уликова
[1970], В. А. З ем ц о ва [1978] — у к а зы в ае тся, что н ад еж н ой инте­
гральной характеристикой подземного питания рек я в л я е тся отно­
сительная п лощ адь дренированны х л ан д ш аф то в. О сновой этого
вывода сл у ж ат, во-первых, и сследован и я К. Е. И в ан о в а [1957] и
В. В. Р ом ан о ва [1961], из которы х следует, что с верховы х болот
86
сток осущ ествляется в п ределах деятел ьн ого слоя. Во-вторых,
Ю. Н. Куликовы м [1970] установлено, что в разви ты х болотных
системах В асю ганья «п одавляю щ ее количество атм осф ерны х о с а д ­
ков стекает по внутриболотной гидрографической сети к истокам рек,
и лишь незначительны е объемы , получаемы е с окраинной части
болот, могут вы кли н и ваться на м инеральны е „б ер е га" и питать
подземные воды, хотя и здесь, к ак п о казал о изучение аэросним ков,
сток происходит сосредоточенно по временным руслам , спорадически
питающим основные реки» (с. 64).
П оп ол н ен и е за п а со в гр унтовы х в од , п и таю щ и х реки , п р ои сх од и т
главным о бразом на дренированной части водосборов, где почвы
обладаю т сравнительно высокой инф ильтрационной способностью.
Отсюда следует, что чем больш е п лощ ад ь дренируемой части водо­
сбора, тем больш е р азгр у зк а подземных вод.
Ю. Н. Куликовым [1970] проведено изучение связей подземного
притока в реки с п лощ адью дренируемой части бассейнов д л я тер р и ­
т о р и и центральной и восточной частей В асю ганья. И сследованы
водосборы, характеризующиеся существенным сходством рельеф а,
почвенно-растительного покрова, со став а четвертичного горизонта
(как горизонта активного водообм ена) и различием в степени верхоВ0Г0 (олиготрофного) заб о л ач и в ан и я. Б ы л а вы явлена тесн ая линей­
н а я с в я з ь м е ж д у с л о е м п о д з е м н о г о с т о к а U п и долей Дренируемом
части водосборов f J F (/ — п лощ ад ь суходолов, F — о б щ ая п лощ адь
бассейна реки) д л я 14 водосборов рассм атриваем ой территории.
Зави си м ость U = / ( / / F) реком ен дована для оценки слоя подземного
стока в условиях Васюганья.
Н ам и рассм отрены в заи м освязи м еж ду расходом п одзем ного
стока в р е к у - д р е н у Q и п л о щ а д ь ю дренируемой чаСТИ ВОДОСбОрОВ
/ л д л я 106 рек лесооолотной ЭОНЫ ЗэПЗДНО-СибИРСКОЙ РЗВНИНЫ.
Д ан ны е о Q n получены из отчетных м атери алов ГГИ , о f л — из с п р а ­
вочников «О сновные гидрологические характери сти ки » [1978, 1979].
О ш ибка определения среднем ноголетней величины подземного
притока в реки не превы ш ает 15 % .
А нализ зависим ости Q n— f ( f J проводился с учетом м орф острук­
турного п лан а исследуем ого района, согласно схеме м орф оструктур­
ного рай он ирован и я, предлож енной М. Е. Городецкой, Ю. А. М ещ ер я­
ковым [1970].
Морфоструктурами,
по И. П. Герасимову [1959], «являются
геологические структуры , которы е н аходят отраж ен и е в современном
рельеф е и имеют тесную генетическую св язь с последним. Они возни ­
каю т под ведущ им влиянием эндогенны х сил — тектонических д ви ­
ж ений — в ходе исторически р азв и ваю щ его ся противоречивого в з а ­
имодействия эндогенных процессов с разн ообразн ы м и экзогенными
явлениям и» (с. 8 ). М. С. К арасев, Г. И. Х удяков [1984] считаю т, что
гидрогеологические структуры орган и зованы «конструктивными —
полож ительны ми (области питания вод) и деструктивны м и — отри­
цательны ми (области разгрузк и и аккум уляции вод) м орф острук­
турам и» (с. 5 ). Таким об разом , м орф оструктуры следует р ассм атр и ­
вать в качестве п о к аза тел я условий ф орм и рован ия стока, в котором
ffn, H * / C
Рис. 2. 9. Зависимость подземного притока в реки Q n от площади дренированных
т е р р и то р и й f a.
косвенно н ах о д ят о траж ен и е геологические, геом орф ологические и
гидрогеологические особенности строения речных бассейнов.
Зависим ости U
получены Ю. Н. Куликовы м [1970] д л я
рек, располож енны х в п редел ах м орфоструктуры о д н о г о типа Васю г а н с к о -Б а к ч а р с к о й
в озв ы ш ен н ости .
В
данной
работе
устан овлен ы
тесные зависим ости м еж ду Q n и / л водотоков, располож енны х
в п ределах полож ительны х (72 реки, первый тип) и отрицательны х
(18 рек, второй тип) морфоструктур, а та к ж е н аходящ и хся в п ереход­
ной зоне меж ду морфоструктурными элем ентам и (8 рек, третий тип)
(рис. 2 .9 ). В заи м освязи имеют линейный вид.
Как отмечают Н. К. М инин и др. [1 9 6 8 ], в м атери алах Госком-
гидромета к лесам отнесены н заболоченные типы местности. Поэтому
при изучении взаи м освязей Q п= / ( / л) не р ассм атри вал и сь речные
бассейны , бо льш ая ч асть территории которы х яв л я е тся заболочённой,
так как зн ачен ия / Лд л я так и х водосборов завы ш ены . Н ам и проведено
сравнение лесистости по сп равочни кам «Основные. . .» [1978, 1979] и
по карте «Р астительность Западн о-С и би рской равнины » [1976]
(табл. 2.15). П ри выделении сухих, заболоченны х лесов и болот
по н азванной карте и спользовались приемы типи зац и и экологических
групп растительны х сообщ еств, предлож енны е И. Ф. Гелетой и др.
[1978]. П ри нанесении створа поста на карту учиты вались реко­
мендации Н. И. В олкова [1950]. Точность проведения в о д о р азд ел ь­
ных линий кон троли ровалась по соотнош ению п лощ адей л ев о б ер еж ­
ной и правобереж н ой частей водосборов, полученных с крупно­
м асш табны х топограф ических карт. К ак следует из таб л . 2.15,
расхож ден ия в значен иях лесистости водосборов по справочникам
довольно сущ ественны.
П о казан н ы е на рис. 2.9 зависим ости подземного притока в реку
от дренированности водосборов ап п рокси м и ровались следую щ ими
уравнениями:
д л я рек первого типа Q n= 0 , 0 0 2 f л— 0,577, /? = 0 ,9 8 ± 0 ,0 1 ;
Лесистость по данным разных ИСТОЧНИКОВ, %
Р ека — пункт
К онда — Ч анты рья
К онда — Урай
К о н д а — М е ж д у р еч ен -
П л ощ адь
водосбора,
«Основные. . .»
< арта
«Расти­
тельность. . .»
км2
[1978, 1979]
[1976]
13900
23400
41200
65
60
55
15
15
25
5860
10
15
8800
35
30
40
10
10
Справочник
СКИЙ
Т ром — Ю г а н — К о ч ев ы е
Т ром — Ю г а н — Р у сск и н -
ские
Т ром — Ю г а н — Е р м а к о в о
Аган — Аган
13500
29700
25
5
12800
20
д л я рек второго типа Оп= 0 ,0 0 4 /л— 1,11, # = 0 ,8 8 = ь 0 ,0 8 ;
Л я м и н — Горшково
д л я рек третьего типа ф п= 0 ,0 0 2 /л-|- 1 1,14, /? = 0 ,9 2 + 0 ,7 .
Д о л я в к л ад а нелинейной составляю щ ей в дисперсию по X д л я рек
в с е х типов со ставила менее 0,001, в дисперсию по У — д л я водотоков
п е р в о г о , в т о р о г о и т р е т ь е г о т и п о в — с о о т в е т с т в е н н о 0 ,0 0 3 ; 0 ,0 2 ; 0 ,0 1 .
Таким образом, по результатам проведенных исследований можно
сделать выводы, что в лесоболотной зоне Западно-Сибирской равнины существуют тесные линейные связи между подземным притоком
в реки 11 п л о щ а д я м и д р е н и р о в а н н ы х л а н д ш а ф т о в .
АЛор(Jjocrр ук гур л
во многом предопределяет х ар актер взаи м освязей Q„ и / л.
2.6. Г И Д РО Л О ГИ Ч Е С К И Е ХАРАКТЕРИСТИКИ ГЕОСИСТЕМ
БАССЕЙНА р. СЕЛ ЕНГИ
П р и р а с ч е т а х р е ч н о г о с т о к а ЧАСТО ИСХОДЯТ ИЗ ГИПОТСЗЫ О СГО
о б у с л о в л е н н о с т и к о м п л е к с о м б а с с е й н о в ы х ПРИРОДНЫХ ХарЗКТбрИСТИК,
В ЧаСТНОСТИ средних высот и п лощ адей водосборов, густоты речной
сети, залесенности и т. д. В рам ках просты х регрессионны х моделей
ан али зи рую тся региональны е связи , которые с определенной сте­
пенью достоверности р асп ростран яю тся на неизученны е территории.
Схемы гидрологического рай он ирован и я в больш инстве случаев
субъективны и зав и ся т от исходного н абора классиф икационны х
признаков (или одного п р и зн а к а ). П ри этом п ред п ол агается, что
речной бассейн, к ак элем ен тарн ая ячей ка ф орм ирования стока, я в ­
л яется однородным образован ием . В то ж е в р е м я более обосновано
применение моделей с рассредоточенны ми п арам етрам и , в основу
которы х полож ены данны е о сочетании почвенно-растительны х и
других природных условий. П р ед став л я ется, что искать новые прин­
ципы гидрологического рай он ирован и я н ец елесообразно. Д о с т а ­
точно осмыслить геосистемную иерархическую классиф икацию , ис­
пользую щ ую системный ан ал и з, и д ать ей гидрологическую интер­
претацию . П ри этом речной бассейн п ред ставл яется набором
элем ентарны х однородных ячеек сток ообразован и я, а следовательно,
гидрологические районы по сути — геосистемы разн ого уровня и
типа. Р азличны е бассейны могут яв л яться сочетанием л ан д ш аф то в,
89
а интегральны й речной сток — достаточно слож ной суперпозицией
элементарны х стоков с их территории.
Проблема использования ландшафтных принципов изучения
стока постоянно дискутируется в гидрологии, но до последнего в р е­
мени конструктивных реш ений принято немного. Так, в работе
А. И. С убботина [1978] реш аю тся в основном зад ач и учета стока
на границах ландшафтов и получения суммарного стока и воднобал ан совы х
харак теристи к
всего
водосбор а
как
алгебраи ческ ой
суммы с весами, пропорциональны ми п лощ ад ям л ан д ш аф то в. Х оро­
ш ая сходимость р езультатов п од тверж д ает приемлемость линейной
модели водосбора.
Ландшафт — одно из основных звеньев механизма бассейнового
регулирования речного стока. О собенно в а ж н а роль л ан д ш аф то в
в формировании генетически разнородны х составл яю щ и х водных
ресурсов. В то ж е врем я очевидно, что сток з а характерн ы е его
ф азы (зи м н яя и л етн яя меж ень, половодье и паводки) зави си т от
внутриландш аф тного перераспределения влаги, что св яза н о с акку­
мулирующей способностью подземных резервуаров. З а гидрологи­
ческий год происходит зн ач и тельн ая интеграц ия стокоперераспреде­
л я ю щ и х ф акторов, и на п е р е д н и й п л а н в ы х о д я т п р о ц е с с ы , у п р а в ­
ляю щ ие с т р у к т у р о й в о д н о г о б ал ан са речного Оассейна.
Ф акторы речного стока н ельзя отнести к элементарным физиче­
ским процессам, которые легко п арам етри зую тся. В статистическом
см ы сл е — это и н ф о р м а ти в н ы е и а д д и т и в н ы е ф у н к ц и и с ч етк ой
на­
правленностью р азви тия. П оэтому часто вы являю тся не ф акторы ,
а их физиономические свойства. В этом см ысле л ан д ш аф ты мож но
считать индикаторами речного стока. И н ф орм аци я о них содерж ится
в ряде карт различного содерж ан ия.
Н а карте « Л ан д ш аф ты юга Восточной С ибири» [1976] вы деля-
ется более 200 групп фаций, объединяемых в ландшафты. Площади,
занятые ландшафтами в пределах речных бассейнов, в замыкающих
створах которых измеряется сток, являются предикторами модели.
Система линейных уравнений следую щ ая:
Q /=
П
£
i= 1
где Q. — сток с /-го речного бассейна, л /с ; М. — модуль стока с г'-го
л ан д ш аф та, л / ( с - км2); /.. — п лощ адь г'-го л ан д ш аф та в / - м б а с ­
сейне, км2. М одель яв л яется аддитивной, а совм естность уравнений
д ля различны х бассейнов определяется принадлеж ностью последних
к одной физико-географ ической области.
В качестве алгори тм а вы числения н аб ора коэф ф ициентов систем
линейных уравнений вы брано сингулярное разл ож ен и е, даю щ ее
более устойчивое реш ение [Ф орсайт, 1980]. В р езул ьтате получены
модули (слои стока) с территорий основных л ан д ш аф то в бассейна
р. Селенги.
Гипотезы, позволяю щ ие обосн овать реальн ость результатов, сле­
дующие:
— л ан д ш аф т — однородн ая по условиям ф орм и рован ия стока
Сезонное распределение стока с основных л ан д ш а ф то в бассейна р. С еленги
Гидро­
логиче­
ская
фаза
Тип ландшафтов
1
И
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
XIII
XIV
XV
XVI
304
268
48
21
—8
462
345
136
74
— 47
— 42
1
1
75
40
43
25
324
287
40
0
— 104
— 75
— 32
—6
204
186
— 10»
— 147’’
—2
О
— 440
— 429
3
4
5
249
223
45
21
39
485
467
10
-8
537
443
107
42
687
707
— 29
— 35
—35
—23
—3
—3
404
278
101
31
— 75
— 72
0
3
102
—20
40
49
—33
-3 2
О
—21
2
95
35,7
17
103
— 22
6
94
51
44
— 26
52
114
—65
51
—2 6
—39
—3
138
54,9
39
136
19
1
2
21
—2
14
23
52
43
—8
2
71
—9
42
— 4-9
—88
109
17
132
4
42
8
118
135
196
— 16
33
143
—4
88
—SO
— 147
212
102
223
25
119
26
21,4
— 11,3
5,6
- 1 4 ,7
— 13,7
14,8
3,5
29,9
—2,1
24,4
1,4
— 0,5
9
2,5
5,0
3,6
— 1,0
2,7
10
0,6
2,3
7,5
— 0,2
2,2
12,0
2,9
-7,8
- 2 ,2
3,0
7,3
11,7
— 0 ,6
19,4
11
1,6~
1,7
5,4
0,0
1,6
—0 ,3
0,2
1
О
t-o
'43
8
0
1,5
0,0
1,9
— 2,3
- 0 ,2
2,1
0,8
12
1,2
1,1
3,4
0,1
1,0
0,1
0,1
о
7
1,0
0,0
1.5
—2,3
— 1,9
1,9
0,9
— 7,8
1
- 0 ,1
П р и м е ч а н и е . Характеристики ландшафтов согласно нумерации приведены в тексте. Гидрологические фазы: 1 — год; 2 — весенне­
летний период; 3 — осенне-зимний период; 4 — зимний сезон; 5 — половодье 5 0 % -й обеспеченности; 6 — половодье 5 %-й обеспеченности;
7 — паводок 50 %-й обеспеченности; 8 — паводок 5
-й обеспеченности; 9 — модуль стока летний, 30-дневный; 10 — модуль стока летний
суточный; 11 — модуль стока зимний, 30-дневный; 12 — модуль стока суточный зимний. Сток за гидрологические фазы 1— 8 в мм, а 9 — 12
в л /(с • км2).
Ф
территория, х ар актер и зу ю щ аяся единым стокоперераспределяю щ им
механизмом;
— водообмен м еж ду л ан д ш аф там и происходит лиш ь во врем я
гидрологических ф а з годового цикла, когда п реоб ладает склоновый
сток. В другие периоды вода поступает непосредственно в русловую
сеть, дренирую щ ую данны й л ан д ш аф т;
— условия склонового стекан и я (м акро- и м икрорельеф ) опреде­
ляю т условия восполнения зап ас о в подземны х вод, т. е. сочетание
ф аз дренирования и аккум уляции влаги в п ред елах л ан д ш аф та ;
— л ан д ш аф т явл яется индикатором тепло- и влагообеспеченности
той части водосборного бассей на, которая им з а н я т а и х ар а к тер и ­
зуется специфической структурой водного б ассей на и устойчивым
соотн ош ен и ем
п ок азател ей
водоотдачи
за
ф азы
водного
реж им а.
При этом считается, что сток — и н теграл ьн ая характери сти ка,
а модель водосбора на основе исп ользован и я инф орм ации об одно­
родных ячейках стокоф орм ирования позволяет диф ф ерен ц ировать
механизм его формирования, выявить ведущие в этом отношении
лан дш аф ты и найти ап п ар ат уп равлен ия и р е г у л и р о в а н и я с т о к а
во внутригодовом р азрезе.
В результате расчетов д л я 16 л ан д ш аф то в оценен сток з а основ­
ные гидрологические ф азы . Генетические р азл и ч и я этих геосистем
определяю т их водоохранную и водорегулирую щ ую роль, в ы р аж ен ­
ную в том, что в различны е сезоны л ан д ш аф ты аккум улирую т влагу
или дренирую тся рекам и (таб л . 2.16).
Н иж е приводится последовательное описание
С
р и т о р и й о с н о в н ы х л ан д ш аф то в бассей на р. С еленги за характерн ы е
ф азы их гидрологического реж им а.
I. Гольцовые альпинотипны е и тундровы е л ан д ш аф ты вклю чаю т
в себя следую щ ие ф ации: склоновые, скальны е и обвально-насы пны е
с разреж енны м растительны м покровом, поверхности вы равн и ван и я
лиш айниковы е осоково-моховые, р азреж ен н ы е заросл и кедрового
стланика.
В течение года водоотдача с территорий, зан яты х гольцам и,
достигает 250 мм, основной сток ф орм ируется в весенне-летний пе­
риод (220 м м ). Осенне-зимний период однороден по условиям стокообразован ия. С уммарны й сток з а эту ф азу д ости гает 45 мм, за зиму
(X II— III) — 20 мм. З а периоды половодья и паводков стекает п ри ­
мерно одинаковое количество воды — около 40 мм (слой стока
5% -й обеспеченности (Л 5%) составл яет 130— 120 м м ). М инимальны й
30-дневный модуль стока за летний период 2,5, суточный — 0,6 л / (с Х
Х к м 2). Зимой сток ниж е, но более равном ерны й: М зо = 1 ,6 , М =
= 1,2 л / ( с Х к м 2) . Таким образом , гольцовые л ан д ш аф ты имеют невы ­
сокую водорегулирую щ ую способность.
II. П одгольцовый лиш айниковы й л ан д ш аф т о б ъед и н яет следую ­
щие фации, в пределах которых ф орм ируется сток: выровненных
поверхностей и склонов с кедровым стлаником и ерником, ПОЙМ
троговых долин с зарослям и кустарников. В нутригодовое р асп ред е­
ление стока идентично гольцовом у л ан д ш аф ту . Годовой слой стока
превы ш ает 300 мм, со с тав л яя в весенне-летний сезон 270 мм,
ВОДООТДаЧИ Тер­
92
а в осенне-зимний 50 мм (зимой — 20 м м ). В период весеннего п оло­
водья сток практически отсутствует. Слой стока за паводки со с тав ­
ляет 50 ММ (he, %— 120 м м ). М иним альны е месячные л е т н и й и з и м н и й
сток составляю т соответственно 5,4 и 1,7 л / ( с - км2).
III. В подгольцовый лиственнично-редколесный тип ландшафта
входят три ф ации: выровненны х поверхностей и склоновы х г р а в и т а ­
ционного сноса с редколесьям и лиственницы ; верш инны х поверх­
ностей и склонов редколесны е из кедра и лиственницы. Годовой сток
достигает 460 мм и по сезонам расп ределяется следую щ им образом :
в весенне-летний 345 мм, осенне-зимний 136, зимний 74 мм. В поло­
водье и паводок сток составл яет соответственно 100 мм ( 65 % ~ 44 мм)
и 45 мм ( ! ц у ~ 200 м м ). М инимальные летний сток 3,6, зимний —
5,4 л / (с • км ).
IV. Г орно-таеж ны е лиственничны е лан дш аф ты вклю чаю т две ф а ­
ции, на территории которы х ф орм ируется сток: плоских п оверхно­
стей и пологих склонов редколесны е со смеш анны м подлеском; ск ло­
новые редколесны е лиш айниковы е. Годовой слой стока более 80 мм.
З а весенне-летний сезон слой стока составл яет 4 0 м м , в осенне-зимний — 43, из них зимний сток — 25 мм. В половодье стекает 40 мм
[h^yo—50 мм), а паводок практически не формируется. Минимальныи°сток летом 2,7 л / ( с - км3), а зимой 1,6 л / ( с - КМ ).
V. Горно-таеж ны й лиственничны й тип л ан д ш аф та представлен
п ол огоск л он овы м и , ск лон овы м и , п л оск и х п ов ер хн остей со см еш ан н ы м
подлеском, кустарничково-м охово-луговы м и с примесью кедра ф а ­
циями. Годовой сток составл яет 320 мм, на весенне-летний период
приходится 290 мм, на осенне-зимний — около 40 мм, зимний сток
отсутствует. В половодье наблю дается СТОК в 50 ММ (Л5 о^ — 110 м м ),
в паводок — 70 мм (Л6 % ^ 1 4 0 м м ). М инимальны й летнии сток очень
2 1 ,4 л / (С- КМ2), а ЗИМОЙ происходит аккум уляц и я
влаги (М 3о = 0 ,3 л / ( с - км ), или около 7 м м ).
VI. Горно-таеж ны й лиственничны й оптим ального р азви ти я л а н д ­
ш аф т представлен следую щ ими ф ациям и: плоские поверхности и
склоны с кустарниковы м подлеском; склоновы е травй ны е с редким
подлеском и остепненные, склоновы е с сосной и см еш анны м подлес­
ком, с примесью сосны и разн отравн ы е. Годовой сток с этого л а н д ­
ш аф та составл яет около 200 мм, из них на весенне-летний период
приходится 186 мм и только 20 мм на осенне-зимний, в зимний сезон
сток практически отсутствует. З а половодье водоотдача достигает
30 мм (/% % ~ 50 м м ), сток за паводок 40 мм (/% % ~ 90 м м ). М одуль
миним ального месячного летнего стока достаточно высок —
5,6 л / (с - КМ2) .
V II. М еж горны х понижений и долин таеж н ы й лиственничный
ограниченного р азви ти я л ан д ш аф т представлен в бассейне пятью
ф ациям и: днищ котловин (подгорны е) багульниковы е с ерниковым
подлеском: подгорных мохово- и травян о-кустарн и чковы х ерников;
долинные мохово-ерниковы е; долинных ерников, долинных за б о л о ­
ченных лугов в сочетании с болотам и и ерникам и. В течение года
они выступаю т к ак аккум уляторы влаги, за д е р ж и в а я ее во время
ВЫСОК И составляет
всех гидрологических ф аз. З а год в их пределах уд ерж и вается до
100 мм, в основном в весенне-летний период (75 м м ). Л и ш ь мини­
мальный 30-дневный зимний сток имеет полож ительны е значения
(до 0,2 л / ( с - км2) ).
VIII. Подгорный и межгорных понижений лиственнично-таеж­
ный оптим ального р азви ти я л ан д ш аф т составляю т ф ации днищ
котловин (подгорны е) со смеш анны м подлеском; долинны е травян ы е
с кустарниковы м подлеском и кустарничковы х лугов; долинных
лугов со злаковы м , иногда остепненным покровом; днищ котловин
с кустарничковы м подлеском; предгорны х возвы ш енностей б ерезово­
лиственничные тр авян ы е с кустарничковы м подлеском; подгорные
болотно-луговые.
Годовой слой стока в б ал ан се водосборов отрицательны й, что
свидетельствует об аккум уляции влаги (47 м м ). В осенне-зимний
период сток отсутствует. П отери стока з а половодье в п ределах
л ан д ш аф та достигаю т 20 мм. Зим ний минимальны й сток практически
отсутствует.
IX. Л а н д ш а ф т п о д г о р н ы х и м е ж г о р н ы х п о н и ж е н и й л и с т в е н н и ч н о таеж ны й
о б ъ е д и н я е т с л е д у ю щ и е ф а ц и и ; д о л и н н ы е И Д Н И Щ КОТЛОВИН
с кустарничковы м подлеском, кустарничковы х лугов и лугов со зл а­
ками, а так ж е заболоченны е; предгорны х возвы ш енностей б ерезово­
лиственничные. П о внутригодовом у распределению стока подобны
л ан дш аф ту меж горны х понижений и долин таеж но-лиственничны х.
А к к у м у л я ц и я в л а ги п р о и с х о д и т в в е се н н е-л е т н и й п е р и о д
( 1 4 7 ММ) ,
в то время, как зимой |X II—III J
X. П одгорны й п одтаеж н ы й
СТОК ОТСуТСТВу^Т.
ли ствен н и чн ы й л а н д ш а ф т
пр едстав-
ляю т четыре ф ации: подгорные (равнин, тер р ас и ш лейф ов) с при­
месью сосны тр авян ы е остепненные; тер р ас и ш лейф ов травян ы е
с редким подлеском, местами остепненные: подгорные луговых степей
р азн отравн о-злаковы е и разн отравн ы е; днищ котловин с лиственни­
цей и примесью сосны разн отравн ы е. Л а н д ш а ф т в годовом р азр е зе
характери зуется отрицательны м водным б алан сом , что, по-видимому,
обусловлено развитием остепненных территорий. В весенне-летний
период в основном происходит акку м у л яц и я влаги. В осенне-зимний
период начинается водоотдача (14 м м ), хотя осенью возм ож ны
потери стока, за зимние месяцы сток равен 23 мм. М одуль м иним аль­
ного зимнего стока достигает 1,5 л / ( с - км2).
XI. Горно-таеж ны й темнохвойный редуцированного р азви ти я
лан дш аф т. В ф ормировании стока участвую т д ве ф ации: пологоскло­
новые кедровые кустарничково-зеленом ош ны е и склоновы е кедровы е
с лиственницей. Годовой сток с территории л а н д ш а ф та равен 485 мм,
преимущ ественно он ф орм ируется в весенне-летний сезон (470 м м );
осенне-зимний с т о к — 10 мм, а зимой н аб лю д ается н езн ачительн ая
аккум уляция (8 м м ). Весеннее половодье не ф орм ируется; за паводок
сток достигает 110 мм ( h s%— 210 м м ), что не противоречит м и н им аль­
ным значениям летнего и зимнего стока (соответственно 14,8 и
0 л / ( с - км2) ).
XII. Горно-таеж ны й темнохвойный ограниченного р азви ти я л а н д ­
ш аф т, вклю чаю щ ий следую щ ие фации: плоских поверхностей и
94
склоновые с кедром и пихтой кустарничково-м елкотравно-зеленом ош ны е; с к л о н о в ы е к е д р о в ы е с е л ь ю и л и ст в ен н и ц е й . Г о д о в о й ст о к
составляет более 530 мм, из них б о л ьш ая ч асть (440 мм) приходится
на весенне-летний период и 110 мм на осенне-зим ний, в том числе
40 мм — на зимний сезон. В половодье сток более значителен —
95 мм
140 м м ), чем в паводок — 17 мм ( / ь ^ ^ Ю О м м ). М ини­
мальный летний сток та к ж е высок и равен 3,5 л / (с° км2) , м и н им аль­
ный зимний со ставл яет 1,9 л / ( с - км2).
X III. П одгорны е и м еж горны х понижений таеж н ы е темнохвойны е
оптимального р азви ти я. Этот л ан д ш аф т объеди няет ф ации равн и н ­
ные и днищ котловин елово-кедровы е с лиственницей; долинные е л о ­
вые с лиственницей см еш анно-кустарниковы е травян о-зелен ом ош ные; подгорны е с ерниковым подлеском; подгорных равнин пихтово­
кедровые м охово-травяны е. Годовой сток, к ак и в преды дущ их двух
типах л ан д ш аф та , очень высокий — 690 мм. Ф орм ируется сток в ос­
новном в весенне-летний период, в осенне-зимний (в основном зимой)
н аблю дается его акку м ул яц и я — 30 мм.
X IV . Г о р н о -т а еж н ы й со сн о в ы й л а н д ш а ф т о б ъ е д и н я е т на р а с с м а т ­
р и в а ем о й т ер р и то р и и ч еты р е ф а ц и и : п л о ск и х п о в ер х н о ст ей и ск л о н о в
с подлеском из рододендрона даурского; лиственнично-сосновых
травяных С кустарниковым подлеском, остепненные. Н е с м о т р я н а
присутствие сосны, по-видим ом у, большее влияние на сток оказы­
вает наличие остепненных участков, в течение года происходит
незначительная аккумуляция влаги (35 мм), в основном за весенне­
летний период (23 мм). В зимний сезон сток практически отсутствует.
X V . П одгор н ы й п од та еж н ы й сосн овы й л а н д ш а ф т в к л ю ч ает ф ац и и :
равнинные С подлеском из рододендрона даурского, дни щ котловин;
подгорных равнин кустарн иково-травян ы е остепненные; долинные
лугово-тальниково-тополево-сосновой серии; ДОЛИННЫе С ЛИОТЙбНННцей тр авян ы е и остепненных лугов.
В течение года водоотдача с территории дан ного л ан д ш аф та
достигает 400 мм. З а весенне-летний период ф орм ируется зн а ч и ­
тел ьн ая ч асть стока — 70 % . В осенне-зимний период сток равен
100 мм, из них треть составл яет зимний. С ток за половодье дости гает
100 мм, а за п аводок — 40 мм.
XVI. В данны й л ан д ш аф т были объединены горные за п а д н о ­
заб ай кал ьско го даурского типа высоких равнин и денудационны х
останцов онон-аргунские лан дш аф ты .
Годовой сток в общ ем б ал ан се водосбора отрицательны й —
75 мм. В основном аккум ул яц и я влаги происходит в весенне-летний
период (70 м м ), а возм ож ен осенне-зимний (20 мм) при м и н им аль­
ном зимнем стоке 0,8 л / ( с - км2). П отери стока за период весеннего
половодья составили 8 мм.
С ледует подчеркнуть, что полученные зн ачен ия водоотдачи имеют
приближенны й х ар актер и о тр аж аю т структурны е соотнош ения
меж ду различны м и ф азам и внутригодового распределени я стока.
В бассейне р. Селенги мож но вы делить пять групп л ан д ш аф то в,
сходных по этим соотнош ениям . П е р в а я вклю чает в себя гольцовы е
и п одгол ьцовы е л ан дш аф ты ; во вторую гр уп п у м о ж н о отн ести л ан д-
ш афты горно-таеж ны е лиственничны е ограниченного, ред уц ирован ­
ного и оптим ального разви ти я; в третью — меж горны х понижений
лиственнично-таеж ны е; в четвертую — горно-таеж ны е тем нохвой­
ные; в пятую — горно-таеж ны е остепненные л ан дш аф ты . О бщ ность
водоотдачи в л ан д ш аф тах первой группы о б ъ ясн яется сходными
условиями ее ф орм ирования. С ток с данны х территорий наблю дается
в течение всего года (год овая величина колеблется от 250 до 500 м м ),
причем форм ирование годового стока происходит в основном в ве­
сенне-летний период (200— 250 м м ). В осенне-зимний период сток
распределяется равном ерно: сум марны й дости гает 45— 130 мм, на
зимние месяцы (X II— III) приходится около 20— 70 мм. З н ач и тел ь ­
ные р азли чи я в стоке наблю даю тся в период половодья (от 0 до
100 м м ), что связан о с п реобладанием в подгольцовы х и гольцовых
л ан д ш аф тах выровненных поверхностей, троговы х долин с зарослям и
кедрового стлани ка и ерника, в то врем я к ак в гольцах имею тся
заболоченны е территории. О бъем ы стока з а п аводок в этих л а н д ­
ш аф тах практически не разл и чаю тся — 4 3 — 52 мм (Л5%— 118—
196 м м ). М инимальный сток характери зуется следую щ ими модулями:
летний и зимний 30-дневный со став л яет соответственно 2,5— 5,0 л /
/ ( с - к м 2), суточный — 0,6— 7,5 и 1,1— 3,4 л / ( с - к м 2).
О бщ ность гидрограф ов стока с л ан д ш аф то в второй группы
оп р едел я ется услови ям и его ф ор м и р ов ан и я в п р ед ел а х тер ри тор и й ,
покрытых горно-таеж ны м и лиственничны ми лесам и. В нутригодовое
распределение стока примерно такое ж е, как и в первой группе,
но
им еется
ряд
р азл и ч и й .
Т ак,
в зи м н и й
сезон
сток
пр актич еск и
отсутствует. П оловодье и п аводок имеют практически одинаковы е
слои стока (Л5%~ 4 0 - 5 0 мм). Модули минимального зимнего и лет­
него стока резко р азли чаю тся.
В третью группу объединяю тся л ан дш аф ты , ф орм ирование стока
в которых происходит в д оли н ах с болотно-луговой растительностью .
Годовой водный б ал ан с отрицательны й (104— 108 м м ). А ккум уляция
влаги наблю дается в основном в весенне-летний период (75—
147 м м ), в меньшей степени осенью и зимой (2 — 32 м м ), причем
в зимний период сток практически отсутствует. К этой группе л а н д ­
ш аф тов по условиям распределения годового стока по сезонам та к ж е
отнесены подгольцовы е редколесны е темнохвойны е и лиственнич­
ные лан дш аф ты . Н а ф орм ирование их стока ок азы в ает влияние
наличие остепненных участков. З а весенне-летний период водный
б ал ан с лан дш аф то в отрицательны й и возм ож н а аккум ул яц и я влаги
в пределах их территории (90 % годовой в ел и чи н ы ). В осенне-зимний
период, в основном в зимние месяцы, н ачин ается водоотдача.
К четвертой группе отнесены горно-таеж ны е тем нохвойны е л а н д ­
ш афты. Значительное влияние на ф орм ирование и распределение
стока в годовом р азр е зе оказы ваю т кедровы е и темнохвойны е леса.
В одоотдача с территорий этих л ан д ш аф то в очень вы сокая (400—
700 м м ), причем сток ф орм ируется в основном в весенне-летний
период (300— 600 м м ), а в зимний сезон м ож ет н аб лю д аться н езн ач и ­
тельн ая аккум уляц и я (10— 30 м м ). Слой стока за п аводок более
96
устойчив (30— 140 м м ), чем за половодье (2 — 350 м м ), что о б ъ я с н я ­
ется нал ич ием м ха и р азви ты м п од л еск ом , вы соки м и и н ф и л ь тр ац и он -
ными свойствам и пород и грунтов, слагаю щ и х данные территории.
В пятую группу объединены л ан д ш аф ты долин и высоких равнин
с л у г о в о - з л а к о в о й степной и лугово-болотной растительностью .
Значительное влияние на ф орм ирование стока ок азы в ает остепнение
ландшафтов. В течение года эти территории выступают как ак кум у­
ляторы влаги (35— 75 м м ). Зимний сток практически отсутствует.
В половодье и в п аводок здесь х ар актер н а вы сокая водоотдача:
м о.пли летнего месячного стока очень в ы с о к и е — 14,8— 29,9 л / ( с Х
Х к м 2). Зимой н аб лю д ается сниж ение водоотдачи в 5 — 10 раз,
а в подгорных л ан д ш аф та х отм ечается д а ж е аккум ул яц и я влаги.
И з рассмотренны х распределений п оказателей водоотдачи в го­
довом р азр е зе наиболее устойчивы е имеют гольцовые, подгольцовы е
и горно-таеж ны е лиственничны е л ан дш аф ты . Ф орм ирование речного
стока в бассейне р. Селенги идет в основном в их п ределах и с горно­
таеж н ы х темнохвойны х л ан дш аф тов. Степные и остепненные, а так ж е
долинные и заболоченны е л ан д ш аф ты вы ступаю т к ак аккум уляторы
влаги и х арактери зую тся отрицательны м и водными б ал ан сам и ,
поэтому сток с них практически отсутствует или незначителен в зи м ­
ние месяцы (X II— II I).
2.7. ВОДООХРАННО-ЗАЩ ИТНАЯ РО Л Ь
Х ВО Й Н О-Ш И РОКОЛИ СТВЕН Н Ы Х Л ЕС О В Ю Ж НОГО П РИ М О РЬЯ
Л еса П рим орского края, территория которого на 80 % занята
горной системой С ихотэ-А линя, относятся в основном к горным ти ­
пам. О б щ ая лесистость региона сравнительно вы сокая — 74 % .
Н асаж д ен и я с п реобладанием хвойных пород ЗЗНИМ9ЮТ 59 % П01фЫтой лесом площ ади. З д есь распространены в основном елово-пихто­
вые, ш ироколиственно-кедровы е и кедровы е леса.
О гром ная водоох р ан н о-защ и тн ая роль горных лесов к р а я о тм еча­
л ась многими исследователям и. В П рим орье специальное изучение
гидро-клим атического реж им а лесных ф орм аций как основы д л я ко­
личественной оценки многосторонних свойств лесов н ачато в 1959 г.
Р езультаты этих исследований отраж ен ы в ряде раб от [Волков,
1965, 1968; Т ар ан к о ва, 1967, 1973; Т аран ков, 1970, 1974; Ж и льц ов,
1973, 1982; О притова, 1978; П рилуцкий, 1981]. В них отм ечалось, что
водорегулирую щ ая роль л еса п роявл яется в активном воздействии
на водный б ал ан с территории, особенно на его расходны е со став л яю ­
щие — сток и сум м арное испарение. Л е с а на горных склонах п р еп ят­
ствую т поверхностному стоку, способствую т более равном ерном у
грунтовому питанию рек и являю тся мощ ным противоэрозионны м
ф актором .
Поверхностны й сток в хвойно-ш ироколиственны х л есах определен
во многом водно-физическими свойствам и лесны х почв, которые
представлены бурыми горно-лесными и горно-таеж ны м и кислыми
(бурыми таеж н ы м и) типами. П ервы е зан и м аю т ш ирокий пояс вы сот­
ного распространения в ю жной части С ихотэ-А линя (от 200 до 800—
7 Заказ № 519
97
900 м над ур. м ). Г орно-таеж ны е кислые почвы на юге П рим орья
распространены на высоте от 800— 900 до 1100— 1200 м н ад ур. м.
Д л я бурых горно-лесных почв характерн ы высокие показатели
фильтрации влаги, что неоднократно отм ечалось д л я различны х
р а й о н о в и х р а с п р о с т р а н е н и я [Ж и л ь ц о в , 1 9 7 5 } . К о эф ф и ц и е н т ы ф и л ь т ­
рации для почв на склонах под пологом хвойно-ш ироколиственны х
лесов составляю т: д л я подстилки 9— 18 м м /м и н ; гумусового гори­
зонта 3,8— 6,0; элю виального — 2,5; и л л ю в и ал ь н о го — 1,2— 2,8 м м /
/м и н . И нф ильтрационны е свойства горн о-таеж н ы х кислых почв
изучены недостаточно. П о данны м А. П. К линцова [1969], на о-ве
С ахалин водопроницаем ость этих почв т а к ж е очень вы сокая. К о эф ­
фициенты ф ильтрации составляю т 4,8— 6,5 м м /м и н .
И нтенсивность поступления осадков в П рим орском крае иногда
достигает 2— 3,8 м м /м и н при слое до 163 мм. О дн ако и з-за высокой
инф ильтрационной способности лесны х почв практически нет условий
д л я возникновения поверхностного стока. Это п одтверж дается
исследованиями, проведенными на стоковы х п лощ ад ках и методом
до ж д еван и я в хвойно-ш ироколиственны х л есах ю ж ной, центральной
и северной частях П рим орского к р ая [Т аран ков и др., 1972]. С ток
как талы х, так и дож девы х вод при неповреж денны х лесны х почвах
не превы ш ал 1— 5 % от осадков. Только удаление подстилки, верхних
слоев почвы и ее уплотнение вы зы ваю т зн ачительн ое увеличение
поверхностного стока (до 6 5 % от нормы д о ж д е в а н и я ). П одобны е
результаты получены на лесных стоковых площадках Приморской
воднобалансовой станции [Гарцм ан и др., 1967].
Внутрипочвенный сток в корнеоОитаемом слое почвы т а к ж е не­
значителен. Н аблю дения на п лощ ад ках, устроенны х д л я учета стока
по почвенным слоям 0 — 50 и 50— 100 см, п оказал и , что его величина
под пологом хвойно-ш ирокрлиственного л еса составл яет 1 ,0 — 4 , 7 %
от осадков, а летом он практически отсутствует.
О количестве влаги, поступаю щ ей в слои почвогрунтов глубж е
1 м, даю т представление результаты наблю дений, полученные нами
на инфильтрационной п лощ адке, построенной в ниж ней части югозап ад н ого склон а на вы рубке на территории В ерхнеуссурийского
стац и о н ар а. З а 5-летний период п росачи вани е воды составило от 6,3
до 19,9 % поступивш их осадков, д ости гая весной своего м аксим ум а —
12 м м /сут. К оличество влаги, ф ильтрую щ ейся через метровый поч­
венный слой на различны х участках, м ож ет отл и чаться от приведен­
ных величин. Эти р азли чи я обусловлены изменчивостью потерь влаги
на доведение влаж н ости почвы до наименьш ей влагоем кости. П отери
определяю тся механическим составом , мощ ностью и каменистостью
почв и подстилаю щ их их грунтов. П о д ан н ы м И. Н. Г арц м ан а [1971],
такие потери для бассейнов м алы х рек достигаю т 70— 80 мм. В одо­
отдача с участков в о зр астает при высокой каменистости, легком
механическом составе почв, незначительной мощ ности рыхлых
отлож ений н ад относительны м водоупором.
П росочи вш аяся в л ага концентрируется на относительном водоупоре, по которому осущ ествляется контактны й сток. Он происходит
не по всей площ ади склона, а концентрируется по микропониж енны м
98
в подповерхностную дрен аж н ую ручейковую сеть [Г арц м ан, 1973],
по которой сто ко о бр азую щ ая ч асть осадков поступает в водотоки.
Сезонное пом ерзание почв, несм отря на значительную глубину,
не приводит, к а к это характерн о д л я некоторых других районов
страны, к значительном у увеличению поверхностного и внутрипочвенного стока. П ром ерзан и е в центральной части к р ая наблю дается
в течение 70— 237 сут. В отдельны е годы п ром ерзание почвы и з-за
мощ ного снеж него покрова и благопри ятны х тем пературны х условий
начинается только в середине ян в ар я . П олное оттаи ван ие почвы
наблю дается в конце м ая — середине июня. П осле исчезновения
снеж ного покрова длительность периода с мерзлой почвой составл яет
от 7 до 61 сут. М ак си м ал ьн ая глубина пром ерзани я изм еняется
от 35 до 150 см и более, а толщ и н а слоя м ерзлой почвы после окон ча­
ния сн еготаяния варьирует от 9 до 150 см. О ттаи ван и е почвы происхо­
дит с интенсивностью 0,8— 5,6 см /су т, что соответствует 0,08— 0,76 см
на каж ды й градус полож ительной среднесуточной тем пературы .
В П риморском кр ае сезонное п ром ерзани е почв яв л яется одним
из ф акторов, обеспечиваю щ их относительную равном ерность весен­
него и раннелетнего речного стока. А тмосферны е осадки холодного
периода года проходят через д ва этап а регулирования: внутриснеж ный и почвенно-грунтовы й [Г арц м ан и др., 1971]. Ч асть талы х вод,
расходуем ы х на ф орм и ров ан и е реч ного сток а, о б р а зу ет ся при о т та и ­
вании п оч вогр ун тов и и стощ ен и и и збы точн ы х за п а со в в л аги в них,
что определяет более равном ерное поступление воды в ги дрограф иче­
скую сеть. П оэтому д л я оценки водоохранно-защ итной роли л еса
в весенний период нами использованы продолжительность р азм ер за-
ния и толщина мерзлого слоя почвы после окончания снеготаяния
на всей площ ади б ассей на
водотока.
В ы делено
четыре
группы
насаждений, различающихся этими показателями. Наиболее высо­
кими водоохранно-защ итны м и свойствам и в весенне-раннелетнее
врем я о б ладаю т слож ны е, вы сокополнотны е л еса с преобладанием
хвойных пород, п роизрастаю щ их на пологих и покаты х склонах
северной экспозиции в верхней части бассей на. Они несколько ниж е
у подобных лесов в средней части бассей на. Н аим еньш ие водоохранно-защ итны е свойства характерн ы д л я лиственны х лесов и
молодняков, возникш их в резул ьтате проведения рубок главного
пользования. П роведение рубок сн и ж ает водоохранно-защ итны е
свойства на 1— 2 б ал л а. Это сниж ение п росл еж и вается и через 20 лет
после проведения рубок.
Естественную водность рек поздней весной и ранним летом, оче­
видно, мож но сохранить в б ассейнах водотоков разли чн ого порядка
только направленны м сбереж ением лесны х участков, водоохранн о­
защ и тн ая роль которых достаточно вы сока. С огласно Р. В. Опритовой
[1978], мож но считать, что лесистость бассей на каж д о го водотока
не д о л ж н а опускаться ниж е 50 % всей п лощ ади лесов, водоохранн ая
роль которых оцен ивается высоким баллом . Это обеспечит реж им
половодья с минимальными отклонениями от естественного процесса.
В одорегулирую щ ее воздействие л еса на русловой сток элем ен ­
тарного водотока в летне-осенний период п роявл яется в увеличении
времени склонового д обегания, сниж ении м аксим альны х модулей
и увеличении относительной подземной составляю щ ей стока. Д л я
элементарного водотока, водосбор которого покры т хвойно-ш ироко­
лиственным лесом, врем я склонового д обеган и я составл яет 63— 90 ч,
что на 20— 30 ч больш е, чем д л я водосборов, частично пройденных
сплошными рубкам и (на 62 и 22 % всей п л о щ а д и ). В рем я склонового
добегания остается меньшим и через 12 лет после проведения рубок,
хотя эти изменения составл яю т не более 1— 16 ч.
В облесенном элем ентарном водотоке общ ий летне-осенний русло­
вой сток, составляю щ ий 50— 570 мм, увели чи вается на 26— 136 %
после проведения сплош ных рубок. П о мере естественного зар а стан и я
вырубок сток с бассейнов, частично пройденных рубкам и, постепенно
сн и ж ается до зн ачен ия стока с бассей на, покры того коренными
лесам и. Д лительность этого процесса около 8 лет. У величение общ его
стока происходит з а счет его поверхностной составляю щ ей. П о д зем ­
ное питание д л я бассейна, полностью покры того коренными лесам и,
составляет 17— 41 % от общ его стока. В течение 4 — 6 лет она о с т а ­
ется выше в 1,5— 2,5 р а за , чем д л я тех бассейнов, где были проведены
рубки.
М аксим альны е модули суточного стока в облесенном бассейне
составляю т 22— 640 л / ( с - км2). С плош ны е рубки предопределяю т
увеличение их в 1,3— 3,6 р а за . Только на восьмой год после п рове­
дения рубок на водосборной площ ади б ассей на этот п о казател ь
достигает величин, близких к характерны м д л я полностью облесен­
ного бассейна.
Такие изменения харак тера руслового стока после проведения
рубок отмечаю тся д л я водотока первого п оряд ка, долина кото­
рого ориентирована на север. Д л я водотоков с долинам и, открытыми
к югу, изменение стока при рубках б удет более сущ ественны м , так
как сокращ ение транспирации и за д е р ж а н и я осадков лесным пологом
в первые годы после рубок приводят к образован ию больш их объем ов
стока.
Х арактер атм осф ерного у вл аж н ен и я в П рим орье определяет
наличие периодов с избыточным и недостаточным поступлением
осадков в течение года. В периоды с м аксим альны м увлаж нением
водорегулирую щ ая роль л еса приобретает особое значение. Д л я
комплексной оценки водорегулирую щ ей роли различны х лесов нами
применен коэфф ициент водорегулирования: К В = з ос+ (Н В —в ср)
X
где
КВ — коэф фициент водорегулирования; З ос — зад ер ж ан и е осадков
кронами деревьев с момента полного р азм ер зан и я почвы до конца
гидрологического года, мм; НВ — зап асы влаги в почве до глубины
1 м при наименьш ей влагоем кости, мм; В ср — зап асы влаги в почве
до глубины 1 м, средние д л я расчетного периода, мм; X — среднее
количество осадков д л я расчетного периода, мм.
Д л я ш ироколиственно-кедровы х лесов П ри м орья КВ составляет
0,35—0,47; кедрово-еловы х лесов — 0,15— 0,20; ельников — 0,18.
Д ля лесных ф ормаций южной части к р ая (200— 250 м над ур. м.)
100
свеж ие ш ироколиственно-кедровы е л еса имеют КВ, равны й 0,20;
свеж ие чернопихтово-ш ироколиственны е л еса — 0,38. В резул ьтате
сплошных рубок в коренных слож ны х вы сокополнотны х ш и роко­
лиственно-кедровых лесах, обладаю щ и х наибольш ей водорегули ­
рующей способностью , коэффициент водорегули рован и я сн и ж ается
в 3 —4 р аза . В л есах с преобладанием темнохвойны х пород рубка
древостоев вы зы вает сниж ение водорегулирую щ ей способности
в 0,8— 2 р аза.
Глава 3
Г ИДРОЛОГИЧЕСКИЕ ФУНКЦИИ
ПРЕОБРАЗОВАННЫХ Л ЕС НЫХ ГЕОСИСТЕМ
Л есохозяй ствен ная деятельн ость (вы рубки и л есовосстан овитель­
ные м ероприятия, лесоразведен ие в условиях полевых водосборов,
гидролесом елиорация и д р.) о к азы в ает сущ ественное влияние на
гидрологический реж им отдельны х геосистем, а при ш и роком асш таб ­
ном хар актер е — на водный реж им и кли м ат отдельны х п рирод­
ных зон. При таких видах мероприятий, как вы рубка лесов, наиболее
резкие изменения, носящ ие подчас катастроф и ческий характер,
происходят в первые годы после их проведения. В других случаях,
при лесоразведении, изменения происходят медленно, но с постоян­
ными тенденциями. В итоге особенности гидроклим атического ре­
ж им а приобретаю т устойчивый характер.
К ак п оказали исследования, выполненны е в последние годы,
водорегулирую щ ая и водоохран н ая роль л еса в полном объеме
мож ет быть вы яснена только в том случае, когда она р ассм атр и ­
вается в течение всего цикла р азв и ти я лесон асаж д ен и й и с учетом
принадлежности к определенному типу лесных геосистем. Широко
известны исследования в этой области А. А. М ол чан ова, А. В. Побединского, А. И. М иховича. К омплексны е эксперим ентальны е исследо­
вания были орган и зованы В Н И И Л М Гослесхоза С С С Р на У рале
и Северном К ав к азе, Х арьковским Н И И Л Х на У краине, институтами
СО и Д О АН С С С Р в Сибири и на Д ал ьн ем В остоке, ГГИ на В алдае,
Л аб о р ато р и ей лесоведения АН С С С Р в центральны х областях,
а так ж е другими научными учреж дениям и.
В данной гл аве п риводятся результаты исследований изменений
гидрологических функций лесны х геосистем под влиянием л есохозяй ­
ственной деятельности, выполненных в разли чн ы х регионах наш ей
страны.
3.1. ВЛИ Я Н И Е Л ЕС О ХО ЗЯЙ СТВЕНН Ы Х М Е РО П РИ Я Т И Й
НА И ЗМ ЕН ЕН И Е ВОДООХРАННОЙ И ПОЧВОЗАЩ И ТНО Й
РОЛИ ЛЕСО В
Все л еса в той или иной степени выполняю т водоохранны е и
почвозащ итны е функции. О дн ако степень вы полнения этих функций
неодинакова и зави си т от географ ических особенностей каж дого
региона, лесоводственно-таксационны х п оказател ей древостоев, их
возраста, х ар актер а лесохозяйственны х мероприятий и других ф ак то­
ров. Д а ж е в пределах одного лесного м асси ва одни участки (н ап ри ­
мер, н асаж дения вдоль рек, вокруг озер и водохранилищ , на крутых
склонах, у истоков ручьев, речек и д р .) имеют больш ое стокорегу­
лирующее и почвозащ итное значение, другие (на ровных м естах и
пологих склонах) — меньшее.
Горным лесам в горазд о больш ей степени присущ а водоохр ан н о­
защ итная роль, чем равнинным. В месте с тем следует отметить,
что отдельны е высотно-поясны е комплексы вы полняю т ее неодно­
значно. О собенно велика роль л еса по гран и цам с горной тундрой,
альпийскими и субальпийскими лугам и. Т ак, на Северном У рале
высота снеж ного покрова в древостоях, располож енны х по границе
с тундрово-гольцовы м комплексом, достигает 4 — 5 м [Горчаковский,
1952]. Снежный покров, сод ерж ащ и й огромное количество воды,
тает медленно и обусловли вает поддерж ан ие высокого уровня воды
в реках в меженны й период. Н а вы сокогорье осадков вы п адает
значительно больш е, чем в предгорьях, и водоохранн ая роль лесов
здесь наиболее зн ачительн а. П оэтом у приемы ведения лесного х озяй ­
ства долж ны быть отличными в различны х высотно-поясных ком п­
лексах.
В л есах наш ей страны еж егодно на миллионах гектаров п рово­
дятся различны е лесохозяйственны е м ероприятия (рубки главного
и промеж уточного пользован и я, очистка мест рубок, лесовосстан ови ­
тельные работы и д р .), которые оказы в аю т сущ ественное влияние
на их гидрологические свойства. Одни из мероприятий могут зн ач и ­
тельно повысить водоохранную роль леса, другие — снизить.
В результате рубок и проведения лесосечны х р аб от без соблю де­
ния лесоводственны х требований происходит ухудш ение воднофизических свойств почв, сн и ж ается ИХ инфильтрационная СПОСО0ность, увеличивается поверхностный сток и, как следствие, усили^
вается эрозия почвы. В свою очередь, ухуд ш ается плодородие лесных
почв, сн и ж ается продуктивность восстан авл и ваю щ и хся древостоев.
Водоохранны е свойства нового поколения л еса не восстан авл и ваю тся
значительный период, особенно на тех п лощ ад ях, где н аб лю д ается
смена хвойных пород на лиственны е [П обединский, 1979]. Кроме
того, ум еньш ается пополнение подземных вод, ухудш ается ги дро­
логический реж им рек, что наносит больш ой ущ ерб сельском у х о зя й ­
ству, промыш ленным предприятиям , населенны м пунктам, р асп ол о­
женным около водотоков. П оэтому при проведении всех хозяй ствен ­
ных мероприятий необходимо стрем иться сохран ять лесную среду и
повы ш ать ее водоохранную и почвозащ итную роль.
Все м ногообразие способов рубок л еса м ож но объединить в три
группы, или три системы: сплош ные (сплош нолесосечны е), постепен­
ные и выборочные. Р азн ы е способы рубок о к азы ваю т неодинаковое
влияние не только на лесовосстановительны е процессы, но и на
микроклимат, поступление осадков к поверхности почвы, сн его та я­
ние, зам ер зан и е и р азм ерзан и е почвы, ее водно-ф изические свойства,
что влияет на ф орм ирование стока и на эрозионны е процессы.
В таеж н ой зоне и горных л есах наш ей страны д оля зимных о с а д ­
ков весьма зн ачительн а (до 50 % и выш е от годовой су м м ы ). Весной
здесь обычно н аб лю д ается бурное сн еготаян ие и обильный сброс
талы х вод. В древостоях, пройденных выборочными и постепенными
рубками, снегозапасы вследствие сниж ения сомкнутости крон обычно
больше, чем в незатронуты х рубкам и лесах. П осле сплош ных у зк о ­
лесосечных рубок сн егозапасы та к ж е увеличиваю тся. Н есколько иная
картина н аблю дается на сплош ных концентрированны х вы рубках.
Н а тех участках, где полностью уничтож ен подрост и тонкомер, зап ас
воды в снеж ном покрове вследствие сдуван ия снега к опуш ке л еса и
в пониж ения обычно меньше, чем в лесу.
Способы рубок о казы ваю т больш ое влияние не только на снегоотлож ение, но и на интенсивность и п родолж ительность снеготаяния.
Если после постепенных и особенно выборочны х рубок интенсив­
ность тая н и я увеличивается, а продолж ительность сн и ж ается на
сравнительно небольш ую величину, то на сплош ны х вы рубках его
интенсивность в о зр астает в 1,5—2 р аза . У скоренное снеготаяние
и сл аб ая водопроницаемость почв на сплош ных вы рубках способ­
ствую т обр азо ван и ю интенсивного стока. П од влиянием сплош ных
концентрированны х рубок и зм ен яется не только объем стока, но и
его составл яю щ и е. Т ак, н аблю ден и я в ельни ке сл о ж н о м с т я ж ел ы м и
суглинистыми почвами (Кпямлшначввекой
стац и онар, Баш кирская
А С С Р) показали, что если под пологом л еса поверхностны й сток
составляет 28 %, а внутрииочвенный 72 % от сум м арн ого, то на
сплошной выруОке д а ж е с малонаруш енной почвой это соотношение
меняется — 58 и 42 % . Такая ж е тенденция Отменена И В ДРУГИХ
регионах страны , наприм ер в К ар п атах [Ч убаты й, 1984а, б ].
В пределах одной и той ж е географ ической зоны влияние сп лош ­
ных рубок на сток зависит от типа л еса. В лиш айниковых, вересковых,
брусничниковых бор ах после сплош ны х вы рубок обы чно не наблю ДйбТСЯ РМКЛГЛ уВ&ЛИЧёНИя поверхностного стока, так как и после
рубки песчаные и супесчаны е почвы имеют высокую водоп рон иц ае­
мость. Н а сплош ных узколесосечных вы рубках зап асы снега намного
больше, чем на сплошных, почва пром ерзает на меньшую глубину,
снег тает медленнее, поэтому этот вид рубки в меньш ей мере сн и ж ает
водоохранны е и водорегулирую щ ие функции леса. Н а лесосеках
шириной 50— 100 м на песчаны х и супесчаны х и других хорош о
водопроницаемых почвах водоохранн ая роль д ревостоев часто не
отличается от насаж ден ий , где проводились постепенные и вы б о­
рочные рубки.
В целом исследования п оказали, что при вы борочны х и постепен­
ных рубках водно-ф изические свойства почв изм еняю тся н езн ачи ­
тельно. И склю чение составляю т лиш ь те случаи , когда в процессе
рубки значительно сн и ж ается сомкнутость древостоя (ниж е 0 ,5).
При выборочных рубках слабой интенсивности (до 25 % общ его
зап ас а) весенний поверхностный сток увели чи вается не более чем
на 10 % . Д лительно-постепенны е рубки (уд ален и е в первый прием
до 50—60 % ) в темнохвойных л есах С реднего У рала увеличиваю т
поверхностный сток по сравнению с невырубленным водосбором
в 2 —2,5 р а за , сплош ные концентрированны е в тех ж е условиях —
в 6 раз.
Усиление поверхностного стока в резул ьтате рубок ч асто сопро­
вож д ается эрозионными процессами (смыв и снос почвы, оврагообразован ие и п р .). Эрозионные процессы более значительны при
сплош ных рубках, чем при выборочны х и постепенных. Н а сплош ной
вырубке ельника нагорного С реднего У рала годовой смыв почвы
составил 9,7 м3/г а , а при выборочной рубке в том ж е типе л еса —
3,7 м3/г а . Н а сплош ной вы рубке ельни ка м ш исто-разн отравн ого
того ж е района смыв почвы достиг 21,6 м3/ г а , при длительно-посте­
пенной он был в 2 р а з а меньш е. Н а смыв почвы влияет та к ж е ш ирина
лесосек. В горных рай он ах при увеличении ш ирины сплош ных л есо ­
сек от 50 до 200 м смыв почвы увели чи вается в 2— 3 р а за , до 400 м —
в 4— 5 р аз [М олчанов, I960}.
Сплош ные рубки влияю т на изменение гидрологического реж им а
рек, на тем пературу и качество воды. Т ем пература воды, прохо­
дящ ей через сплошную вырубку, выш е на 5 — 6 °С по сравнению
с водой, поступаю щ ей из естественных н асаж д ен ий . И зм енение
тем пературного реж и м а воды отри цательно ск азы вается на нересте
и инкубационном развитии икры, особенно лососевы х рыб. В ода,
поступаю щ ая со сплош ных вы рубок в летний период, имеет повы ­
шенное содерж ан ие ам м и ака, повы ш ена ее окисляем ость. П остепен­
ные и выборочные рубки, особенно проводимые в зимний период,
в значительно меньш ей степени изменяю т эти качества воды [Д робиков, 1973].
С ниж ение водоохранно-защ итной роли лесов после сплош ных
концентрированны х рубок н аб лю д ается продолж ительное врем я,
иногда десятки лет. И склю чение составляю т те вырубки, где после
лесозаготовок сохранилось достаточное количество хвойного под­
роста. П р о текаю щ ая в н астоящ ее время под влиянием сплош ных
концентрированны х рубок смена хвойных лесов на лиственны е часто,
особенно в горных условиях и рай он ах с расчлененны м рельефом,
сниж ает водоохранно-защ итны е функции лесов.
Таким образом , из всех способов рубок, применяемых д л я з а г о ­
товки древесины, наибольш ие изменения в водоохранно-защ итную
роль лесов вносят сплош ные концентрированны е рубки. О тр и ц а­
тельное влияние этих рубок особенно сильно п роявл яется в горных
л есах и в районах с холмистым рельефом. П ри значительны х объем ах
этих мероприятий и снижении лесистости водосборны х бассейнов рек
ниж е 50 % во зр астает паводочный сток и ум еньш ается уровень воды
в меженный период. П ри осущ ествлении рубок необходимо стр е­
миться к их равномерному распределению по всему бассейну реки,
не допуская одновременно сплош ной рубки леса на всей площ ади
д а ж е малы х водосборов, ручьев и речек, т а к к ак это приводит к п ере­
сыханию водных источников в летний период. Н а тех водосборах, где
лесопокры тая п лощ адь составл яет менее 50 % , возм ож ны только
выборочные и постепенные рубки.
В наш ей стране более половины покрытой лесом площ ади п рихо­
дится на область распростран ен ия вечной мерзлоты . Эти л еса очень
ранимы, и под влиянием антропогенны х воздействий в ряде случаев
в них могут происходить необратимы е негативны е процессы. Такие
л еса в настоящ ее врем я усиленно вовлекаю тся в промыш ленную
лесоэксплуатацию . С плош ны е рубки способствую т оттаи ван ию почвы
и образованию терм окарста. В следствие та я н и я подземных льдов
почва начинает проседать и об разую тся пониж ения. П осле вытаиван ия подземного л ьд а, если его мощ ность бы ла достаточн о больш ой,
на месте просадки грунта об разую тся о зер а [П оздн яков, 1983].
В полярных и горных рай он ах области вечной м ерзлоты ч асто н аб лю ­
д ается сползание по м ерзлом у грунту оттаявш его сл оя суглинистой
или пылеватой почвы, перенасы щ енной влагой. Ч асти чн ое удаление
деревьев при выборочных и постепенных рубках меньш е влияет
на глубину о ттаи ван и я почвы, а следовательн о, об р азо в ан и е терм о­
карста и оползневы х явлений. Р а зр а б о т к а рац иональны х способов
рубок в м ерзлотно-таеж ны х л есах яв л яе тся первоочередной зад ач ей
науки.
Современные виды м еханизированны х л есозаготовок особенно
в летний период не меньше, чем способы рубок, изменяют лесную
среду. При применении лесозаготовительной техники на лесосеках
сущ ественно н ар у ш ается напочвенный покров и верхние горизонты
почвы. В сосняках лиш айниковых, брусничны х обы чно л есн ая п о д ­
стилка сди рается или перем еш ивается с верхними горизонтам и
почвы. В сосняках и ельниках черничных, долгом ош ны х она вдавли ­
вается в почву. В ерхние горизонты, осо б ен н о суглинисты х и Г Л И ­
НИСТЫХ почв, сильно уплотняю тся. В резул ьтате ухудш аю тся водно­
физические свойства и инф и льтрац ион н ая способность почв. Если
на участках, не измененных трелевкой, поверхностны й сток при
выпадении осадков н аб лю д ается редко, то на измененных и особенно
сильно уплотненных он бы вает д а ж е при м алоинтенсивны х осадках.
Н а мокрых и влаж н ы х почвах, которы е характерн ы более чем
д л я 70 % таеж н ы х лесов, у ж е через д ва-три рейса тр ак то р а волоки,
не укрепленные порубочными остаткам и, стан овятся непригодными
д л я трелевки. П оэтому трактор с каж д ой пачкой деревьев проходит
по новому следу. В результате волоки расш и ряю тся настолько, что
часто заним аю т почти всю п лощ адь лесосеки.
Особенно резко ухудш аю тся свойства почв после применения
в бесснежный период тракторов с высоким удельны м д авлением
на грунт. Н ередко на суглинистых и глинистых мокрых почвах после
применения такой техники водопроницаем ость почвы сн и ж ается
в десятки р аз. Р езкое ухудш ение водно-ф изических свойств почвы
приводит к полной утрате водоохранно-защ итны х функций участкам и
леса, пройденными рубкам и. К оэф ф ициент поверхностного стока в о з­
р астает более чем в 200 раз, внутрипочвенный сток полностью
исчезает, а интенсивность процессов водной эрозии увели чи вается
в сотни р аз [Д анилик, 1979] .
В следствие удален и я при летних л есо заго то в ках подстилки и
ухудш ения водно-физических свойств почва пром ерзает на больш ую
глубину и обычно не успевает о ттаять до полного схода снеж ного
покрова. П оэтому весь весенний сток сб р асы в ается по поверхности,
ухудш ая гидрологический реж им рек. В резул ьтате усиливаю тся
весенние паводки, пересы хаю т ручьи и речки в меженный период.
В озобновление леса м ож но осущ ествлять как естественным, так
и искусственными путем. Н е все способы возобновления оказы ваю т
одинаковое влияние на изменение водно-ф изических свойств почвы,
а следовательно, ее водоохранно-защ итны е свойства. П ри естествен ­
ном возобновлении, особенно предварительном и сопутствую щ ем
(постепенные и выборочны е р у б ки ), подготовку почвы не проводят.
При последую щ ем естественном возобновлении подготовка почвы
закл ю ч ается в удалении подстилки полосами и п лощ адкам и (сосняки
лиш айниковы е) или перем еш ивании подстилки с верхними мине­
ральны ми горизонтами почв (сосняки б русн и ч н ы е). П ри этом прим е­
няю тся легкие лесокультурны е орудия, обычно не вы зы ваю щ ие
наруш ения стокорегулирую щ ей роли леса.
При искусственном возобновлении л еса обычно п роизводится
подготовка почвы, часто с применением плугов и бульдозеров. П о д ­
готовка почвы с применением так и х лесокультурны х маш ин, осо­
бенно в горных условиях, надолго ухудш ает водно-физические,
а следовательно, стокорегулирую щ ие и защ и тн ы е свойства почв. Т ак,
на вы рубках с дерново-слабоподзолисты м и почвами при подготовке
ее бульдозерам и коэф ф ициент стока увеличился в 10 р а з по ср а в н е­
нию с естественной поверхностью почвы. П ри подготовке почвы под
лесны е культуры плужными бо р о зда м и вдоль склона коэф ф ициент
СТОКа увеличился о—9
В
раз по сравнению с участкам и , где эта р аб ота
не проводилась. При прокладке борозд по гори зонталям сток п р ак ­
тически не изменяется.
О собенно значительно ухудш аю тся водно-ф изические свойства
почв при корчевке пней, которую проводят в целях созд ан и я б л а го ­
приятных условий д л я работы лесокультурны х маш ин. У становлено,
что корчевка пней, особенно в сосняках черничных и долгом ош ны х
на тяж елы х суглинистых и глинистых почвах, ухудш ает структуру
почвы, н аруш ает поры и пустоты биологического происхож дения
(ходы червей, пустоты сгнивш их корней и т. д .), по которым гр а в и т а ­
ционная в л ага поступает в ниж ние слои почвогрунта. В следствие
таких изменений ухудш ается плодородие почвы, сн и ж ается ее а э р а ­
ция и ум еньш ается водопроницаемость. В условиях холмистого
рельеф а при проведении борозд вдоль склона, раскорчеван ны е по­
лосы п ревращ аю тся в исходные пункты возникновения эрозионны х
процессов.
Н аблю дения п о казал и , что водоохранн о-защ и тны е функции лесов
долго не восстан авл и ваю тся на тех вы рубках, где культуры со зд а ­
ются на п лощ ад ках, подготовленны х бульдозерам и и корчевателям и.
Здесь см ы кание древостоя р астяги вается на 30— 40 лет. О собенно
удлиняется период см ы кания на тех п лощ ад ках, где п роводятся
сенокош ение и п астьба скота. С ледовательн о, указан н ы е способы
подготовки почвы и создание лесны х культур не способствую т вы пол­
нению основной зад ач и горного лесовод ства — усилению водоох­
ранно-защ итной роли лесов. С оздание лесны х культур в условиях
холмистого р ельеф а и в горных л есах д олж н о иметь принципиальны е
отличия от равнинны х лесов. В горных л есах, особенно на южных
склонах, густота посадки культур д олж н а быть несколько выш е, чем
на равнинной территории. Это со к р ащ ает период см ы кания крон,
107
а следовательно, способствует бы стром у восстановлению н а с а ж д е ­
ний, способных вы полнять водоохранн о-защ и тны е функции.
Таким образом , в л есах, и граю щ их водоохранно-защ итную роль
(защ итны е полосы, особо защ итн ы е участки, л еса вокруг водохрани ­
лищ и т. д .), а т ак ж е в горных л есах долж ны ш ире прим еняться
постепенные и выборочны е рубки, обеспечиваю щ ие естественное
возобновление л еса и сохранение лесной среды .
И звестно, что с помощью рубок ухода м ож но сущ ественно и зм е­
нять лесоводственно-таксационны е п оказател и д ревостоя (изменение
состава, строения, полноты и д р .), а следовательн о, влиять на водо­
охранно-защ итны е свойства лесов. П утем сниж ения полноты густых
хвойных молодняков мож но в 1,2— 1,5 р а з а увеличить высоту сн еж ­
ного покрова и зап ас воды в нем. В лиственны х м олодняках и средне­
возрастны х д ревостоях сниж ение полноты незначительно ск азы ­
вается на снегонакоплении.
При одной и той ж е полноте д ревостоев сн егозапасы в лиственны х
молодняках выше, чем в хвойных. С м еш анны е м олодняки зан и м аю т
среднее полож ение. У становлено, что интенсивность сн еготаян ия
в лиственных м олодняках значительно выше, чем в хвойных. Н апри­
мер, на Ю жном Урале самы е низкие ее зн ач ен и я (8,9 м м /су т) наблю дались во взрослом разн овозр астн ом елово-пихтовом н асаж ден и и ,
в 25-летнем хвойном м олодняке интенсивность этого п роцесса Оыла
на
выше
а в чистом 15-летнем лиственном м олодняке — на
[Ханбеков, Письмеров, 1973] . Чистые лиственные молодняки
по интенсивности снеготаяния часто близки к сплошным вырубкам,
тогда как пихтово-еловы е молодняки, сф орм ировавш и еся на сп лош ­
ных вы рубках из группового подроста и тонком ера, м ало отличаю тся
по интенсивности сн еготаян ия от спелых темнохвойны х древостоев
средней полноты. Чистые лиственны е молодняки и средневозрастны е
древостой по продолж ительности тая н и я снега близки к невозобновивш ейся сплош ной вырубке. В сом кнувш ихся хвойно-лиственных
м олодняках продолж ительность сн еготаян ия больш е, чем в листвен ­
ных, и п рибли ж ается к продолж ительности в спелы х темнохвойны х
древостоях. С ледовательно, при проведении рубок ухода в м олодня­
ках (осветление, прочистки) необходимо стрем иться к созданию
хвойно-лиственных древостоев, т а к к ак они лучш е выполняю т
водоохранно-защ итны е свойства, чем чистые, и особенно лиственны е,
древостой. По мере увеличения в о зр аста древостоев участие л иствен ­
ных пород надо ум еньш ать, и к возрасту спелости оно долж но со ­
ставл ять не более 15— 20 % .
Таким образом , одни м ероприятия, наприм ер рубки ухода, спо­
собствую т усилению водоохранно-защ итной роли лесов, другие —
снижению. В различны х географ ических услови ях водоохранно­
защ итны е функции лесов и их изменения под влиянием л есохозяй ­
ственных мероприятий п роявляю тся по-разном у. С охран ять и повы ­
ш ать водоохранную , водорегулирую щ ую , почвозащ итную и средо­
образую щ ую функции лесов невозм ож но путем осущ ествления
одного или нескольких мероприятий. Этого м ож но достичь только
в случае комплексного подхода к проведению всех л есохозяй ствен ­
ных мероприятий.
108
3.2. ВЛИ Я Н И Е РУБОК ЛЕСА НА СОО ТНО Ш ЕНИ Е
ЭЛЕМ ЕНТОВ ВОДНОГО И ТЕП Л О В О ГО БАЛАНСА
ЛЕСН Ы Х ГЕОСИСТЕМ Ю Ж НОЙ ТАЙГИ ЕТС
П од влиянием лесохозяйственны х мероприятий, особенно после
сплошной вырубки леса, происходит сущ ественное изменение со сто я­
ния лесного биогеоценоза. В резул ьтате удален и я древостоя и зм е­
няю тся условия поступления осадков и полностью п рекращ ается
зад ер ж ан и е осадков кронам и д еревьев, практически отсутствует
поглощ ение сум марной солнечной рад и ац и и растительны м покровом,
изм еняется альбедо. В итоге п ерестраи вается структура сум м арного
испарения и стока. В той или иной степени происходит изменение
всех звеньев тепло- и в л агооборота лесны х геосистем. П ри б л а г о ­
приятны х условиях этот процесс носит обратим ы й х арактер, и по мере
естественного или искусственного лесовозобн овлен и я гидром етеоро­
логический реж им п ри б ли ж ается к естественному типу, т. е. типу,
характерном у д л я спелого леса, его водоохранно-водорегулирую ­
щие свойства постепенно восстанавли ваю тся.
И сследовани я изменений водорегулирую щ их и водоохранны х
функций лесны х геосистем проводились на экспериментальны х
стационарны х и временных об ъектах, располож енны х в Н овгород­
ской и К алининской о б ластях и вклю чали наблю дения н ад элем ен ­
там и водного и теплового б ал ан са. С тационарны е объекты п ред став­
лены малы ми лесными водосборами, воднобалансовы м и, стоковыми,
испарительны ми и теп лобалансовы м и площ адкам и В алдай ского
филиала ГГИ в условиях леса и поля. Временные объекты при­
урочены к у ч асткам , где проводились лесохозяйственны е м еропри я­
тия. К ним относятся стоковы е и теп л об ал ан совы е площ адки, пункты
наблю дений н ад осадкам и , сн егозап асам и и испарением. К роме
водно- и теплобалан совы х измерений и зучался прирост древесной
растительности на вы рубках и эксперим ентальны х у ч астк ах с р а зн о ­
возрастны м древостоем . Н аблю дения н ад элем ентам и водного б а ­
л ан са производились в соответствии с «Руководством водн об ал ан со­
вым станциям » [1973].
И звестно, что одной из важ н ы х водорегулирую щ их функций
лесной растительности яв л яется ее способность п ерерасп ределять
вы падаю щ ие осадки по вертикали. П ри этом осадки зад ер ж и в аю тся
пологом леса, проникаю т под полог и стекаю т по стволам деревьев.
С труктура перераспределения осадков не остается постоянной, а и з­
меняется по мере роста древостоя, т. е. по мере изменения надземной
части фитомассы . Н аибольш ее количество осадков (за м ай —
сентябрь, в % от общ его количества осадк ов) зад ер ж и в ае тся д р ев о ­
стоем в возр асте 35— 45 лет, когда они имеют н аибольш ее количество
зеленой массы:
В озраст древостоя, лет
Ельники
Лиственные (береза, осина)
105
50
40
25
36
—
36
—
53
34
34
—
П осле проведения рубки леса сущ ественно изм еняю тся условия
накопления тверды х осадков. О собенно велики разли чи я в снего109
зан осах на небольш их по р азм ерам вы рубках (до 5 0 0 X 5 0 0 м ), что
обусловлено аэродинам ическим влиянием вырубки на поле скорости
ветра в приземном слое атмосферы и, как следствие этого, на поле
выпадения осадков. Н а вы рубках м алого р азм ер а (1 0 0 X 1 0 0 м
и менее) значительное влияние ок азы в ает гран и ц а окруж аю щ его
леса, вы полняю щ ая роль экран а.
И зм ерения снегонакопления на различны х по разм еру вы рубках
показали, что при средних зн ач ен и ях угла их закры тости (от 10
до 50°) н аблю дается увеличение — до 20 % — количества твердых
осадков относительно окруж аю щ его лесного м асси ва. М аксим альное
увеличение имеет место при углах закры тости 30— 40° (р азм ер вы ру­
бок 7 0 X 7 0 м ). П ри углах закры тости более 60°, т. е. на вы рубках
малого р азм ер а (2 5 X 2 5 м ), н аб лю д ается уменьш ение величины
тверды х осадков на 10— 20 % по сравнению с лесом. Причем эти
изменения не зависят от породного состава др евостоя, ок руж аю щ его
вырубку лесного м ассива.
Испарение с леса Е может быть представлено в виде суммы
Е = Еп-|-Н3-|-Е т, где Еп — испарение с поверхности почвы и раститель-
ности под пологом леса; Е3 — испарение зад ер ж ан н ы х кронами
деревьев атмосферны х осадков; Ет — тр асп и р ац и я древесной р асти ­
тельностью . Соотнош ение м еж ду отдельны ми составляю щ им и сум ­
марного испарения зави си т от таксационны х характери сти к н а с а ж ­
дения (тип леса, породный состав, возраст, полнота) и времени года.
С уммарное испарение, я в л я я с ь одной из основных расходны х
статей водного б ал а н с а , во многом определяет водоохранную И
водорегулирую щ ую роль лесны х территорий. П осле проведения вы ­
рубки леса меняю тся реж им и структура сум м арного испарения.
В р езультате удален и я древостоя п рекращ аю тся тран сп и рац и я и
испарение зад ер ж ан н ы х осадков, в о зр астает испарение с поверхности
почвы. На свежих, а также одно- и двухлетних вырубках в еловых
и сосновы х л есах и сп арен и е с почвы
ными
растениям и)
составл яет
(с л е с н о й п о д с т и л к и С е д и н и ч ­
40— 60 %
сум м арного
испарения
со спелого леса на контрольном участке.
С уммарное испарение с поверхности вырубки зави си т от разм ера.
Так, в сосновом лесу испарение с наруш енной лесной подстилки
на вырубках малого размера (диаметром 100 м)
оказалось меньше
на 50 % сум м арного испарения с леса, а на вы рубках больш ого
р азм ер а (2 0 0 X 2 0 0 и 5 0 0 Х 5 0 0 м ) составило соответственно 52 и 61 %.
Аналогичные соотнош ения п рослеж и ваю тся и для ельников
(табл. 3 .1 ).
С ниж ение испарения с уменьш ением р азм ер а вырубки характерн о
и д л я заболоченны х лесны х массивов. У к азан н ая тенденция со х р а­
няется в первые годы после н ач ал а лесовосстановления. Н аблю дения,
проведенные за теплый сезон с 1980 по 1982 г., показы ваю т, что
испарение с вырубки диам етром 1500 м почти вдвое превышает
испарение с вырубки диам етром 15 м, в 1,3 р а за выш е испарения
с вырубки диам етром 160 м. Г раф и ч еская ф орм а зависим ости и сп а­
рения со свеж их вы рубок (1 — 2 года) и вырубок с л есовозобн ов­
лением (10— 40 лет) разн ого разм ер а к испарению со спелого леса
по
Суммарное испарение с вырубок различного разм ера за теплый период года
Испарение
Средний угол • Возраст
закрытости, вырубки,
град
год
Вид испаряющей поверхности
с вырубки
с леса, мм
мм
% от испа­
рения с
леса
С о с н о в ы й л е с ( в о д о с б о р р. Б е р е з а й к а )
9
3
43
37
12
9
70
1
1
1
6
6
3
1
20
70
5
10
1
2
7
7
Л есная подстилка
35
3
»
Л есная подстилка
»
»
Злаковые
Л есная подстилка
»
»
289
289
47
130
130
302
85
150
176
21
87
116
244
21
52
61
45
67
87
81
25
71
79
149
131
53
31
Е л о в ы й л е с ( в о д о с б о р оз. Е д р о в с к о е )
Злаковые
»
135
252
—
217
—
102
—
60
—
представлена на рис. 3.1. Следует отметить, что на зависимость
испарения от разм ер о в лесосек у к азы в ал А. А. М олчанов [1960]
совместно с В. A. Губаревой [ 1980] . Соотношения испарения с лесных
участков, представленных древостоями различного возраста, рассмотрены в ряде р аб от [Т аранков, 1970; Ф едоров, М арунич, 1979;
Ч убаты й, К рестовский, 1986]. Д ан н ы е эксперим ентальны х исследо­
ваний, выполненных в этом направлении в Валдайском филиале ГГИ
(в условиях ю жной тайги Е Т С ), не указы ваю т на значительную
зависим ость испарения от породного состава л еса на вырубке.
Только д л я сосняков отм ечаю тся несколько меньш ие величины
(на 10 % ) по сравнению с ельникам и и см еш анны ми (елово-ли ствен ­
ными) лесам и. О б щ ая тенденция изменения и спарения с возрастом
древостоя следую щ ая: первый период — до 40 лет — интенсивное
увеличение из года в год, в в о зрасте 40— 50 лет имеют место н аи боль­
шие величины, в последующий
период — постепенное
ум ень­
шение испарения.
Значительн ое сниж ение ис­
парения на вы рубках вы зы вает
изменение этой величины и в
целом водного реж им а на водо­
сборе, особенно если на нем
Р и с . 3 .1 . Зависимость суммарного испа­
рения, нормированного на испарение со
спелого леса E J E л, от разм ера (угол
закрытости а ,°) и возраста вырубок.
Рис. 3.2. Изменение суммарного
испарения с водосбора с течением
времени при рубках леса различной
интенсивности.
Ежегодная
вырубка
территории,
%:
1 — 2; 2 — 10; 3 — 25.
велик объем рубок. П ри проведении единичной вы рубки на малом
водосборе изменение испарения мож но оценить по граф и кам связи
испарения, р азм ер а и во зр аста вы рубки (см. рис. 3.1) или из соотно­
ш ения
~ E a (F — /=-,)+ у en F, ,
(3.1)
где Е п — среднее испарение на водосборе; Е я — испарение с л еса;
еп — испарение с вырубки на момент времени п\ F — п лощ ад ь водо­
сбора; Ft — площ адь вырубки. При проведении рубок в различны е
годы среднее испарение
ё-
Ц
еар -
(3.2)
При проведении регулярных рубок различной интенсивности
последнее вы раж ение м ож н о использовать дл я оценки или прогноза
изменения испарения на водосборах. Н а рис. 3.2 п оказаны за в и с и ­
мости изменения испарений на водосборе при различны х вы рубках.
При еж егодной вы рубке 10 % п лощ ади водосбора миним альны е з н а ­
чения испарения отмечаю тся через 8 лет после их н ач ал а и со с тав ­
ляю т 70 % от испарения с водосбора, покры того спелым лесом. П ри
еж егодной вы рубке 2 % минимальное испарение будет иметь место
через 25 лет и составит 89 % . В этом случае в течение длительного
периода (п о р яд ка 40 лет) в целом д л я водосбора испарение будет
пониженным. Н аим еньш ее падение величин испарения на водосборе
за весь цикл р азви ти я древостоя (от н ач ал а м ероприятия до полного
восстановления) отм ечается при вырубке 25 % площ ади водосбора
еж егодно.
И зм енение испарения воздействует на реж им влаж н ости почв.
Особенности распределения в л аго зап асо в д л я типичных лесны х гео­
систем С ев ер о -З ап ад а достаточно подробно рассмотрены в ряде
работ [К апотов, 1969; и д р .]. Основные разли чи я отм ечаю тся в о т­
дельны е сезоны года в верхних слоях почвогрунтов, п реж де всего
в верхнем 50-сантим етровом слое. В ниж них горизонтах отклонения
измеренных величин составляю т около 1— 5 % . Н аи б о л ьш ая ам п л и ­
туда колебаний отм ечается в зимние месяцы и обусловлена р а зл и ч ­
ным осенним увлаж н ен и ем бассейнов, оттепелями и особенностям и
накопления влаги в процессе зам ер зан и я почвы.
В период от н ач ал а сн еготаян ия до полного о ттаи ван и я почвы
и схода снеж ного покрова происходит накопление влаги в верхнем
112
метровом слое на 40— 45 мм, д ал ее до конца половодья идет расход
влаги на такую ж е величину. З а весь период весеннего половодья
вл аго зап асы на лесных у ч астк ах изм еняю тся в п ределах ± 1 0 мм.
В весенне-летний период как на лесных, так и на полевых водосбо­
рах происходит уменьш ение вл аго зап асо в, которое п родол ж ается
до конца августа. В крайне засуш ли вы е годы в этот период в верхних
слоях почвогрунтов могут н аб лю д аться зап асы влаги, соответствую ­
щие влаж н ости за в я д а н и я растений. В осенний период (сен тяб р ь—
ноябрь) зн ачительно увели чи вается вл аж н ость почвы — до уровня,
достигаю щ его и превы ш аю щ его наименьш ую влагоем кость.
И сследовани я п о казал и , что в течение гидрологического года
зап асы влаги в метровом слое почвы в лесу, как правило, выше,
чем в поле. Э та р азн и ц а особенно зам етн а в период интенсивной
вегетации. Б ольш ие вл аго зап асы в лесу по сравнению с полем
обусловлены в н ач ал е вегетации более продолж ительны м снего­
таяни ем , в середине вегетационного сезона — больш ими затр а там и
тепла на турбулентны й теплообмен с ниж ними слоями атм осф еры
и относительно меньшим расходом теп ла на испарение. В зимние
месяцы отм ечается обратн ое соотнош ение, что вы звано различны ми
градиентам и тем пературы в почве, лесу и поле. Такой характер
изменения в л агозап асов на лесны х и полевых в о д осбор ах свойствен
не только исследуемому району, но и другим районам лесной зоны
ЕТС, что, в частности, хорошо прослеживается по многолетним
данны м П одмосковной воднобалансовой станции [М ноголетние. . .,
1982].
Режим влажности почвогрунтов на вырубках имеет свои особенности [Побединский, 1976]. Важнейшими- из них являю тся: 1) рост
влажности почвы после сплошной рубки древостоя по сравнению
с нетронутыми лесными м ассивам и; 2) зави си м ость в л аго зап асо в
в почве от р азм ер а вырубки; 3) постепенное уменьш ение избы тка
влаги из года в год по мере р азви ти я лесокультур на вырубке.
На первую из этих особенностей исследователи обратили вни м а­
ние д авн о [М олчанов, 1960]. О б разован и ю избы тка влаги на вы руб­
ках б лагопри ятствует накопление дополнительного количества т в е р ­
дых осадков и главны м образом резкое сокращ ение сум м арного
испарения после удален и я древостоя. Это явление отм ечается в тече­
ние почти всего года. М акси м альны е увеличения в л аго зап асо в
наблю даю тся на свеж их вы рубках летом в первый год после рубки
и достигаю т в метровом слое ельников-черничников 70 мм, сосняковбрусничников 30— 50 мм. Л и ш ь в конце сн еготаян и я происходит
временное вы равн и вани е в л аго зап ас о в в почве на вы рубке и в о кр у ­
ж аю щ ем лесу.
Р азн и ц а во в л аго зап ас ах в лесу и на вы рубках в сущ ественной
мере зави си т от их разм еров. Н аибольш ие зн ачен ия избы тка влаги
отм ечаю тся на вы рубках при угле закры тости 10— 2 0 ° , что соответ­
ствует условиям
м акси м альн ого
накопления
дополнительны х
осадков. П о мере за р а с т а н и я вырубки травостоем и д ал ее под
влиянием восстан авл и ваю щ и хся лесокультур в л аго зап асы в почвогрунтах на вы рубке и в прилегаю щ ем к ней лесу вы равниваю тся.
из
Ч ерез 10 лет после рубки отклонения в л аго зап асо в на этих участках
становятся несущ ественными и н аход ятся в п ределах точности
измерения влаж н ости почвы.
Б олее корректные выводы мож но сд ел ать по м атер и ал ам н аб лю ­
дения за изменением уровней грунтовы х вод на вы рубках, которые
измеряю тся с более высокой точностью . Но д л я этого необходим
длительный р яд наблю дений. Р еж и м грунтовы х вод д л я различны х
л ан дш аф то в исследован X. А. П исарьковы м [1954] и др. И з работы
Н. И. К апотовой [1969], выполненной в рассм атри ваем ом районе,
следует, что реж им уровней грунтовы х вод в поле и в лесу п ракти ­
чески не отличается по ам плитуде и ходу колебаний в течение года.
Р азли чи е п роявляется в годы с глубоким пром ерзанием почвы,
когда б ольш ая ч асть талой воды, особенно в поле, стекает п оверхно­
стным путем. В лесу д а ж е м ер зл ая почва остается водопроницаемой,
что способствует пополнению зап ас о в грунтовы х вод. А мплитуда
колебаний уровней грунтовых вод к ак в лесу, т а к и в поле увеличи­
вается с уменьш ением водности года.
Реж им грунтовых вод на вы рубках имеет определенные особен­
ности. П р еж де всего д л я него х ар актер н о более высокое стояние
уровня грунтовых вод по сравнению с прилегаю щ им лесом. Этот
факт-отмечал X. А. Писарьков [1954] для ельников Л енинградской
области. По его данны м, уровень грунтовых вод подним ался на
вы рубках на 40 см. Д л я сосняков М осковской области подъем уровня
составил 20— 30 см [М олчанов, 1960].
В условиях ю жной тайги на свеж ей вы рубке среди ельника-черничника в конце летнего сезона 1973 г.. превыш ение уровня грунтовых
вод составило 50 см, в теплый период 1974 г. — 20— 30 см. Д л я более
подробного изучения этого явлен и я был орган и зован специальны й
эксперимент на у ч астке с ельником-кисличником вблизи вырубки
9-летнего во зр аста. В зимний период 1977 г. древостой на участке
был вырублен и вывезен. П осле сплош ной рубки резко изменился
уровень грунтовых вод. М акси м альное повы ш ение уровня составило
70 см по сравнению с лесным м ассивом и 30 см по сравнению с 10-лет­
ней вырубкой. Р азн ость отметок уровней грунтовы х вод на вы рубке
и под пологом ельника-черничника (в см) бы ла следую щ ей:
Месяц
II
IV
VII
X
1974
1977
1978
1982
1986
26
9
0
4
4
0
0
8
9
0
21
23
11
7
4
30
27
30
г.
г.
г.
г.
г.
10
В период весеннего сн еготаян ия н ач ал о подъем а уровня грунтовых
вод на вы рубке наступило на 15— 20 дней раньш е, чем в лесу, что
относится и к периоду наступления м аксим ум а и св язан о с временем
н ач ал а водоотдачи из снеж ного покрова. Ч ерез год после рубки
и д ал ее из года в год идет постепенное сниж ение уровней под
влиянием растущ их л есон асаж д ен и й , что согласуется с изменением
сум марного испарения и в л аго зап ас о в в зависим ости от во зр аста
114
Поверхностный сток на вырубках разного возраста и в еловом лесу
Запас Осадки в
Запас Осадки в
Глубина Слой
Глубина Слой
Пло­ воды в период
Пло­ воды в период
Год щад­ снеге, снеготая­ промерза­ стока, Год щад­ снеге, снеготая­ промерза­ стока,
мм
ния, см
ния, см
ка
мм
ка
мм
ния, мм
ния, мм
мм
1978
1
2
3
110
132
133
38
38
38
0
0
0
0,7
0,4
1,4
1980
1
2
3
105
150
148
10
10
10
22
6
0
1979
1
2
3
119
146
151
48
48
48
36
21
20
0,5
2,0
46,3
1981
1
2
3
90
165
189
27
27
27
20
0
7
0,9
1,0
12,3
—
0,0
2,2
вырубки. П олное вы равн и вани е уровней грунтовы х вод на вы рубке
и в лесу следует о ж и д ать примерно через 15 лет после н ач ал а л есово­
зобновления.
И зм енения элементов водного б ал а н с а , которые происходят после
сплош ных рубок, в конечном счете приводят к изменению реж им а
стока. В лияние л еса на сток п роявл яется в основном через экстр е­
мумы стока и преж де всего через разл и чи я в инфильтрационной
способности м ерзлы х почв, аккум улирую щ ей емкости верхних слоев
почвы и интенсивности сн еготаян ия. Н а минимальны й сток основное
влияние о казы ваю т некоторы е изменения аккум улирую щ ей емкости
грунтов, потерь стока на испарение в летний период, а в зимний —
глубины п ром ерзания почвогрунтов.
Высокие весенние половодья форм ирую тся на полевых водосборах
в основном за счет поверхностного стока. М одули м аксим ального
расх о да сум м арного стока 5-и 1 % -й обеспеченности составляю т д л я
м алы х лесных водосборов 200— 300 л / ( с • км2), д л я полевых —
1000— 1500 л / ( с • км2) . Л етний паводочны й сток в лесу форм ируется
за счет грунтового стока.
П од влиянием сплош ной рубки л еса реж им стока резко и зм ен я­
ется. Во всех случ аях, особенно в горных условиях [К линцов, 1969;
Ч убаты й, 1981; и д р .] , имеет место зам етн ое его увеличение. П о д а н ­
ным исследований А. А. М олчанова [1960], в условиях дубовы х
лесов В оронеж ской и М осковской областей в первы е годы после
рубки коэф ф ициент весеннего стока увеличился в 4 — 5 раз, а в о тд ел ь­
ных случаях — в 10 раз. З атем по мере лесовозобновления он
ум еньш ается. Д л я оценки изменения стока в ельниках после сп лош ­
ных рубок были организованы наблю дения на трех стоковы х п л о щ ад ­
ках: 1 — в спелом еловом лесу (80— 290 л е т ) ; 2 — на вырубке
с возобновлением ели и березы (вы рубка 1960 г.); 3 — на вы рубке
1974 г.
З ап асы воды в снеге на вы рубках (площ адки 2 и 3) больш е,
чем в спелом лесу (табл. 3 .2 ). При этом во все годы наблю дений
наибольш ие зн ачен ия стока имели место на вы рубке 1974 г. и осо­
бенно значительны — в весеннее половодье 1979 г., когда он ф орм и ­
ровал ся на мерзлой почве. Н а старой вы рубке и в услови ях спелого
л еса сток был незначительны м .
8*
115
И зучение влияния лесохозяйственны х мероприятий на сток
проводилось та к ж е на м алы х водосборах рек М ош ня, Х олова и
П олометь с площ адью соответственно 688, 1500 и 432 км2. Л есистость
речных бассейнов со ставл яет 78, 75 и 81 % . Н а первых двух водосбо­
рах проводилась интенсивная рубка л еса, а на последнем — лиш ь
в ограниченны х р азм ерах. П оэтому он р ас см а тр и в ал ся к ак кон троль­
ный водосбор. По данным лесоустройства, проведенного в 1972 г., на
первом водосборе о б щ ая п лощ адь свеж и х вы рубок и вырубок
с молодым лесон асаж ден и ем в возрасте до 10 лет со с тав л я л а 121 км2
(18 % п л о щ ад и ), а на втором — 145 км2 (около 10 % ) . В период
с 1960 по 1972 г. разм еры еж егодны х вы рубок на этих водосборах
составляли 1— 3 % .
Р езультаты наблю дений з а стоком п оказал и , что до н ач ал а
интенсивной рубки (до 1964 г.) коэф ф ициент стока с этих водосборов
был меньше, чем с контрольного, н а 4 — 20 %. В период проведения
интенсивной рубки л еса (1964— 1970 гг.) он резко увеличился,
что о к азал о сь особенно зам етны м в маловодном 1964 г. П ри годовой
сумме осадков д л я этих водосборов 549, 549 и 535 мм, при интенсив­
ности рубки л еса 3 и 2 % увеличение годового стока с водосборов
рек М ош ня и Х олова по сравнению с контрольны м составило 8—
18 % , а объем стока за весеннее п о л о в о д ь е — 14— 18 % . П овы ш ен­
ный сток отм ечался и в период летней межени.
Д л я оценки и п рогноза изменения коэф ф ициента стока мож но
и с п о л ь з о в а т ь вы р аж ен и я, аналогичны е (3.1) и (3 .2 ), а т а к ж е зав и си ­
мости стока ОТ во зр аста вы рубок [Марунич, Федоров, 1986] ' В ыпол­
ненные расчеты показы ваю т, что в случае проведения КОНЦбНТрИрОванны х рубок на больш ой площ ади водосбора следует ож и д ать
значительны х изменений стока.
При вы рубке 25 % площ ади еж егодно в первые 2 — 4 года годовой
сток увеличится в 1,5 р а за . В этом случае возм ож ны таки е о тр и ц а­
тельные последствия сплош ных рубок, к ак водн ая эрозия. Зн ач и тел ь­
ных изменений стока мож но и зб еж ать, если проводить рубки с пере­
ры вами в 2 — 3 года. О собенно отчетливо это п росл еж и вается при
расчете изменений коэф ф ициента годового стока при еж егодной
рубке 10 и 25 % площ ади и с переры вам и м еж ду этими рубкам и
в 3 года (рис. 3 .3 ).
И зм енение водного реж и м а на у ч астк ах л еса и водосборах,
затронуты х рубкам и леса, тесно св яза н о и с изменением теплового
реж им а. Эти изменения обусловлены действием двух ф акторов:
воздействием поверхности на радиационны е характери сти ки , осо­
бенно на альбедо, и затенением поверхности вы рубок стеной леса.
П оследнее особенно вы раж ен о на вы рубках небольш ого разм ер а
[Ф едоров и др., 1981].
С ущ ественное отличие отраж ател ьн ой способности лесны х и
безлесны х поверхностей п роявл яется в поведении интегральной
характеристики — радиационного б ал ан са, которы й д л я лесны х
участков выш е, чем д л я безлесны х. В среднем з а вегетационны й
период радиационны й б ал ан с спелого елового л еса в июне на 16 % ,
в июле и августе на 20 и в сентябре на 50 % выш е, чем поля. По
116
Рис. 3. 3. Изменение коэффициента годового стока С с водосбора г) в процессе прове­
дения рубок леса, нормированного на соответствующую величину для незатронутого
рубками водосбора т)л при ежегодной вырубке 10 и 25 % площади и в случае перерывов
между рубками в 3 года (3 ).
отношению к свеж ей вы рубке радиационны й б ал ан с л еса в июне
и июле выш е на 10 % , в августе и сентябре — на 30 % . Т акие соот­
нош ения отм ечаю тся д л я вы рубок значительного р азм ер а (с углом
закры тости менее 1 0 ° ). Суточные суммы рад иационного б ал ан са
сущ ественно зав и ся т от р азм ер а вырубки и в меньшей степени —
от типа леса.
Б о л ь ш ая часть радиационного б ал ан са идет на затр а ты теплг
на испарение. С оотнош ение испарения с леса и вы рубок рассм отрено
выш е. Д ругой значительной составляю щ ей радиационного б ал ан са
яв л яется турбулентны й теплообмен. Суточный ход турбулентного
теплообм ена аналогичен суточному ходу радиационного б ал ан са.
С ами ж е величины могут дости гать в отдельны е периоды 65 % от
значений рад иационного б ал ан са леса. Н а вы рубках турбулентны й
теплообмен со став л яет в среднем 2 0 — 30 % от радиационного
б ал ан са, что несколько больш е, чем д л я полевых условий, где эта
величина варьирует в пределах 10— 30 % . С уменьш ением р азм ера
вырубки турбулентны й теплообмен ослаб евает. Н а вы рубке д и ам ет­
ром 50 м теплообмен в дневны е часы в 3 р а з а меньш е, чем на вы ­
рубке диам етром 300 м.
В первые годы после вырубки с развитием тр ав о сто я и ростом
лесокультур резко увеличиваю тся затр а ты теп ла на испарение,
а турбулентны й теплообмен ум еньш ается и затем и зм ен яется слабо
(примерно до 15-летнего в о зр аста д р ев о сто я). В последую щ ие годы
до стадии спелого н аса ж д ен и я идет увеличение з а т р а т тепла на
испарение.
На изменение турбулентного теплообм ена на вы рубках влияю т
градиент тем пературы воздуха, который больш е на свеж и х вырубках,
и аэродин ам и ческая ш ероховатость поверхности, которая увеличи­
вается с ростом древостоя.
Р езультаты выполненных исследований п оказы ваю т, что такие
виды лесохозяйственной деятельности, как рубки л еса и лесовозоб ­
новление, вы зы ваю т резкие изменения и перестройку водного,
радиационного и теплового реж и м а отдельны х участков и малых
водосборов, а при больш их о б ъ ем ах хозяйственны х раб от — зн ач и ­
тельных территорий и крупных речных бассейнов.
3.3. И ЗМ Е НЕ Н ИЕ СОСТАВЛЯЮЩИХ ВОДНОГО БАЛАНСА
В СВЯЗИ СО С П Л О Ш Н Ы М И РУБКАМИ В С ЕВ ЕРОТА ЕЖ НЫ Х ЛЕСАХ
С плош ные концентрированны е рубки, ш ироко применяемые
в северотаеж ны х л есах , вы зы ваю т значительны е изменения основных
компонентов лесных биогеоценозов: растительн ого и почвенного
покровов, теплового и водного реж им ов. Н екоторы е вопросы этой
проблемы освещ ены в раб о тах А. А. М олчанова [1960], А. В. Побединского [1971], А. П. К линцова [1971], В. В. Р ах м а н о в а [1975],
М. В. Р убц ова, Н. Л . Б ратц евой [1977].
Работы вы полнялись в подзоне северной тайги А рхангельской
области (Л еваш ско е лесничество О бозерского л есх о за и С еверо­
двинское лесничество С еверодвинского л есх о за) в 1981 — 1985 гг.
И сследовались такие элементы влагооборота, к ак осадки (ж идкие
и тверды е), расходы на транспирацию и испарение, зап асы влаги
в почве. С уммарны й сток рассч и ты вал ся как остаточны й член у р ав н е­
ния водного б ал ан са.
О бъектам и послуж или вырубки ельни ка черничного свеж его
(наиболее распространенного типа л еса в этом регионе) и п роизвод­
ные древостой на разны х этап ах восстановления после сплош ных
концентрированных рубок. Т ак сац и он н ая характери сти ка пробных
площ адей д ан а в таб л . 3.3.
Экспериментальны е исследования вклю чаю т комплекс м етеороло­
гических, гидрологических и лесоводственны х наблю дений, которые
проводились в соответствии с общ еприняты м и методиками [Р уковод ­
ство . . . , 1973]. Ф итом асса древесного яруса определена методом
модельных деревьев [М олчанов, Смирнов, 1967]. Д л я измерения
испарения с поверхности почвы и напочвенного покрова применен
метод испарителей, д л я изм ерения интенсивности тран сп и рац ии —
весовой (объемны й) метод и метод бы строго взвеш и ван ия.
Атмосферные осадки, яв л я я сь основным источником влаги,
поступаю щей в лесны е биогеоценозы , определяю т приходную часть
водного б ал ан са. К оличество осадков, зад ер ж и в аем ы х лесным
пологом, зави си т от состава, строения, в о зр аста и густоты древостоев.
Вопросы перераспределения ж идких и тверды х осадков се в е р о таеж ­
ными лесам и рассм атри вал и сь в р аб о тах В. Ф. И зотова [1967],
В. А. Аникеевой с соавт. [1978, 1983], А. В. В олокитиной [1979],
Э. П. Г аленко [1983] и др.
118
Таксационные характеристики ельника и производных фитоценозов подзоны северной тайги
Древостой
Березняк чернич­
ный свежий (пл.
2-а)
Березняк чернич­
ный свежий
(пл. 3-а)
Ельник черничный
свежий (пл. 1)
1
Состав
8Е2Б ед.С
Воз­
раст,
лет
высота,
м
диа­
метр,
см
195
20,1
21,3
Число
деревь­ Сомкну­ Общий
запас,
тость
ев,
крон
м3/га
шт./га
933
0,6
342,7
Отсуг ствует
10Б
10
I
8Е2Б ед. С
I
7Б30с ед. С
11
I
II
10Е
6Б40с ед. С
10Е
I
II
8Б1Е1С
8Е2Б
I
6Е4Б, ед. С, Ос 32— 180
Общее
коли­
чество,
шт./га
162
3500
Состав
8Е2Б
Средняя
высота, м
1,9
40с2Б4Е
0,5— 1,9
19150
5Е5Б ед.Ос, С
0,4— 0,9
9300
7БЗЕ, ед. С, Ос
0,5
2,2
0,9
9425
0,49
5,5
8,5
810
0,52
26,1
30
6,0
3,8
18534
0,85
96,0
30
45
45
2,1
12,7
2,3
1,9
8,4
2,7
2267
5167
5100
0,4
0,76
0,42
230,0
7,2
8367
—
4600
10Е ед. Б
—
10Е
0,8
—
0,9
100
100
21,1
10,5
21,5
11,8
611
1050
0,82
--
249,1
67,0
1216
10Е ед. Б, С
2,8
7 ,3
8,5
1958
0,82
62,3
о
о
I
0
Ельник черничный
свежий (пл. 6)
Луговиковая вы­
рубка 3-летняя
(пл. 19)
Березняк чернич­
ный свежий (пл.
20)
Ельник черничный
из предваритель­
ного подроста и
тонкомера (пл.
21)
Березняк чернич­
ный свежий (пл.
2)
Высотный
ярус
1
Тип леса
Подрост
Средние
—
1400 8 Е 2 Б + С
0,7
Задерж ание осадков лесными фитоценозами (средние данные за 1982— 1985 гг.)
Фитоценозы
Период
Воз­
раст,
Холод­
класс Теплый
ный
Ельник (пл. 6)
—
8 7 /3 8
4 0 /2 2
Елово-березовые
одноярусные
I
III
3 5 /1 6
5 1 /2 2
15/8
2 9 /1 6
Фитоценозы
Двухъярусные б е­
резняки
Период
Воз­
раст,
Холод­
класс Теплый
ный
1
17/7
7 /4
V
5 5 /2 4
8 0 /3 5
15/8
38/21
X
П р и м е ч а н и е . Для теплого периода приведены данные за 1982— 1984 гг. В числителе —
в мм, в знаменателе — в % от осадков.
И сследования п о казал и , что вы рубка елового л еса увеличивает
на 37— 38 % поступление ж идких осадков к поверхности почвы
(табл. 3 .4 ). По мере восстановления древесной растительности на
вы рубках часть осадков перехваты вается кронам и деревьев и и сп а­
ряется в атм осферу. Причем через 10 лет после рубки эта величина
в зависимости от структуры м олодняков со став л яет 7 — 16 % . В молодн яках, ф ормирую щ ихся с участием сохраненного подроста и тон ­
комера ели (пробная п лощ адка 2 1 ), древесны й ярус зад ер ж и в ае т
15— 16 % вы падаю щ их осадков, сущ ественно ум еньш ая по ср а в н е­
нию с открытым местом количество осадков, достигаю щ их п оверхно­
сти почвы. При ф орм ировании молодняков за счет последую щ его
возобновления (пл. 20) перехват осадков в этом ж е возрасте в 2 р а за
меньше (7 — 8 % ). Р азн и ц а в количестве осадков на откры том месте
и в таких м олодняках незначительна. В производны х ф итоценозах
II I —X кл асса во зр аста осадки зн ачим о отличаю тся от их количества
на открытом месте при лю бых д о ж д ях (от 2 до 18 м м ). З а д е р ж а н и е
осадков пологом л еса в о зр астает с увеличением в о зр аста п роизвод­
ных фитоценозов и в березн яке X кл асса в о зр аста не отличаю тся
практически от ельника.
Н аблю дения з а зад ер ж ан и ем тверды х осадков п оказал и , что
м аксимальны е сн егозапасы н акап л и ваю тся на лесны х полян ах и в
молодых лиственны х л есах, д ал ее следую т больш ие откры ты е участки
(вы рубки, болота) и см еш анны е н асаж д ен и я; миним альны е снего­
запасы — в еловы х л есах (табл. 3 .5 ).
Высота снеж ного покрова в период м акси м альн ого снегонакоп­
ления во всех ф итоценозах, кроме двухъярусн ого б ер езн як а I кл асса
возраста, значим о отли чается от этого п о к аза тел я на лесной поляне.
Р азли чи я в плотности снега несущ ественны. З а п а с воды к н ачалу
снеготаяния на 1— 3-летних вы рубках больш е, чем в ельнике, на
21 мм, но меньше н а 4— 12 мм, чем в производны х ф итоценозах
I— V класса во зр аста.
Н а сплош ных концентрированны х вы рубках отм ечается по с р а в ­
нению с лесом более интенсивное испарение с поверхности снега.
В м арте 1985 г. в ясны е дни интенсивность испарения с поверхности
снега со став л ял а 0,3 м м /сут. Кроме того, на вы рубках н аблю дается
120
перенос снега ветром. БереХарактеристики снежного покрова
(1 6 — 18. III. 1985 г )
зовые и елово-березовы е ф и ­
тоценозы не препятствую т
Плот­
Класс
проникновению снега, так как
Фитоценозы
воз­
Высота, см ность,
раста
г/см3
еловый ярус сравнительно
небольшой высоты (0 ,4— 2,3 м
_
Поляна
6 8 ,2 ± 0 ,8
0,19
в б ер езн як ах I —V класса
Вырубка 3-летняя
—
59,0 ± 1,0
0,20
во зр аста) и не о казы в ает ещ е
Ельник черничный
4 4 ,3 ± 0 ,6
0,20
—
зам етного влияния на снего­
Елово-березовые
I
6 1 ,7 ± 0 .7
0,20
накопление. С увеличением
одноярусные
III
5 4 ,9 ± 0 ,7
0,20
в о зр аста в производны х био­
Двухъярусные
I
6 5 ,3 ± 0 ,9
0,20
геоц ен озах
увеличивается
березняки
масса крон ели и зад ер ж ан и е
6 0 ,9 ± 0 ,5
V
0,20
ими тверды х осадков падает.
X
4 7 ,7 ± 0 ,9
0,20
С негозапасы
в березняке
X кл асса в о зр аста не о тл и ча­
ются сущ ественно от таковы х в ельнике (см. таб л . 3 .5 ). Р асс м атр и ­
ваем ы е фитоценозы в зависимости от со става, строения и во зр аста
древостоя зад ер ж и в аю т от 4 до 22 % зимних осадков. П ерехват
ж идких осадков больш е и составляет 7— 38 %.
В результате вырубки древостоя резко изм еняю тся и другие
характеристики среды. П оступление сум марной ради ац ии к п оверх­
ности почвы увели чи вается почти в 10 раз, осадков — на 38 % ,
среднедневная тем п ература воздуха повы ш ается на 1— 2 °С , тем пе­
рату р а почвы — на 3 — 8 °С, в л аго зап асы в почве увеличиваю тся
на 4 5 — 50 мм, относительная в л аж н о сть воздуха ум еньш ается на
3— 10 % , зн ачительн о в о зр астает скорость ветра. Н а 50— 80 % п ло­
щ ади вырубок н ар у ш ается строение почвенного покрова. С ледствием
изменивш ихся условий среды на вы рубках яв л яется увеличение
в 2— 3 р а з а интенсивности испарения с поверхности почвы и н ап оч­
венного покрова (табл. 3.6).
На 1— 3-летних вы рубках и сп аряю щ ая поверхность представлен а
напочвенным покровом, характерны м д л я вы рубленного ельника
(зелены е мхи, кустарнички, лесное р а зн о тр а в ь е ), и растениями,
типичными д л я вы рубок (луговик извилисты й, и ван-чай, зо л о тая
р о з г а ), а т а к ж е м инерализованны м и участкам и почвы, лиш енной
лесной подстилки и ж ивой растительности (волоки, погрузочны е
п ло щ ад ки ). Н аиболее интенсивно и сп аряет вл агу (0,16 м м /ч ) почва,
л иш ен ная лесной подстилки. С поверхности почвы, покрытой зе л е ­
ными мхами и луговиком извилисты м, испарение идет медленнее.
Н а вы рубке поверхность почвы, п окры тая зелены ми мхами, испаряет
влагу в 2 р а за интенсивнее, чем под пологом леса.
По мере восстановления древесной растительности испарение
с поверхности почвы ум еньш ается. О днако соотнош ение интенсив­
ности испарения разны м и испаряю щ им и поверхностями в течение
первого десятилетия не изм еняется. Т ак, в б ерезн яке I кл асса в о з­
раста с сомкнутостью крон 0,5 наиболее интенсивно (0,11 м м /ч )
испарение идет по-преж нем у с м инерализованны х участков, лиш ен121
Среднедневная интенсивность испарения с поверхности почвы в ельнике и
производных биогеоценозах, мм/ч
■1
Испаряющая поверхность
Фитоценоз
Ельник
Вырубки 1— 3-летние
Березняк
Класс
воз­
раста Зеленые Под­
мхи
стилка
_
-i
V
X
0,05
0.11
0,07
0,04
0,05
0,03
—
—
0,04
0,03
—--- -
Средняя для
фитоценоза
Минерали­
% от ис­
Луговик
извилистый зованная мм/ч парения в
почва
ельнике
0,11
0,08
0,16
0,11
_
0,04
0,11
0,08
0 ,0 4
98
—
—
0,04
100
—
100
258
188
ных древесной и травян о-м оховой растительности. М еньш е испаряю т
участки с преобладанием лугови ка извилистого и зелены х мхов.
В двухъярусном березн яке V кл асса в о зр аста с сомкнутостью крон
I яр у са 0,8 и II — 0,4 не обнаруж ен о зам етн ы х различий в интенсив­
ности испарения различны м и испаряю щ им и поверхностями.
Таким о б разом , несм отря на биологические особенности разны х
представителей травян о-м охового яруса, больш их различий в р асх о ­
довании ими влаги на испарение не н аб лю д ается к ак при п р о и зр аста­
нии под пологом леса, т а к и на вы рубках. Такой ж е вы вод сделан
В. В. П ротопоповым [1975] по р езул ьтатам наблю дений под пологом
леса и на вырубке в В ологодской области и в Сибири.
В среднем з а вегетационны й период (м а й — сентябрь) испарение
с почвы в ельнике и б ерезн яке X к л асса в о зр аста составл яет 70—
71 мм, на 1— 3-летних в ы р у б к а х — 191 мм, в б ерезн як ах I класса
возр аста — 169— 175 мм и м иним альное испарение с поверхности
почвы — 54— 57 мм — в ф и тоценозах I I I — V кл асса возр аста.
Р асх о д почвы на тран сп и рац ию — одна из важ н ы х статей влагооборота в лесны х ф итоценозах. П ри р асчетах транспирационны х
расходов использовали п о казател ь транспирирую щ ей фитом ассы
и среднесуточную интенсивность тран сп и рац ии , ко то р ая кол еб ал ась
в зависимости от погодных условий и периода вегетации у ели от 36
до 5, и у березы от 200 до 50 м г /г сы рого вещ ества в час. Т ранспирационный расход в ельнике составил 137 мм, на 3-летней вы рубке —
8, в б ер езн як ах I, III, V, X кл асса в о зр аста соответственно 28, 202,
314 и 187 мм, в елово-березовы х ф и тоц ен озах I— III к л асса в о з­
р аста — 95 и 255 мм. Б ли зки е п оказатели расходов на тран сп и рац ию
получены С. Ф. Ф едоровым [1977], А. Н. Антиповым и Н. Д . Антипо­
вой [1980], Л . Н. К озловой [1980].
Полученные эксперим ентальны е данны е о составляю щ и х водного
б ал ан са позволили сделать расчет б ал ан са влаги за год в ельнике,
на 3-летней вырубке и в производны х березовы х и елово-березовы х
фитоценозах (табл. 3 .7 ). П ри расчете б а л а н с а влаги использован а
годовая сум м а осадков, и сп равл ен н ая п оправкам и на см ачивание
осадкомерного вед ра и ветровой недоучет. Тверды е осадки (с ноября
по апрель) составляю т 37, ж и дки е — 63 %.
Средний (за 1982— 1984 гг.) годовой баланс влаги в ельнике и производных
фитоценозах
Расход
Фитоценоз
Класс
воз­
раста
Испаре­
Испаре­
Приход
ние с на­
(осадки±ДМ^), ние с крон Транс­ почвен­
задержан­ пирация
мм
ного
ных осад­
покрова
ков
и почвы
Ельник
X
684— 2 = 6 8 2
Вырубка 3-летняя
—
684— 1 1 = 6 7 3
Елово-березовый
молодняк
I
684— 5 = 6 7 9
Елово-березовый
древостой
III
684— 4 = 6 8 0
Березняк
I
684— 1 2 = 6 7 2
Березняк
III
684— 8 = 6 7 6
V
684— 2 = 6 8 2
X
684— 7 = 6 7 7
218
27 *
4
89
13
137
~20“
8
1
95
14
135
20
42
6
86
13
126
18
202
30
255
38
28
4
202
30
314
46
187
28
71
То
191
28
169
25
57
8
175
26
65
То
54
8
70
10
Сум­
марное
испа­
рение
Сток
426
“ 62“
226
33
353
52
256
38
447
67
326
48
447
66
245
36
353
~52~
494
233
34
427
64
323
48
188
28
218
32
~72~
459
68
П р и м е ч а н и е . h W — разница влагозапасов в почве. Звездочкой отмечено испарение
с поверхности снега. Для составляющих расхода: в числителе— в мм, в знаменателе —
в % от суммы осадков.
В ельнике половина поступаю щ их осадков расходуется на тр а н с ­
пирацию и испарение с крон. И спарение с напочвенного покрова
и почвы со ставл яет 1 0 % , сум марны й сток в ельнике — 256 мм.
В р езультате вырубки древостоя происходит резкое изменение
составляю щ и х водного б ал ан са. С окращ аю тся до минимума расходы
на транспирацию и в о зрастаю т (до 28 % ) расходы на испарение
с напочвенного покрова и почвы. З а счет увеличения количества
осадков и уменьш ения в целом сум м арного испарения на вы рубках
годовой сток в о зр астает до 447 мм. Больш ую его ч асть составляет
поверхностный сток, поскольку в первые 1— 3 года после рубки
наблю даю тся повыш енное и избы точное увлаж н ен и е почв вы рубок
и уменьш ение их водопроницаемости вследствие уплотнения в п ро­
цессе лесозаготовок.
В случае уничтож ения при л есо заго то в ках подроста и ф о р м и р о в а­
ния молодняков за счет последую щ его возобновления к концу первого
десятилетия сум м арное испарение и годовой сток м ало отличаю тся
от таковы х на 1— 3-летних вы рубках (см. таб л. 3.7, пл. 2 0 ).
П ри сохранении подроста предварительного происхож дения и
форм ировании см еш анны х елово-березовы х фитоценозов через 10 лет
после рубки общ ий сток сн и ж ается до 326 мм, а через 30 лет стано123
вится меньше (на 23 м м ), чем в ельнике. Это д ает основание зак л ю ­
чить, что водорегулирую щ ие свой ства л еса при сохранении 2 —
2,5 тыс. ш т ./г а предварительного подроста и тонком ера ели восста­
н авливаю тся в третьем десятилетии после рубки. П о исследованиям
в Калининской и Н овгородской о б ластях [Ф едоров, М арунич, 1979]
на вырубке 22-летнего в о зр аста с растущ им сосновым насаж дением
сток был такой ж е, к ак и в спелом лесу.
При ф ормировании м олодняков из последую щ его возобновления
через 30 лет после рубки общ ий сток и сум м арное испарение не дости ­
гаю т значений, характерн ы х д л я ельни ка, т. е. водорегулирую щ ие
свойства сравнительно с ельником ещ е не восстановились. Ч ерез
45 лет после рубки н аблю даю тся наибольш ие (494 мм) расходы
влаги на сум м арное испарение и наименьш ий (188 мм) общ ий сток.
В березняке X кл асса в о зр аста расходы на сум м арное испарение
уменьш аю тся, общ ий сток несколько увели чи вается.
Полученные п оказатели общ его годового стока в ельнике, на
вы рубках и в производны х л есах исп ользовали д л я расчета (с учетом
доли этих категорий в лесопокры той п лощ ади) общ его стока водосбо­
ров в районе работ. О бщ ий сток составил около 300 мм, что с о гл а ­
суется со среднегодовым речным стоком (300— 350 мм) с водосборов
северотаеж ны х лесов.
3.4. ВОДОРЕГУЛИРУЮ Щ АЯ И ВОДООХРАННАЯ Р О Л Ь
НАРУШ ЕННЫХ ГОРНЫ Х Л ЕС О В
Н есоответствую щ ие горным условиям методы ведения хозяй ства,
особенно способы и разм еры рубок главного п ользован и я, нередко
сниж аю т защ итн ы е функции лесов, интенсифицирую т н еб лагоп ри ят­
ные стихийные явления. У частивш иеся в последние десятилетия
в К ар п атах разруш ительны е паводки, сели и эрози я почв многие
исследователи [Горш енин, 1959; П ерехрест и др., 1971; С маглю к,
1978] связы ваю т с чрезмерны ми рубкам и и хозяйственны м п реоб ра­
зованием лесов. П оэтому соверш енствование рубок главного п ользо­
ван ия с целью сохранения водоохранн о-защ и тны х свойств горных
лесов яв л яется весьма актуальной зад ач ей .
И сследовани я влияния рубок леса и последую щ его л есо в о сста­
новления на водоохранно-защ итную роль еловы х лесов К арп ат
проводятся на гидростац ион аре «Хрипелев» (см. р азд . 2 .3 ). В к ач е­
стве основного м етода исследований нами был принят активный
эксперимент, суть которого зак л ю ч ал ас ь в многолетнем изучении
особенностей ф орм и рован ия стока и других составляю щ и х водного
б ал ан са до и после рубок на водосборны х площ адях. В 1961 — 1973 гг.
проведено изучение естественны х гидрологических характери сти к
(к ал и б р о вка) водосборов *. В 1974 г. на водосборе № 3 проведена
сплош нолесосечная рубка л еса на площ ади 14,1 га , сн и зи вш ая его
лесистость с 84,4 до 29,6 %. П осле проведения рубки здесь сф орм иро­
ваны см еш анны е хвойные культуры . В 1982 г. на водосборе № 1
* Исследования проводились О. В. Чубатым и Л . А. Уваровым.
Физические характеристики верхнего 10-сантиметрового слоя почв
в лесу и на вырубке
Место наблюдений
Плотность,
г/см 3
Скважность,
%
Водопроница­
емость, мм/мин
Спелый еловый лес
Вырубка с неповрежденной
поверхностью
с поврежденной поверх­
ностью
0,67— 0,80
67— 73
9,2— 35,0
0,72— 0,82
0,82— 1,25
67— 70
65— 50
2,8— 7,9
0,05— 2,6
проведена добровольно-вы борочн ая руб ка средней интенсивности,
в результате чего полнота древостоя сн и зилась до 0,6— 0,7. Т релевка
древесины с р азр аб аты в аем ы х лесосек проводилась в основном
тракторам и . На водосборе № 2 рубки л еса не проводились, он служ ит
контролем.
Рубки л еса сущ ественно изменили водный реж им горных склонов.
В значительной мере это св я за н о с изменением составляю щ их
сум м арного испарения. Т ак, после рубок еловы х древостоев, которые
способны за д е р ж и в а т ь своим пологом в среднем 25 % годовой
суммы осадков (около 300 м м ), происходит полное проникновение
атм осф ерной влаги к поверхности почвы. О дновременно сн и ж аю тся
расходы влаги на транспирацию , которая, по сведениям И. С. Ш пака
[1968], д л я еловы х насаж ден ий К ар п ат составл яет 2 7 % годовы х
осадков (288 м м ). Ф изическое испарение с поверхности почвы
и напочвенного покрова после рубок, наоборот, возрастает. И сследо­
вания, проведенны е в теплые сезоны 1974 и 1975 гг., п оказали,
что в лесу ф изическое испарение со ставл ял о соответственно 119
и 139 м м , а н а с в е ж е й вы рубке — 285 и 339 мм (в 2,4 р а з а б ольш е).
О днако увеличение ЭТОЙ составляю щ ей ВОДНОГО б а л а н с а н е д о с т и г а е т
зн ачен ия расх о да влаги лесом на сум м арное испарение.
С плош нолесосечные рубки л еса сказы ваю тся и на почвенно­
гидрологических условиях. П од их влиянием несколько ухудш аю тся
физические свойства почв, особенно в их приповерхностной части
(табл. 3 .8 ). Н аиболее резко изм еняю тся эти свойства почв на у ч а ­
стках вырубки с повреж денной при трелевке поверхностью . Такие
участки составляю т около 10 % п лощ ади вырубки на водосборе № 3.
Здесь плотность почв в озрастает в 1,2— 1,6 р а за , а водопрони­
цаем ость сн и ж ается в десятки и сотни раз. Уплотнение почвы и резкое
сниж ение инф ильтрации на повреж денны х у ч астк ах вырубки,
особенно на тракторны х волоках, об условли вает возникновение
во врем я дож дей поверхностного стока. Н а у ч астк ах вырубки, где
не п роводилась тр елевка, физические свойства почв изменяю тся
значительно меньше. По сравнению с лесом водопроницаем ость
здесь меньш е лиш ь в 2 — 3 р а з а и, со с тав л я я 3— 8 м м /м и н , остается
тем не менее вы ш е интенсивности вы падения дож дей.
П осле сплош ной рубки вследствие вы падения атм осферны х
осадков во зр астаю т вл аго зап асы почвы (табл. 3 .9 ).
Т а б л и ц а 3.9
Запасы влаги 60-сантиметрового слоя почвы в лесу и на вырубке, мм
М есто наблюдений
Апрель
Июнь
Август
О ктябрь
Н и ж н я я часть с к л о н а ( с р е д н и е з а 1 9 7 4 — 1984 г г .)
Спелый еловый лес
Вырубка
177
216
178
215
173
203
169
201
В е р х н я я часть с к л о н а ( с р е д н и е з а 1 9 7 6 — 1984 г г .)
С пелы й еловы й лес
214
204
20 3
205
Вырубка
240
234
225
223
В связи с тем что в лесу и на вы рубке неодинаково увл аж н яю тся
почвы, уровни верховодки также различны. Наблюдения показали,
что в д ож дли вы е периоды внутрипочвенные воды в лесу зал егаю т
на глубинах ниж е 80— 90 см, т. е. в оглеенных слоях почвогрунта,
а на вырубке их уровень подним ается до глубины 40— 60 см.
П ром ерзание почв на вырубке более глубокое и продолж ительное,
чем в лесу. М ак си м ал ьн ая глубина п ром ерзани я почв вырубки
по годам колеблется от 4 до 28 см. Д ли тельн ость п ром ерзания
здесь в среднем 81 день. В лесу в связи с теплоизоляционны м в л и я ­
нием подстилки и древесного полога эти п оказатели меньше и со став ­
ляю т 2— 25 см и 53 дня, причем в отдельны е зимы пром ерзание
не всегда бы вает сплошным. Обычно к н ач ал у сн еготаян ия почвы
в лесу находятся в талом состоянии, на вы рубке они оттаиваю т
во в р е м я с н е г о т а я н и я и л и ж е п о с л е с х о д а с н е г а .
Все эти изменения сущ ественны м об разом влияю т на объем
и режим стока. В таб л. 3.10 п риводятся данны е о сум м арном , грун то­
вом и поверхностном стоке на водосборах № 2 (контрольном )
и № 3 (эксперим ентальном ) до и после проведения сплош ной рубки.
З а 12-летний период калибровки водосборов, т. е. до проведения
рубки, п оказатели стока, форм ирую щ егося на контрольном и п ред­
назначенном в сплош ную рубку водосборах, были очень близки.
Так, среднем ноголетние р азл и ч и я д л я сум м арного стока составляли
всего 12 % . Коэффициент корреляции м еж ду объем ам и годового
стока водосборов за этот период д ости гал 0,92. Это свидетельствует
об идентичности ф орм и рован ия стока на подобранны х водосборах,
покрытых лесом.
П осле проведения сплош ной рубки на водосборе № 3 суммарный
сток увеличился как по отношению к стоку с водосбора № 2, т а к и
к стоку, ф орм ировавш ем уся в период до проведения рубки. З а период
калибровки водосборов соотнош ение сум м арного стока с эксперим ен­
тального и контрольного вдосборов со ставл ял о 0,90, а после рубки —
1,30. В результате сплош ной рубки л еса годовой суммарный сток
возрос в среднем на 40 % , или 223 мм. П олученны е результаты
согласую тся с вы водами р яд а исследователей об увеличении стока
на малых водосборах после рубок леса [Л ьвович, 1963; Ч убаты й, 1972,
126
Сток на контрольном (числитель) и экспериментальном (знаменатель)
водосборах до и после проведения сплошнолесосечной рубки, мм
Гидрологический
год
Осадки, мм
Грунтовый
1961 — 1973
1215
3 0 2 /2 8 0
1974/75
1975/76
1976/77
1977/78
1978/79
1979/80
1980/81
1981/82
1982/83
1983/84
1984/85
1217
1240
1272
1156
923
1430
1035
1164
1180
899
1111
2 7 0 /2 8 3
2 4 5 /2 3 6
2 4 0 /2 9 6
216/271
2 08 /2 2 8
249 /2 7 4
2 1 7 /2 1 2
194/184
2 0 0 /2 1 8
161/165
182/195
Средние...
1148
2 1 6 /2 3 3
До
Суммарный
Коэффициент
622 /5 5 7
0 ,5 1 /0 ,4 6
2 4 3 /4 1 0
2 9 1 /4 9 3
2 8 1 /3 8 0
2 4 6 /3 3 6
140/217
3 7 9 /5 8 0
2 4 1 /3 2 7
3 7 0 /5 2 3
198/296
118/176
2 2 0 /3 0 8
5 13/693
5 36 /7 2 9
521 /6 7 6
4 62/607
348 /4 4 5
628/854
4 5 8 /5 3 9
564/707
398/514
279/341
402 /5 0 3
0,4 2 /0 ,5 7
0,4 3 /0 ,5 9
0 ,4 1 /0 ,5 3
0 ,4 0 /0 ,5 3
0 ,3 8 /0 ,4 8
0 ,4 4 /0 ,6 0
0,4 4 /0 ,5 2
0,48/0,61
0,3 4 /0 ,4 4
0 ,3 1 /0 ,3 8
0,3 6 /0 ,4 6
2 4 8 /3 6 8
464/601
0 ,4 0 /0 ,5 2
Паводковый
убки
360 /3 3 2
П осле рубки
1984а, б; М олчанов, 1973; М ельчанов, 1978; П обединский, 1979].
С ледует отметить, что вырубки н ельзя р ассм атр и в ать к а к площ адь,
аналогичную безлесны м угодьям . Н есм отря на то что на ней отсут­
ствует древостой, ее почвы остаю тся лесны ми и в определенной мере
сохраняю т свои гидрологические свойства. П оэтому после рубок
ск лады вается новый, более динам ичны й тип влагооборота, отличаю ­
щ ийся как от в л агооборота в лесу, т а к и на сельскохозяйственны х
угодьях. Это непосредственно влияет и на генезис руслового сум м ар­
ного стока.
У величение сум м арного стока происходит в основном за счет
поверхностного, паводкового стока, возросш его в среднем на 56 % .
О дновременно имеет место и небольш ое изменение грунтового
стока — он возрос на 15 %. Н екоторое его увеличение об ъясн яется
тем, что почвы на неэродированны х уч астках вырубки обладаю т
водопроницаемостью , превы ш аю щ ей интенсивность вы падения д о ж ­
дей и тая н и я снега. П оэтому возросш ее увлаж н ен и е почв после рубки
влечет з а собой изменение грунтового стока. Но поскольку почвы
вырубки не в состоянии перевести в грунтовы й сток всю прибавку
осадков, то значительно в о зр астает поверхностный паводковы й сток.
В аж н ую роль в его интенсиф икации играю т ухудш ение физических
и инф ильтрационны х свойств почв в м естах трелевки древесины,
длительное п ром ерзание в холодный сезон и повы ш енное содерж ан ие
в них влаги в теплый сезон.
Н ар яд у с увеличением о б ъем а паводков после рубки леса н аблю ­
д ается и более интенсивное их прохож дение. М аксим альны е мгновен­
ные модули стока на вы рубке могут быть в 2 — 3 р а з а больш е, чем
127
5J0181
14-
Л
r. i \
I у \
£
% о% § 6-
\
Ь 2 fl-
1
|
V.
V
Ч
ll
j\.
1,0-
! s ______
г-
Ь
т— r
IS 18 20 22 24 г
6 август а
4
6
в
I
I
т
~I
I Г
г о 22 24 ч
10 12 14 16
7 август а
Рис. 3. 4. Динамика осадков и стока во время паводка 6
1 — вы п адени е о сад ко в; 2 — ход стока на вод о сб о р е № 3 (в ы р у б к а) ; 3
в о д о сб о р е № 2.
-
7. VIII 1975 г.
то ж е, на контрольном
в лесу. К ак видно из рис. 3.4, на лесопокры том водосборе паводковы й
сток х арактери зуется равномерны м подъемом и почти линейным
спадом, а на обезлесенном водосборе ги дрограф стока имеет резкий
подъем и столь ж е резкий спад.
После рубки в о зр астает интенсивность прохож дения весеннего
половодья (рис. 3 .5 ). Н а водосборе, пройденном рубкой, среднесуточ­
ные м аксим альны е модули стока в 1,5— 2 р а з а больш е, чем на
лесопокрытом, а м аксим альны е мгновенные модули стока соответ­
ственно больш е в 1,7— 2,6 р а за . У величение объем ов и интенсивности
прохож дения стока весеннего половодья после рубки вы зван о тем,
что на вырубке и з-за отсутствия древесного полога ф ормирую тся
снегозапасы почти в 2 р а за больш е, чем в лесу. И нтенсивность
весеннего снеготаяния на вырубтке так ж е в 2 р а з а выш е. К роме этого,
увеличению стока с обезлесенного водосбора б лагоп ри ятствует то, что
в период снеготаяния почвы здесь н аход ятся в мерзлом состоянии.
1&\
12I :
1972г.
I" :
4-
Я
Ш
Рис. 3. 5. Д инамика стока весеннего половодья до (а ) и после (б ) рубки леса.
/ — водосбор № 3; 2 — контрольный водосбор № 2.
Д л я более полной характери сти ки изменения реж им а стока,
вы званного рубкой, отметим, что в течение года на обезлесенном
водосборе он не всегда бы вает больш е, чем на лесопокры том. В зи м ­
нюю м еж ень отдельны х лет водотоки вырубки покры ваю тся льдом
или пром ерзаю т, чего почти не н аблю дается в лесу. В так и е периоды
слой стока на обезлесенном водосборе м ож ет быть в 1,5 р аза ,
а миним альны е модули стока в 2,9— 5,5 р а за меньш е, чем на л есо ­
покрытом.
П од влиянием добровольно-вы борочной рубки изменения стока
несущ ественные. В количественном отнош ении они почти не выходят
за пределы точности определения гидрологических парам етров.
Так, в первые д в а года после проведения этой рубки на водосборе
№ 1 сум марны й сток возрос всего на 5 % , грун товая его составл яю ­
щ а я — на 2 и поверхностная — на 6 % . Эти изменения стока в 8 — 9
раз меньше, чем изм енения, вы зван н ы е сплош нолесосечной рубкой.
С вя зан о это с тем, что после добровольно-вы борочны х рубок осн ов­
н ая часть деревьев остается на корню, а следовательно, м ало и зм е­
няется поступление осадков к почве, а т а к ж е ее водные и физические
свойства.
Н еодинаковое изменение стока под влиянием разн ы х способов
рубок н аб лю д ается и в буковых л есах К арп ат. Т ак, по сведениям
О. В. Ч у б ато го [1984а, б ], в резул ьтате сплош нолесосечной рубки
сум марны й годовой сток с водосборной площ ади увеличился за
10-летний период в среднем на 43 % , а его поверхностная составл яю ­
щ а я — на 139 % . П о д влиянием двухприемной равном ерно-постепен­
ной рубки сум м арны й годовой сток за такой ж е период возрос
в среднем на 34 % , а поверхностный — на 58 % , в том числе после
первого приема рубки (за 8 лет) последний увеличился на 40 % .
С удя по этим данны м , в буковых л есах суммарный сток в результате
постепенных рубок и зм ен яется в 1,3 р а з а меньш е, чем под влиянием
сплош ных, а поверхностный — соответственно меньш е в 2,2 раза.
Таким
образом,
в
горных
условиях
Карпат
наиболее
резко
трансф орм ирую т реж им стока сплош нолесосечны е, менее значимый
раВ Н О М С рН О -П О С тепенны е и до бро во л ьн о -вы б о р о ч н ы е рубки.
И звестны й интерес п ред ставл яет вопрос о влиянии л есо в о зо б н о в ­
ления на ф орм ирование стока. С огласно и сследованиям О. В. Ч у б а ­
того [1984а, б ] , в буковых л есах К арп ат после проведения сплош ной
рубки норма поверхностного стока восстанови лась по истечении
10-летнего периода, когда о б р азо в ал ся высокосомкнутый молодняк.
О днако в дальнейш ем имело место уменьш ение грунтового стока.
В условиях стац и о н ар а «Хрипелев» по мере зар а стан и я сплошной
вырубки травян и стой и кустарниковой растительностью и последую ­
щ его ф орм и рован ия нового поколения леса происходит уменьш ение
п рибавки стока, вы званного рубкой. Т ак, в первые д в а года после
ее проведения (этап свеж ей вырубки) суммарный сток с эксперим ен­
тальн ого водосбора № 3 превы ш ал сток с контрольного № 2 на
35— 36 % , а через 8 — 11 лет (этап см ы кания лесны х культур) —
на 22— 29 %. С вязь м еж ду возрастом вырубки и прибавкой стока
по годам за 11-летний период наблю дений после рубки оценивается
коэффициентом корреляции, равны м 0 ,6 8 ± 0 ,1 6 . Уменьш ение сум м ар­
ного стока происходит з а счет уменьш ения объем ов небольш их
летних паводков. В первые годы после рубки на обезлесенном водо­
сборе их объем ы были больш е на 11 — 177 % , чем на лесопокры том,
а в последую щ ие — на 4 —9 0 % . Вместе с тем п ри б авка годового
стока, в ы зв ан н ая рубкой, ум еньш ается по годам весьм а медленно —
в среднем на 1,2 % . У читы вая сущ ественное увеличение стока после
рубки и весьма медленное его сниж ение в последую щ ем, мож но
предполагать, что восстановление водорегулирую щ их свойств леса
в данны х условиях затя н ется на несколько десятилетий. Таким о б р а ­
зом, в К ар п атах под влиянием вы рубки л еса в о зр астает суммарный
сток за счет резко увеличивш ейся поверхностной, паводковой
составляю щ ей. В результате рубки увели чи ваю тся объем ы и интен­
сивность прохож дения летних паводков и весеннего половодья.
Уменьшение стока после рубки имеет место только во врем я отд ел ь­
ных зимних меженных периодов. С увеличением в о зр аста вырубки
и развитием нового поколения л еса п оявл яется тенденция к в о сста­
новлению водорегулирования.
Глава
4
И СП ОЛ ЬЗ ОВ А НИ Е Г И ДР ОЛ ОГ ИЧ ЕС КИ Х СВОЙСТВ
ЛЕСНЫХ ГЕОСИСТЕМ В ПРАКТИКЕ
С овременный период р азви ти я гидрологической науки н асто я­
тельно требует переноса вним ания специалистов в область п ракти ­
ческого и сп ользован и я результатов исследований. Н едостатком
многих р аб от по проблем ам лесной гидрологии и раньш е, и на сов­
ременном этап е яв л яется оп ределен н ая оторванность теоретических
и методических п роработок от конкретны х социальны х за д ач . Это
приводит к слабой обоснованности многих проектов, связан ны х
с использованием гидрологических свойств лесов. С ледует напомнить,
что у ж е первые исследован и я В. В. Д о к у ч а ев а, Г. Н. В ы соцкого и
других были ориентированы на реш ение конкретны х проблем п р а к ­
тики. Именно ими и бы ло зал о ж ен о практическое н ап равлен ие в л е с ­
ной гидрологии.
Гидрологические свойства л еса весьма многогранны. Но главны м
НК преимуществом я в л я е тся возм ож ность комплексного воздействия
на окруж аю щ ую среду. К ак п оказан о в гл. 2 — 3, л ес о б л а д а ет мно­
гими водоохранны ми, водорегулирую щ ими, средообразую щ им и и
другими качествам и. Причем каж д ы й тип лесны х геосистем в з а в и ­
симости от н абора п оказателей и принадлеж ности к природным
системам более высокого р ан га имеет специфический х ар актер в за и ­
модействия с гидрологическими процессами. С оздание оптимальной
структуры геосистем относительно ее гидрологических свойств —
это реальны й путь к управлению последними. В данной главе о б су ж ­
д аю тся лиш ь некоторы е примеры так ого управлен ия: возобновление
ресурсов подземных вод с помощ ью л еса, создан и е лесных полос
в аридны х условиях.
4.1. П О П О Л Н ЕН И Е ЗАПАСОВ А РТЕЗИ АН СКИ Х ВОД
С ПОМ ОЩ ЬЮ ЛЕСО В
Речной сток п ред ставляет главную и постоянно возобн овляю ­
щ ую ся часть водных ресурсов всех континентов. О днако во многих
странах, особенно с аридны м клим атом , в аж н ое значение в ж изни
людей имеет вода, д о б ы в аем ая из подземных, обычно артезианских,
водных бассейнов. О на п одд ерж ивает сущ ествование не только о г р а ­
ниченных б ази сов в пусты нях, но и больш их сельскохозяйственны х
районов р яд а стран. Зем леделие в ам ериканских ш татах Великих
равнин достигло вы сокого уровня в значительной мере б л аго д ар я
сущ ествованию там обш ирного подземного б ассей на («А л агавы »),
воды которого интенсивно использую тся д л я орош ения. Больш ие
зап асы подземных вод имею тся в С ах ар е и других пусты нях мира.
И звестны значительны е пресноводны е бассейны в наш их средне­
ази атски х республиках, где они ч асто расп о л агаю тся н ад скопле­
ниями соленых вод. Д а и в зон ах гумидного кл и м ата находится не­
м ало артезианских бассейнов с больш ими водными зап асам и . Р яд
таких бассейнов располож ен в европейской части С С С Р . Среди них
особенно вы деляется обш ирный М осковский (П одм осковны й) ар те­
зианский бассейн, зан и м аю щ ий центральны е области страны и про­
стираю щ ийся д ал еко на северо-восток.
Все ж е к а к ни велики зап асы артезиански х вод на Зем ле, они
сосредоточены в отдельны х рай он ах и сильно ограничены , а их попол­
нение з а счет поверхностны х вод происходит много медленнее, чем
возобновление речных вод. П ол агаю т, что важ н ы м источником в о с ­
полнения подземных водоносных горизонтов яв л яю тся реки. В ч а с т ­
ности, в М осковском артезианском бассейне эту роль приписы ваю т
главны м о бразом Волге, Оке, М оскве-реке и К лязьм е. О дн ако их
долины и русла д ал еко не везде вскры ваю т водоносны е слои бассейна,
особенно если они зал егаю т на больш ой глубине. К тому ж е в м естах
вскры тия таких слоев реки, с одной стороны, отдаю т в них воду,
а с другой — дренирую т и р азгр у ж аю т их. П оэтому эф ф ект подпиты ­
вания водоносных слоев рекам и сн и ж ается, вследствие чего в м естах
интенсивного использования артезиански х вод происходит ср авн и ­
тельно быстрое истощ ение их зап асов.
С казанн ое п одтверж дается многочисленными прим ерами. Так,
в ш тате Техас в СШ А , где подземные воды явл яю тся главны м источ­
ником воды д л я орош ения сельскохозяйственны х культур и ком му­
нального водоснабж ения, больш ое ее потребление вы звало сильное
истощение этих зап асо в, проявивш ееся в падении в последние д есяти ­
летия пьезометрического уровня более чем на 60 м. А налогичное
явление н аблю дается во многих стран ах, в том числе и в С С С Р.
Главным источником подземного водосн абж ен и я в пределах М о­
сковского артезианского бассейна сл у ж ат водоносны е слои карбон а,
которые эксплуатирую тся с помощ ью скваж и н у ж е более 100 лет.
Число скваж и н непреры вно растет. В 1960 г. их насчиты валось 6 тыс.,
а к 1970 г. — около 13 тыс. М ноголетняя откачк а воды привела
в м естах крупных водозаборов к образован и ю депрессий в пьезом ет­
рической поверхности. Н апорны е уровни различны х водоносных
горизонтов упали в отдельны х пунктах з а период с 1959— 1961 по
1969— 1971 гг. на несколько д есятков метров [Бочевер, К овалева,
1978]. На эксплуатируем ы х у ч астк ах подземных вод в районе г. Б а р а ­
новичи уровень одного из подземных горизонтов сн и зился в 1960-х гг.
более чем на 12 м [Богом олов и др., 1978]. И звестно о падении
напора (и зап асо в) подземных вод в Д о н б ассе и в других промы ш лен­
ных районах. П оэтому возникла необходимость искусственного во­
сполнения подземных, главны м образом артезиански х, бассейнов
с использованием поверхностных вод.
В настоящ ее врем я д л я этой цели в рай он ах водозаборов при­
меняется преимущ ественно метод самотечной инф ильтрации воды из
русловых и наливны х водохрани ли щ [Богом олов и др., 1978; Im hoff,
1982]. В некоторых м естах ста л а прим еняться н ап орн ая и н ф и л ьтра­
ция речных и озерны х вод при за к а ч к е их в скваж и ны . Ш ирокое
применение агротехнических, лесом елиоративны х и гидротехнических
средств з а д е р ж а н и я поверхностного стока в речных бассей нах та к ж е
явл яется одним из путей пополнения зап асо в подземных вод. О днако
подобные м ероприятия в наш ей стран е осущ ествляю тся пока в не­
больш их м асш табах , что м ож но объясни ть наличием больш их з а п а ­
сов более доступны х поверхностны х вод, главны м образом речных.
О б щ ая производительность искусственно пополняемых поверхност­
ных вод в С С С Р со с т ав л я л а в 1970 г. только 2,6 % всех и сп ол ьзован ­
ных д л я во доснабж ен ия подземны х вод [Богом олов и др., 1978].
В других стр ан ах искусственное подпиты вание зап ас о в подземных
вод прим еняется зн ачительн о ш ире. Так, в двух крупных промы ш лен­
ных рай он ах Ф Р Г — С еверный Р ей н-В естф али я и Рур — создан ряд
специальны х водохранилищ , предназначенны х д л я подпиты вания
грунтовых и более глубоких подземных вод поверхностными. О коло
95 % всей питьевой воды в долине р. Рур д обы вается из подземных
водоносных горизонтов, пополняемых из поверхностного
стока
[Im hoff, 1982].
Несомненно, все усиливаю щ ееся использование зап ас о в ар те зи ­
анских вод д л я промы ш ленно-бы товы х целей в разн ы х рай он ах наш ей
страны , а та к ж е д л я обеспечения орош ения и отгонного ж и вотно­
водства на обш ирны х зем лях Средней Азии и К азах с тан а требует
осущ ествления более широких мер, направленны х на восполнение
подземных водных ресурсов. Среди этих мер важ н ую роль долж но
сы грать использование лесов к а к водоохранного и водорегулирую ­
щ его ф ак то р а, способствую щ его сохранению больш его количества
вы павш ей в виде осадков влаги и п ревращ ению ее в поверхностные
и подземные водные ресурсы. Н адо ск азать , что если водоохранн ая
роль лесов, т. е. их полож ительное влияние на общ ее количество вод
в той или иной местности вы зы вает ещ е некоторы е сомнения, то их
водорегулирую щ ая роль — способность к перераспределению стока,
переводу части поверхностны х вод в подземные и к вы равниванию
стока во времени — п ризн ается почти всеми специалистам и. Эта
способность п р о явл яется в том, что л еса б л а го д а р я мощ ным корне­
вым системам и постоянному раскачи вани ю высоких деревьев увели­
чиваю т водопроницаем ость почв и н и ж ел еж ащ и х материнских пород
и тем самы м усиливаю т инф ильтрацию в них как снеговы х талы х, так
и дож девы х вод [Р ах м ан ов, 1975]. Если б л а го д а р я лесным полосам
в системе агролесом елиоративны х мероприятий в сельском хозяйстве,
создаю щ им благоприятны й м икроклим ат на полях, м ож но лиш ь
в небольш ой мере восполнять подземные воды, причем главны м
образом их верхний горизонт — грунтовы е воды, то д л я более полного
восполнения зап ас о в глубоких вод в водоносных слоях артезианских
бассейнов требую тся сохранение и п осадка новых массивны х л есо ­
н асаж ден ий , располож енны х в об ластях питания этих бассейнов.
К ак известно, артезиански е бассейны представляю т обычно си-
Рис. 4. 1. Схема размещ ения лесов
в областях питания артезианских
бассейнов.
1 — водоносные горизонты; 2 — водо­
упорные слои бассейнов: а, б — реки
подпитывающие; в, г — реки, не под­
питывающие водоносные горизонты.
стемы вогнутых, чередующихся м еж д у собой водоносных и
водоупорных слоев коренных
пород (рис. 4 .1 ). В одоупор­
ные слои об разую т л о ж е и кровлю заклю ченны х м еж ду ними прони­
цаемых водоносных слоев, слож енны х обычно трещ иноваты м и и звест­
няками и песчаникам и, галечникам и, гравием , песками, за п о л н я е ­
мыми водой, н аходящ ейся под давлением кровли. Заполнение
водоносных соев происходит в основном в о б ластях питания, где они
поднимаю тся близко к дневной поверхности и о к азы в аю тся покры ­
тыми лиш ь тонким слоем почв и четвертичных отлож ений. П р о и зр а ­
стаю щ ие в таких м естах л еса пронизы вая своими корням и к ак почвы,
т ак и материнские породы, л еж а щ и е на вы ходах водоносных слоев,
способствую т более бы строму просачиванию в эти слои воды от т а я ­
ния снега и дож дей и ускоряю т пополнение ими разли чн ы х ярусов
артезианских вод. П этому п осадка новых и улучш ение у ж е п р о и зр а­
стаю щ их лесов в об ластях питания артезиански х бассейнов следует
р ассм атр и в ать в качестве в аж н о го м ероприятия по восполнению их
водных зап ас о в при усиленной их эксплуатации.
Л есны е площ ади к ак м еста инф ильтрации поверхностны х вод
в глубь грунтов о б ладаю т больш им преимущ еством перед наливны ми
питаю щ ими бассейнам и. Л есны е почвы обычно не заи л и ваю тся и не
теряю т своих ф ильтрационны х свойств, д а ж е при р азл и в ах зато п л яю ­
щих леса мутных вод, даю щ их больш ие отлож ен и я наносов. Л еса
способствую т инф ильтрации очень больш ого количества осадков,
в сущ ности, при лю бом рельеф е, если почвы их не вы тапты ваю тся
в результате пастьбы скота или частого посещ ения лю дей. П л ощ ад ь
лесных н асаж ден ий в области питания ар тезиански х бассейнов
м ож ет быть много больш е зе р к а л а наливны х инф ильтрационны х
питаю щ их водохранилищ . П ракти чески вся терри тори я выходов на
поверхность водоносных горизонтов, з а с а ж е н н а я лесам и , мож ет
р ассм атр и ваться как об ласть эф ф ективного питания соответствую ­
щего артезианского бассей на. М ассивны е л еса в об ластях питания
водоносных слоев артезиански х бассейнов, обесп ечи вая более бы ст­
рый перевод поверхностны х вод в глубь грунтов, создаю т условия
д ля уменьш ения их потерь на испарение б л а го д а р я особому м икро­
климату, обусловленному уменьш ением скорости ветра, сниж ением
тем пературы и повыш ением относительной влаж н ости воздуха. Эти
свойства лесов хорош о известны, однако их роль в питании ар те зи а н ­
ских бассейнов ещ е м ало изучена. Требую тся дополнительны е д о к а ­
зател ьства того, что л еса в об л астя х питания артезиански х бассейнов
134
действительно способствую т инф ильтрации поверхностны х вод в
водоносные артезиански е слои и пополнению их водных зап асов.
В качестве таких д о к аза тел ь ств могут быть использованы данны е
регулярны х гидрологических наблю дений на небольш их реках, п роте­
каю щ их в о б ластях питания этих бассейнов. Р езкое сниж ение вод ­
ности рек в таких о б ластях по сравнению с рекам и, протекаю щ ими
вне областей со сходными природными характери сти кам и , мож ет
служ ить свидетельством того, что поверхностны е воды речных водо­
сборов расходую тся на ф ильтрацию в легко проницаем ы е водонос­
ные слои и пополняю т водны е зап асы артезиански х бассейнов. И если
п росочивш аяся вглубь вода не вы кли н и вается в ниж нем течении реки
в виде грунтовы х вод, следовательн о, она расходуется на питание
водоносных слоев артезиански х бассейнов, подним аю щ ихся здесь
близко к дневной поверхности.
Р ассм отрим зн ач ен и я годового стока рек, протекаю щ их на тер ­
ритории р асполож ени я зап ад н ого, приподнятого к земной поверхно­
сти кры ла М осковского артези ан ского бассей на. Это кры ло зан и м ает
зап адн ую ч асть М осковской области и прилегаю щ ие к ней районы
С моленской, К алуж ской и Тульской областей. Н а этой территории
к поверхности под слои четвертичны х отлож ений, а местами непо­
средственно под почву, вы ходят ш есть основных напорны х водоно­
сных горизонтов меловой, юрской и каменноугольной систем: к л я зь ­
минский, касим овский, м ячковско-подпольский, каш ирский, протвинско-окский и, самый ниж ний, упинский. Зоны их выходов р асп о ­
л агаю тся неправильны ми концентрическими полукольцам и к северозап ад у , зап ад у и ю го-западу от г. М осквы [Бочевер, К о вал ева, 1978].
З д есь н аход ятся верхние части бассейнов З ап . Д вины , Д непра,
М осквы -реки, левы х притоков р. Оки. И м ею щ аяся здесь относительно
густая сеть гидром етрических створов п озволяет р ассм атр и в ать сток
д а ж е небольш их рек.
С опоставление объем ов речного стока за год и другие периоды
п оказы вает, что они сильно р азл и ч аю тся д а ж е у соседних рек. Этот
ф ак т нельзя объясни ть никакими другим и причинами, кроме как
б езвозвратн ой инфильтрацией воды в основны е водоносны е гори­
зонты М осковского артези ан ского б ассей на и в небольш ие подземные
водоносные слои четвертичного в о зр аста, зал егаю щ и е на водоупор­
ных породах. Д л я соп оставлени я использованы д ан ны е гидрологи­
ческих наблю дений за годы, когда б езвозвратн ое и зъяти е воды из
рек на орош ение и другие хозяйственны е нуж ды бы ло невелико и на
естественном стоке практически не о тр аж ал о сь . Так, согласно гидро­
логическим наблю дениям з а 1957— 1970 гг. годовой сток рек М еж а
и О бш а, верхних левы х притоков р. З ап . Д вины равен 211 и 223 мм.
Их бассейны площ адью 5220 и 1590 км2 располож ены в области
выходов протвинско-окского и упинского водоносных горизонтов,
состоящ их из известняков каменноугольного в о зр аста . Сток же
самой З ап . Д ви н ы в верховьях, у г. З а п . Д ви н а, и ее третьего левого
притока — р. В елеса, бассейны которы х (п лощ ади 2180 и 870 км2)
н аход ятся лиш ь частично в области выходов упинского водоносного
горизонта, равен в среднем з а те ж е годы 244 и 247 мм. А сток р. То-
ропа, правого притока р. З а п . Д вины , с бассейном (1480 км2), н ахо­
дящ им ся зап ад н ее области вы ходов обоих н азван ны х водоносных
горизонтов, достигает 287 мм, п ревы ш ая годовой сток рек М еж а и
О бш а на 65— 76 мм.
Л есистость всех речных бассейнов примерно од и н ак овая (55—
60 % ). Л и ш ь в б ассейнах рек З а п . Д ви н а и В елеса она незначительно
в о зр астает — до 67— 70 % . Зави си м ость м еж д у годовым стоком и
лесистостью всех этих рек не п росл еж и вается. Г од овая сум м а осадков
д ля больш ей части данного рай он а р ав н а примерно 600 мм, но увели ­
чивается до 650 мм в области в о д о р азд ел а рек Зап . Д ви н а, В олга и
Д непр, где н аход ятся бассейны рек М еж а и О бш а, х арактери зую ­
щ иеся наименьш им годовым стоком. Зн ач и тел ьн ое его снижение
в этих реках, к ак и некоторое его уменьш ение в реках З ап . Д ви н а
и Велеса по сравнению со стоком р. Торопа, мож но объясни ть только
безвозвратны м оттоком вод атм осф ерны х осадков в проницаемые
водоносные горизонты М осковского артези ан ского бассейна.
В рассм атриваем ом районе некоторые другие реки т ак ж е отли­
чаю тся пониженным годовым стоком и з-за более обильной ф и л ьтр а­
ции воды в водоносные артези ан ски е слои. Так, средний з а 1963—
1970 гг. годовой сток р. П уты нка, левого притока р. У гра, впадаю щ ей
в р. Оку, равен 123 мм. Ее бассейн, облесенный на 44 % , находится
в области выходов каш ирского водоносного горизонта. С оответствую ­
щий сток соседних рек — верховьев р. У гра, рек В орь и Р есса с б ас­
сейнами, несколько менее облесенными, но н аходящ и м и ся за преде­
лам и основных выходов артезиански х водоносны х слоев, — достигает
194— 208 мм, т. е. на 65 % больш е стока р. П уты нка. Н есколько пони­
женный годовой сток н аб лю д ается и у р. П р о тв а с бассейном , нахо­
дящ и м ся частично в области питания протвинско-окского водонос­
ного горизонта.
Б о л ьш ая и нф ильтрация в упинский водоносный горизонт н аб лю ­
дается в верховьях р. Д непра, в области выходов этого горизонта.
О снованием д л я такого утверж ден и я служ и т отмеченное нами ранее
[Р ахм ан ов, 1975] сущ ественное уменьш ение здесь стока летне-осен­
ней межени. В самом деле, по измерениям с ию ля по ноябрь средн е­
многолетний сток реки этого периода у сам ого верхнего створа —
с. Б олш ево (бассейн 258 км2) — равен только 4,5 мм, тогда к ак
ниже, у пос. Н адеж да (бассейн 3640 км2) , Он в о зр астает до 14— 15 мм,
а у г. Д орогобуж (бассейн 6390 км2) дости гает 30 мм. Бассейн р. Д н е ­
пра ниж е двух последних створов располож ен зап ад н ее выходов
упинского водоносного горизонта. Конечно, не исключено, что в д а н ­
ном случае на участке р. Д н еп р а ниж е с. Б олш ево вы клинивается
часть воды, просачиваю щ ейся в грунт на верхнем участке. О днако
простые расчеты показы ваю т, что прирост м еж енного стока реки ниж е
с. Б олш ево мож ет быть объяснен подземным притоком воды сверху
лиш ь частично. О сновное увеличение меж енного стока реки в двух
ниж них створах происходит б л а го д а р я меньш им потерям его на
фильтрацию воды в водоносные артезиански е горизонты.
Аналогичны е явлен и я резкого ум еньш ения годового стока рек
в области питания артезиански х водоносных горизонтов отмечены
136
на территории, зан и м аем ой зап ад н ы м крылом С реднерусского а р те ­
зианского бассей на, ю го-западны м продолж ением М осковского б а с ­
сейна [Б огом олов и др., 1978]. Так, среднегодовой сток р. Ресса,
бассейн которой (125 км 2) располож ен в области выходов водоносных
горизонтов меловой толщ и м езозоя, равен всего 169 мм и почти
в 2 р а за меньш е стока соседней р. Д р у ть (331 м м ), протекаю щ ей за
пределам и выходов этих водоносны х горизонтов.
Сходную картину м ож но н аб лю д ать при ан ал и зе годового стока
рек, протекаю щ их на территории Б рестского артезианского бассейна.
Этот бассейн второго п оряд ка я в л яе тся частью более обш ирного
П одлясско-Б рестского (Б алти й ско-П ольского, по Г. В. Богомолову
и др. [1 9 7 8 ]) ар тези ан ского бассей на. Он п редставляет глубокую
впадину, осадочны е породы которой палеозойской и мезозойской
систем, а т а к ж е палеогенового, неогенового и четвертичного в о зр а ­
стов насы щ ены водами, гидравлически связанны м и м еж ду собой.
С верху водон осн ая то л щ а прикры та суглинисто-песчаным и отл о ж е­
ниями, мощ ность которы х местами ум еньш ается до 3 м.
А нализ данны х гидрологических наблю дений на реках п о казы ­
вает, что в о б ластях выходов водоносных горизонтов близко к поверх­
ности зем ли, располож енны х полукругом к востоку от г. Б реста,
протекаю т реки с пониженной водностью. К ним мож но отнести в ер ­
ховья р. М ухавец до г. П руж ан ы (бассейн 105 км2) и ее притоки —
Ж а б и н к а (189 км2) и Р ы та (1600 км2) — со среднегодовы м стоком
85— 93 мм, а т а к ж е верховья р. Я сельда, притока р. П рипять, со
стоком 105 мм. С ток ж е других рек — Л есн ая, Р у ж ан к а , З ел ьв ян ка,
а т а к ж е М ухавец и Я сельда в их среднем и ниж нем течении — д о ­
стигает 160— 170 мм. И х бассейны н аход ятся больш ей частью вне
выходов глубоких ар тезиански х водоносных слоев.
Т ак к ак в этом рай он е ф и зико-географ ические условия относи­
тельно однородны и не о б н ар у ж и вается зам етной зависим ости реч­
ного стока от каки х-либо других ф акторов, в первую очередь от л еси ­
стости и заболоченности, то и здесь уменьш ение почти вдвое водности
рек с бассейнам и, н аходящ и м и ся в о б ластях питания подземных
водоносных слоев, мож но рассм атри вать к ак д о к аза тел ь ств о б езв о з­
вратной ф ильтрации д ож девы х и талы х снеговы х вод в эти слои и по­
полнения ими водных зап ас о в Брестского артези ан ского бассейна.
П роследим теперь изменения речного стока ещ е в одном районе
европейской части С С С Р — в З а в о л ж ь е , где во многих м естах не­
глубоко под почвам и зал егаю т мощ ные отлож ен и я трещ иноваты х
известняков преим ущ ественно казан ско го яруса перми. Об этом
мож но судить по многочисленным карстовы м провалам (ворон кам ),
особенно ч асто встречаю щ им ся на облесенных у ч астк ах речных
бассейнов. Они явл яю тся свидетельством обильной инфильтрации
поверхностны х вод в подпочвенные известняки и их интенсивного
вы щ елачиван и я. И з-за оттока этих вод вглубь водность ряд а рек,
текущ их в р. В олгу с ее водо р азд ел а с р. У рал, в частности с возвы ­
шенного плато Общ ий Сырт, ум еньш ается вниз по течению. Об этом
явлении в р. Сок сообщ ил В. М. Ш ироков [1957].
Об аналогичном явлении на реках М арийской А С С Р известно из
10 Заказ № 519
137
работы А. К- Д ен исова [1975]. Д ействительно, трещ иноваты е извест­
няки, подступаю щ ие к поверхности в З а в о л ж ь е , поглощ аю т много
талы х и д ож девы х вод и ум еньш аю т водность рек. Этому в известной
степени и препятствую т уплотненные почвенные слои и подпочвенные
материнские породы. Но на облесенных у ч астк ах водосборов с не­
глубоким залегани ем известняков, где почвы и подпочвенные слои
сильно пронизы ваю тся корням и д еревьев, происходит интенсивное
просачивание поверхностных вод вглубь, в ы зы в ая сниж ение речного
стока.
Сток р. Сок в верховьях, у ст. С ургут (бассейн 4730 км2), в сред ­
нем за 11 лет ( с 1936 по 1938 г. и с 1947 по 1954 г.) равен 104 мм,
а ниже, у пос. Гундоровка (бассейн 5960 км 2), сн и ж ается до 84 мм.
Это озн ачает, что в ниж ней части бассей на, от ст. С ургут до пос. Гун­
доровка, на п лощ ади 1230 км2, он равен всего 7 мм. В сущ ности, здесь
почти все поверхностны е воды ф ильтрую тся в подземны е трещ и н ова­
тые известняки и расходую тся на пополнение глубоких водоносных
артезианских горизонтов. Не исключено, однако, что часть воды,
просочивш ейся в известняки, вы клинивается в глубоко врезанное
русло р. Волги.
М ож но было бы предполож ить, что н екоторая д о л я воды из б а с ­
сейна р. Сок перетекает подземным путем т а к ж е в соседние реки,
увеличивая их сток. О дн ако и в последних н аб лю д ается то ж е я в л е ­
ние: их водность п ад ает от верховьев к низовьям . В соседней р. Кондурча, текущ ей в том ж е нап равлен ии с востока на за п а д севернее
р. Сок, годовой сток в среднем з а 1939— 1950 гг. в верховьях,
у с. Кош ки (бассейн 2390 км2) , р ав н яется 93 мм, а ниж е, у пос. У кр а­
инка (бассейн 2390 км2), он п ад ает до 85 мм. С ток з а 1963— 1970 гг.
в тех ж е створах соответственно равен 88 и 76 мм. Это значит, что
в промеж уточном бассейне м еж ду данны ми створам и годовой сток
составляет в первый упомянуты й период лиш ь 72, а во второй только
58 мм.
В р. Бол. К инель, бассейн которой располож ен ю ж нее бассейна
р. Сок, сток в верховьях, у с. А зм атово (бассейн 908 км2), з а 1963—
1970 г г /р а в е н 115 мм, а ниж е по течению, у пос. Тим аш ево (бассейн
12 тыс.* км2) , сн и ж ается до 91 мм. Е щ е ю ж нее, в верховьях р. С ам ар а,
у пос. Н овосергиевка (бассейн 1340 км2), сток за те ж е годы со став ­
л яет в среднем 93 мм, а ниж е, у пос. Е л ш ан к а (бассейн 22 тыс. км 2),
п ад ает до 68 мм.
К ак видно из приведенных данны х, сток почти всех рек З а в о л ж ь я
ум еньш ается вниз по течению. Если бы водность этих рек зав и сел а
только от количества осадков и испарения в их бассейнах, то при
движ ении вдоль них сверху вниз, от О бщ его С ы рта на за п а д
к р. Волге, она не у м ен ьш алась бы, а, наоборот, увели чи валась, так
к ак годовая сум ма осадков в этом н ап равлении в озрастает, а и сп а­
рение с бассейнов ум еньш ается. В действительности наблю дается
обратное явление — падение водности в н ап равлении с востока на
зап ад , обусловленное больш ими потерям и поверхностны х вод на
инф ильтрацию в известняки, зал егаю щ и м и близко от почвенного
покрова. И менно в этом районе находится ю ж ное приподнятое
138
крыло В олго-К ам ского артези ан ского б ассей на и области питания
его водоносных слоев. Они и подпиты ваю тся здесь б л а го д а р я талы м
снеговым и дож девы м водам . В озм ож но, часть этих вод расходуется
на подпиты вание водоносных горизонтов П рикаспийского ар те зи а н ­
ского бассейна.
Все ск азан н о е выш е о восполнении артезиански х вод за счет
поверхностного стока п о д тв ер ж д ается ан али зом данны х гидрологи­
ческих наблю дений на реках, протекаю щ их в другихо рай он ах страны ,
в том числе в о б ластях питания Д непровского и П рибалтийского
артезианских бассейнов. О тсю да следует важ ны й вы вод для гидро­
логов, зан и м аю щ ихся изучением водоохранной роли лесов методом
установления корреляционны х связей м еж ду годовым стоком рек
и лесистостью бассейнов: в тех сл уч аях, когда в каких-то рай он ах
такие связи не о б н ар у ж и ваю тся или оказы ваю тся не очень тесными,
необходимо изучить располож ени е в исследуемом районе областей
питания артезиански х бассейнов. М ож ет о к а за т ь с я , что водоохран ­
ные свойства лесов в нем не п роявл яю тся в увеличении стока рек
и з-за того, что зн ач и тельн ая ч асть поверхностны х вод, п росач и ваясь
в л есах в водоносные слои артезиански х бассейнов, не п опадает
в реки. В таком районе водоохранн ая роль лесов зак л ю ч ается не
в увеличении водности рек, а в восполнении водных зап асо в ар те зи а н ­
ских бассейнов. Э та роль в о зр аста ет в случ ае опасности бы строго
истощ ения артезиански х вод. Чем б о л ьш ая опасность истощ ения
этих вод возни кает в том или ином хозяйственном районе, тем быстрее
и ш ире долж ны проводиться м еропри яти я по охран е и улучш ению
сущ ествую щ их и посадке новых лесов в о б ластях питания водонос­
ных слоев артезиански х бассейнов.
В этом свете д л я п редотвращ ен и я д альн ей ш его истощ ения водных
зап асо в М осковского артези ан ского б ассей на или сниж ения его ин­
тенсивности п р ед ставл яется важ н ы м сохранять, а местами улучш ать
и расш и рять известны е см оленские л еса и л еса М осковской, К али ни н ­
ской, К алуж ской и Тульской областей. И х в аж н ое зн ачение состоит
и в том, что они, п р о и зр астая в об л астя х водоразделов главнейш их
рек европейской части С С С Р — Волги, Д н еп р а и З а п . Д вины и их
верхних притоков, способствую т п оддерж ан ию их водности. У луч­
шению п итания девонских водоносных слоев М осковского ар те зи а н ­
ского баеееЙНЗ СПОСООСТВОВало бы создание новых лесны х н асаж д ений в О рловской области на территории ЦентраЛШОГО ДРВОНСКОГР
поля. П осадки и улучш ение лесов на склонах гор К а в к а за , Средней
Азии, на нагорье Крымских Яйл, в К ар п атах , Сибири, на Д ал ьн ем
Востоке т а к ж е явилось бы средством ускорения ф ильтрации воды
от таю щ их снегов и дож дей в глубь грунтов и обогащ ени я водой во­
доносных слоев не только горных районов, но и соседних с ними
равнинны х территорий, в том числе пустынь. Эти леса, уси ли вая
поступление поверхностны х вод в глубокие подземные водоносные
слои, играю т, несомненно, важ н ую водоохранную роль.
Что к асается водорегулирую щ их функций лесов, п роизрастаю щ их
в об ластях питания артезиански х бассейнов, то они заклю чаю тся
в том, что леса, уси л и вая ф ильтрацию поверхностны х вод в глубокие
10*
139
водоносные горизонты, изы м аю т их из звен а сравнительно быстрого
назем ного влагооборота и переводят в звен о несоизмерим о более
медленного подземного влагооборота. Р ост потребления воды ар те­
зианских бассейнов и ускорение их пополнения с помощ ью улучш ения
и посадки лесов в о б ластях питания этих бассейнов приводят к более
быстрому водному обмену и в звене подземного влагооборота.
4.2. Л А Н Д Ш А Ф ТН О -ГИ Д РО Л О ГИ Ч ЕС К И Е ОСНОВЫ
ПРОЕКТИ РОВА НИ Я ВОДООХРАННЫХ ПОЛОС
В н астоящ ее врем я необходимость л ан д ш аф тн ого обоснования
проектов охраны природы и рац и он альн ого п риродопользования
н аш ла ш ирокое признание. О храну природы, орган и зац ию исполь­
зо ван и я того или иного ресурса осущ ествляю т всегда в условиях
конкретной природной обстановки. Р ац и он ал ьн ое природоп ользова­
ние во многом о п ред еляется правильны м территориальны м р азм ещ е­
нием различны х видов м елиоративны х мероприятий. И х успех в з н а ­
чительной мере зави си т от орган и зац и и территории — первого звена
мелиоративны х работ, которое п ред ставл яет собой, по сути, этап
конструирования природно-хозяйственной управляем ой системы.
В аж ной составной частью ш ирокого ком плекса водоохранно­
водорегулирую щ их и противоэрозионны х м ероприятий яв л яю тся при­
бреж ны е защ итн ы е мелиорации, вы полняем ы е ч ащ е всего в виде
лесных насаж дений. Защ и тны е л есо н асаж д ен и я признаны одним из
наиболее эффективны х и надеж ны х средств охраны водных ресурсов.
В отличие от агротехнических и гидротехнических лесом ели орати в­
ные м ероприятия рассчитаны на длительны й период времени, они
о казы ваю т разностороннее влияние на весь ком плекс природных
условий в пределах зан яты х площ адей и на прилегаю щ ие территории
[Харитонов, 1976] и поэтому долж ны р ассм атр и в аться как основные.
Особенно велика роль мероприятий по м елиорации д л я реш ения
проблемы малы х водотоков. О днако, к ак п оказы вает опыт, одни л есо ­
м елиоративны е м ероприятия не п ред отвращ аю т разруш ений полос­
ных пространств [Ш вебс, 1985], а ч а с т а я за к л а д к а лесополос ум ень­
ш ает площ адь пахотной зем ли. В условиях интенсивного стока они
не могут полностью п редотвратить ф орм ирование склоновы х потоков.
Это уб еж д ает в том, что все действия, направлен ны е на и сп ол ьзова­
ние и охрану природных ресурсов, долж н ы быть строго диф ф ерен ц и ­
рованы с учетом строения и ф ункционирования природно-хозяйственных систем. Это полож ение м ож но р еал и зо в ать при помощ и п о ч в о за­
щитной системы контурно-м елиоративного зем леделия (П З С К М З ).
Сущ ность ее состоит в расчленении территории вдоль естествен­
ных границ с целью ослаблен и я «лави нообразн ого эф ф екта» н а р а ­
стания негативны х явлений при ф орм ировании поверхностного стока.
П З С К М З — это система обоснованно увязан н ы х в п ространстве
и времени агротехнических, гидротехнических, лесом елиоративны х
и других мероприятий. С труктура данной системы ф орм ируется кон­
турной орган и зац ией всей территории, вписанной в строение п рирод­
ных лан дш аф то в. Н азначен и е контурных полос — в регулировании
140
поверхностного стока и см ы ва почвы. В ы деляю тся д ва п ослед ова­
тельных и качественно различны х уровня регулирования водноэро­
зионного процесса, вы р аж аю щ и еся в создании рубеж ей I и II по­
ряд ка [Ш вебс, 1985]. При больш их уклон ах (более 3 °), длинах
склона более 500 м и особенно интенсивных ливневы х о сад к ах в о з­
можности агротехнических приемов ограничены , поэтому здесь проек­
тирую тся небольш ие валки, борозды . З а д а ч и этого уровня (рубеж ей
II п ор яд ка) — отвести воду. Н адеж н ость рубеж ей II п оряд ка н изкая,
поэтому в особо опасны х лан дш аф тно-геом орф ологических условиях
создаю тся рубеж и I п орядка. П ринципиальное отличие этого уровня
регулирования водноэрозионного процесса — изменение почти под
90° н ап равлен ия стока. С токорегулирую щ ие устройства вдоль ру­
беж ей I порядка рассчиты ваю тся так , чтобы исклю чить перелив и
форм ирование лави нообразн ого стока вдоль склона при лю бых сколь
угодно больш их паводках. Д ости гается это такой конструкцией
водорегулирую щ их устройств (наприм ер, в а л а -к а н а в ы ), которая
обеспечивает частичное зад ер ж и в ан и е воды и сброс ее при д о сти ж е­
нии определенного уровня. В соответствии с контурным разм ещ ением
рубеж ей и гидротехнических сооруж ений со зд ается систем а контур­
ных лесополос.
О сновой проектирования П З С К М З яв л яется л ан д ш аф тн ая карта.
П оследн яя п ред ставляет собой картограф и ческую модель природных
систем и п р и зван а отрази ть особенности их строения и в общ их
чертах — особенности функционирования. О сновной л ан дш аф тн ой
единицей при обосновании и проектировании П З С К М З мож но счи­
тать природный комплекс типа урочищ а. П ри проектировании си ­
стемы в первую очередь учиты ваю тся особенности склон ово-террасо­
вых парадинам ических рядов П ТК , т а к к ак склоны являю тся основ­
ной территорией, на которой д о л ж н а проводиться сущ ественная
реконструкция. И менно на склонах разм ещ ены лесны е полосы, вы ­
полняю щ ие водорегулирую щ ую роль. Активным элементом л а н д ­
ш аф тно-контурной системы использован и я зем ель вдоль ги дрогра­
фической сети яв л яется п р и б р еж н ая водоохран н ая зон а (П В З ).
Только к ак элем ент П З С К М З водоохранны е лесополосы будут со з­
д ав ат ь м елиоративны й эф ф ект. П В З следует р ассм атри вать как
территорию высокой концентрации водоохранны х мероприятий, ко­
торы е п редставляю т собой единый комплекс, тесно связанны й с типом
долинного парагенетического л ан д ш аф та (П Г Л ) и видом п р ео б л а­
даю щ ей хозяйственной деятельности.
О б щ ая тер р и то р и ал ьн ая о р ган и зац и я П В З зак р еп л яется системой
лесны х полос и гидротехническими устройствам и. М еж ду лесоп оло­
сами р асп олагаю тся сельскохозяйственны е угодья, являю щ и еся э л е ­
ментами П З С К М З , поэтому технология зем леделия на них и особенно
их зем леустройство долж ны быть подчинены основной функции П В З.
П од системой лесны х полос поним ается комплекс различного вида
насаж дений определенной конструкции, взаим одействую щ их м еж ду
собой и создаю щ их мелиоративны й эф ф ект в П В З.
В общ ем случае в П В З вклю чаю тся берегозащ и тны е и водорегу­
лирую щ ие лесные полосы, устраиваем ы е на ярко вы раж ен н ы х эле-
Рис. 4. 2. Принципиальная схема организации т е р р и т о р и й
прибрежной водоохранной
»они.
Л есны е полосы: 1 — берегозащ итны е; 2 — водорегулирую щ ие припойменные, притеррасны е и
склоновые; 3 — прибровочные; 4 — водорегулирую щ ий вал с канавой; 5 — валик высотой
30— 40 см. н ап аш н ая тер р аса или другие водорегулирую щ ие устройства; 6 — водоотводящ ая
зал у ж ен н ая лож би н а; 7 — илофильтры; 8 — направление водного потока А — А ' — профиль
(см. рис. 4. 3 .).
ментах речной долины : пойме, надпойменны х тер р асах , склонах ко ­
ренных берегов, на бровке и н ад бровкой коренных берегов.
П ри н ци п иальн ая схема П В З приведена на рис. 4.2 и 4.3. П роек­
тирование П В З д о лж н о вы полняться с учетом п олож ен ия, что д о­
л и н а реки п ред ставляет собой парагенетический л ан д ш аф т [Ш вебс
и др., 1982]. Д олинны й П Г Л (к ак цельное о б р азо в ан и е) ф орм ируется
сочетанием простых ком плексов, «нанизанны х» на русло. В едином
по своим парагенетическим свойствам долинном комплексе имею тся
полосы — структурны е лан дш аф тн ы е о б р азо в ан и я в виде пойменно­
руслового и склон ово-террасового рядов. П оследний м ож ет быть
так ж е представлен д л я прикладны х целей в виде структурны х полос
из однотипных простых урочищ или подурочищ , располож енны х
в пределах д и ап азо н а высот — п арадинам ические ряды П Т К (уро­
ч и щ ). Выделение последних п озволяет обосновать л ан д ш аф тн о ­
контурную систему п очвозащ итного зем леделия, согласно которому
рабочие выделы мож но располож и ть на у ч астк ах склонов, имеющих
один тип природных систем. С труктура П Г Л определяет основные
цели и нап равлен ия ком плекса с м елиорацией в тех или иных речных
долинах. Д ан н о е полож ение мож но р еали зо в ать при помощи контурно-полосной о р ган и зац ии территории, что приводит в соответствие
сельхозугодья с границам и естественных геокомплексов.
Рис. 4. 3. Профиль плана организации территории прибрежной водоохранной зоны
(см. рис. 4. 2.). Уел. обозн. см. текст.
Таким образом , специф ика речной долины будет определять
структуру и границы П В З. Д л я вы р аж ен и я цельности П В З целесооб­
р азн о вы деляемую территорию им еновать «массивом прибреж ной
водоохранной зоны», или д л я краткости — ГТВЗ-массивом, а сам
комплекс мероприятий — П В З-м елиораци ей . В состав П В З -м асси в а
вклю чаю тся пойма, надпойменны е террасы и склоны долин, а т ак ж е
овраги, непосредственно прим ы каю щ ие к ним. Такой подход при­
д ает особый статус не только пойменно-русловом у ряд у парагенетического л ан д ш аф тн о го ком плекса (П Г Л К ), но и всем у долинному
П Г Л , в том числе той его части, которая расп ол ож ен а на прим ы каю ­
щем к пойме склоне.
О боснование п роекта П В З-м елиораци и долж н о исходить из строе­
ния долинного П Г Л , его ф ункционирования и особенностей регио­
нальной природно-хозяйственной системы. С троение П Г Л р аскр ы ­
вается морфологическими п ризн акам и , а ф ункционирование опре­
д ел яется особенностям и систем ообразую щ их потоков.
У читы вая
известную взаим ообусловленность структуры и динам ики при реш е­
нии данной конкретной зад ач и , д остаточн о дополнить выделенные
типы П Г Л К необходимыми характери сти кам и ф ункционирования:
сток воды, смыв, р азви тие оврагов, пропускная способность русла и
поймы и др.
Основными структурны ми элем ентам и П В З -м асси в а являю тся
лесны е полосы (берегозащ и тн ы е и водорегули рую щ и е). С истема этих
лесополос п р ед ставл яет собой как бы кар кас, в котором органически
у вязы ваю тся все другие элементы.
Б ер его защ и тн ая лесополоса р асп о л агается на пойме вдоль уреза
воды. Ее ш ирина определяется в зависим ости от состояния поймы,
реж им а стока, интенсивности эрозионны х процессов в долине, п р о тя­
женности реки и степени хозяйственного освоения. В нормативны х
докум ентах [Реком ендации. . ., 1977] определяю щ им яв л яется длина
реки. П о наш ему мнению, целесообразно рассчитать ш ирину л есо ­
н асаж дений вдоль русел с учетом всего П Г Л К , а не только длины
реки. Тем более нелогично принимать одинаковую ш ирину лесоп о­
лосы д л я реки на всем ее протяж ении. Тип П Г Л К на том или ином
отрезке долины реки определяет оптим альны е условия д л я проведе143
ния П В З-м елиорации. К роме того, необходимо учиты вать, что при со­
здании П З С К М З в долине реки, именно в п ределах пойм енно-русло­
вого парадинам ического р я д а П ТК , будут р асп о л агаться выходы
водоотводящ их искусственных зал уж ен н ы х лощ ин. З д есь необходимо
со зд ав ать илоф ильтры д л я очистки и за д е р ж а н и я наносов. Они будут
о б разовы вать своеобразны е конусы выноса и н аруш ать естественный
рельеф поймы. Этот м атери ал в дальнейш ем м ож но использовать
для зем левани я, т. е. покры тия разруш енной почвы слоем плодород­
ных отлож ений — трансплантом .
Необходимо отметить, что при проектировании берегозащ итной
лесополосы н ельзя о тк азы в ать ся от поймы как источника в ы р а щ и в а­
ния овощ ей и п астб и щ а. М ож н о реком ендовать д ел ать лесополосы ,
окайм ляю щ ие поля и огороды, а не вдоль всего русла.
П о мере удален и я от русл а, в п ределах склоново-террасового
парадинам ического р я д а ком плексов, устраи ваю тся водорегулирую ­
щие лесополосы . Они проектирую тся на надпойменны х террасах,
склонах коренных берегов. Зн ач ен и е этих лесополос в почвозащ итной
организации территории очень велико. Они регулирую т, см ягчаю т
вредные последствия стекаю щ их потоков и ветра. М еж ду тем, если
водные потоки всегда д ви гаю тся вдоль понижений, то ветер дует со
всех сторон, хотя часто вы раж ен поток определенного н ап равлен ия.
Р ан ьш е п реоб ладало мнение о необходимости располож ени я
лесополос поперек господствую щ их ветров (по крайней мере, для
районов, где имеет место д е ф л я ц и я ). Это привело к тому, что некото­
рые лесополосы р азм ещ али сь вдоль склона или под углом к линиям
стока. С ледует иметь в виду, что лесополосы один аково эф ф ективны
против ветров ди ам етральн о противополож ны х н аправлений. В то
ж е время установлено, что необходимо очень зн ачительн ое п р ео б л а­
дание ветра определенного н ап равл ен и я, чтобы о тд ать предпочтение
перпендикулярному ему направлению лесополос [Ш вебс, 1985].
Н адб ровочн ая лесополоса о сл аб л яет силу поверхностного стока
с присетьевых склонов до разм еров, исклю чаю щ их возм ож ность
смыва и р азм ы ва н и ж ел еж ащ и х склонов. О на п ред отвращ ает проник­
новение элементов линейной эрозии со склонов долин на забровочную часть (т. е. на ценные сельскохозяйственны е зем л и ), способ­
ствует равном ерном у распределению снеж ного покрова. Эта полоса
всегда явл яется элементом П ЗС К М З.
Н аиболее полно водорегулирую щ ее и противоэрозионное влияние
лесополос п роявляется тогда, когда они располож ены перпендику­
лярн о н аправлению стока, т. е. прим ерно вдоль горизонталей. Р а з м е ­
щение водорегулирую щ их лесополос д олж н о быть полностью у в язан о
с характером склона (ф орм а, крути зн а, д л и н а ). О днако склоны долин
повышенной крутизны ч ащ е всего бы ваю т расчленены промоинами
и лож бинам и различны х разм еров. И з-за слож ности рельеф а л есо ­
полосы не всегда уд ается разм естить строго по горизонтали. С ледо­
вательно, отдельны е отрезки лесополосы будут иметь направление
вдоль склона. О собенно это характерн о д л я приовраж ны х и прибалочных полос. В таких сл уч аях реком ендуется у стр аи в ать преры ви­
стые валы — канавы с боковыми перемычками поперек лесополос
с незначительны м выходом их на паш не [С урм ач, 1976а,б].
У читы вая п редлож ен ия по лан дш аф тн о-контурн ом у зем леделию ,
а та к ж е опыт эксп луатац и и различны х водорегулирую щ их устройств
в пределах склонов, нами п ред лагаю тся другие их схемы, суть кото­
рых в том, что водорегулирую щ ие лесополосы долж ны я в л я ть с я
неотъемлемой частью общ его п роекта П З С К М З . Л есны е полосы
долж ны со вм ещ аться с другими элем ентам и П З С К М З (наприм ер, из
частей вал а-л о ж би н ы вдоль ру б еж а I п о р я д к а).
В аж ной стороной п равильного разм ещ ен и я водорегулирую щ их
лесополос на склонах яв л яется определение оптим альны х расстояний
между ними и их ширины. Попытки расчета ширины водорегулирую ­
щих лесополос и расстояний м еж ду ними предприним ались многими
исследователям и. П редлож ен ряд формул, вы раж аю щ и х св я зь м еж ду
различны ми п арам етрам и: интенсивностью водоотдачи из снега или
слоем стока, впиты ваю щ ей способностью почвы в лесополосе, длиной
и крутизной склона и расчетной ш ириной лесополосы [Л ьвович, 1952;
А рманд, 1961; С ухарев, 1966; и д р .] . Р асчеты по этим ф орм улам даю т
разноречивы е результаты д л я одних и тех ж е условий: ш ирина л есо ­
полос колеблется от 12— 15 до 150— 200 м. В то ж е врем я установлено,
что лесополосы принимаю т концентрированную нагрузку воды не на
всем их протяж ении, а лиш ь на определенной части. Таким образом ,
проблем а полностью не реш ается, если не подходить к ней ком плек­
сно, с учетом строения природной системы в целом и в каж д ой точке
территории отдельно. Эксперим ентальны е данны е свидетельствую т
о том, что в расчете на единицу площ ади узкие полосы (10— 15 м)
поглощ аю т в 1,5— 2 р а з а больш е, чем широкие.
У читы вая все излож енное выш е, целесообразно ограничить н аи ­
больш ую ш ирину водорегулирую щ их лесополос до 30 м, обычно ж е
она д о л ж н а н аходиться в пределах 12— 21 м, а расстоян и е м еж ду
ними 200— 600 м — в зависим ости от уклона и длины склон а, типа
почв, т. е. от типа долинного П Г Л К . В то ж е врем я водорегулирую щ ая
лесополоса м ож ет п реры ваться в устьях оврагов и балок. Здесь
создаю тся либо кольм атирую щ ие н асаж д ен и я по всему поперечному
профилю балки, либо п редусм атриваю тся в ал ы -кан авы д л я пере­
х в ата стока. П о днищ ам и конусам вы носа б ал ок и о врагов л есоп о­
лоса мож ет зам ен яться лугово-кустарниковы м и наносоуловителям и.
Я вл яясь одним из наиболее эф ф ективны х м елиоративны х м еро­
приятий, водоохранны е зоны, в свою очередь, долж ны стать неотъем ­
лемой частью общ его проекта П З С К М З , вклю чая преимущ ественно
луго-, лесом елиоративны е мероприятия. Особенности л ан д ш аф та
определяю т тот или иной в ар и ан т П З С К М З .
4.3. ГИ Д РО ЛО ГИ ЧЕСК А Я Р О Л Ь
ЗАЩ ИТНЫ Х Л ЕС Н Ы Х НАСАЖ ДЕНИЙ
Л ю бой участок суш и яв л яется составной частью иерархической
системы водосборов — от микроводосборов потяж ин и лож б ин до
гигантских по площ ади водосборов больш их и великих рек. С о зд а ­
ваем ы е в п ределах водосбора защ и тн ы е лесны е полосы и культуры
совместно с естественными лесам и составляю т систему защ итны х
лесных насаж ден ий . О на служ и т своеобразны м каркасом противоэрозионного ком плекса в степной и лесостепной зон ах. Основное
значение системы защ итн ы х лесны х н асаж д ен и й (З Л Н ) — воздей ­
ствие и управление энерго- и массопереносом на водосборе. Л есны е
полосы на пути этих потоков способствую т ослаблению их тр ан сп о р ­
тирую щ ей способности, т. е. д аю т защ итны й эф ф ект (в етр о о сл аб л я­
ющий, сн егозадерж и ваю щ и й, стокопоглощ аю щ ий, противоэрозионный и т. д .).
Г идрологическая роль или ги дрологи ческая эф ф екти вн ость л е с ­
ных н асаж дений — ком плексные понятия и вклю чаю т в себя
несколько составляю щ их: влияние на снеж ны й покров и его д опол­
нительное накопление, стокорегулирование, дополнительное у в л а ж ­
нение почв и грунта зоны аэрац и и , пополнение и изменение реж им а
грунтовых вод и их хим изм а; изменение микроклим атических условий
на защ ищ енны х лесными полосами полях, реж им а физического и сп а­
рения влаги с поверхности почвы и тран сп и рац ии , в целом экологи ­
ческих условий. Т аким об разом , д л я вновь сф орм ированного л есо ­
аграрного л ан д ш аф т а с агролесом елиоративны м и насаж ден иям и
характерен специфический гидрологический реж им.
Н иж е рассм отрены некоторы е законом ерности и особенности
гидрологической роли лесных полос в агр о л ан д ш аф тах черноземного
степного З а в о л ж ь я .
Э та территория имеет полого-волнисты й рельеф , склоны изрезаны
древними и современными эрозионными о б р азо в ан и ям и , п р ео б л ад а­
ющий элемент рельеф а — длинные, д о 800— 2500 м, склоны р азл и ч ­
ной крутизны и экспозиции.
К лим ат континентальны й с резкими тем пературны м и к о н тр а­
стами, дефицитом осадков и интенсивным испарением. С реднегодовая
тем пература около 4 °С, год овая сум м а осадков 320— 450 мм, за
зиму вы п адает 110— 130 мм, часты метели, п риводящ ие к п ерерасп ре­
делению снеж ного покрова и к потерям в виде метелевой субли­
мации. С неготаяние н ач и н ается в III д екад е м а р та и д л и тся 12—
17 дней. Весенний поверхностны й сток составл яет преобладаю щ ую
часть годового стока. Л етом эпизодически вы п адаю т кр атко в р е­
менные интенсивные ливни, форм ирую щ ие поверхностны й сток и
ож ивляю щ ие эрозионны е процессы.
РаспаЯ анность района вы сокая — 70— 80 % , естествен н ая разнотравно-ковы льн о-ти п чаковая степь сохран и л ась лиш ь по крутым
склонам лощ инно-суходольной сети. Л есистость н и зк ая — 3 ,3 % .
Л е с а встречаю тся в основном по поймам рек и на зем лях суходоль­
ного гидрограф ического ф он да (б ай р ач н ы е ). П реобл ад аю щ и е по­
роды — дуб, б ер еза, осина, тополь, сосна и др.
П очвообразую щ ие породы п редставлены четвертичны ми сыртовыми красно- и ж елто-буры м и глинам и и суглинками. Почвы —
обыкновенные и ю ж ны е чернозем ы разной степени смытости.
П роцессы водной эрозии ш ироко разви ты . С реднегодовой смыв почвы
за период сельскохозяйственного освоения (200— 220 л ет) составил
146
2,2— 2,6 м3/ г а [С урм ач, 1976а,
Характеристика снежного покрова в
б ] . Л есны е полосы стали с о зд а ­
открытых и лесомелиоративных
ваться с конца XIX в., но н аи ­
ландш аф тах за период 1970— 1984 гг.
больш ее распространение полу­
чили с 1948— 1950 гг.
Высота, Плот­ Влаго­
ность, запас,
Ландшафт
СМ
И сследовани я проводились
г/см 3 мм
в п олезащ итно-водорегулирую ­
78
26
0,30
щих
п олосах
п ро дуваем ой , Открытый полевой
(безлесный)
аж урной и плотной конструкции,
с лес­
состоящ их из дуба, ясеня и д р у ­ Л есоаграрный
ными полосами
гих древесны х пород. При этом
через 500 м
0,29
112
38
через 250 м
42
0,29
122
на ком бинированны х лесных и
140
61
0,23
полевых стоковы х п лощ адках Л ес массивный.
водораздельный
и сп ользовался метод водного
б ал ан са, репрезентативны е и
и опытные водосборы исследовались по специальны х програм м ам
и методикам [П анов, 1975].
М ноголетние снегомерные съем ки проводились в четы рех типах
л ан д ш аф то в: п риводораздельном полевом (без лесны х п олос),
лесом елиорированном (л есоаграрн ом ) с разм ещ ением лесных полос
через 500 и 250 м и в водораздельном массивном лесу (в о д о р азд ел ь ­
ные 640-м етровой ширины лесны е полосы, созданны е в конце XIX—
в н ач ал е XX в. известным русским лесоводом Н. К. Г енко). Р езу л ь ­
таты работ свидетельствую т о высоком снегораспределяю щ ем и сн е­
гонакопительном влиянии л еса и систем лесных полос в
степи.
Так, в среднем за последние 15 лет (табл. 4.1) на откры том
(безлесном ) водораздельном агр о л ан д ш аф те к концу зимы н ак ап л и ­
в ал ся снеж ны й покров высотой 26 см, плотностью 0,30 г /с м 3 и влагозап асо м 78 мм. В лесо аграрн ом л ан д ш аф те с системам и лесны х полос
через 500 м за зим у у ста н а в л и в ал ся более высокий снеж ны й покров
(38 см) с вл аго зап асо м 112 мм, или на 34 мм больш е, чем на открытом
полевом. Л есо агр ар н ы й л ан д ш аф т с частой системой лесных полос
(через 250 м) о б л ад ает более высоким сн егозадерж и ваю щ и м эф ф ек­
том, чем располож енны е через 500 м лесополосы : средн евзвеш енн ая
высота снега 42 см, в л а го за п а с 122 мм, или на 44 мм больш е, чем
в безлесном полевом. В лесном водораздельном м ассиве, где нет
метелевого переноса, снега н акап л и в ается за зим у 140 мм, или на
62 мм больш е, чем в откры том поле.
Таким образом , в среднем за 15 лет потери снега с откры того
поля за счет м етелевого переноса и сублим ации составили 62 мм.
С истема защ итн ы х лесных полос сп особствовала сохранению на
защ и щ аем ы х полях 34— 44 мм осадков, или дополнительно к з а ­
пасам откры того поля 55— 71 %.
Снежный покров в системе лесны х полос расп ределяется н еравн о­
мерно. Так, по наблю дениям в 1981 — 1985 гг. в зоне эф ф ективного
влияния лесной полосы с подветренной опушки (I зон а) снег имел
мощ ность 60— 61 см, в л аго зап асы составили 180— 183 мм, во II зоне
(сред няя часть м еж полосного п оля) — 34— 37 см, 102— 111 мм
и в III зоне (вблизи наветренной опуш ки) — 48— 49 см, 144— 147 мм.
Таким образом , при впиты вании тал ы х вод вблизи лесны х полос
и под ними совместно с поступлением поверхностного стока здесь
наблю даю тся периодическое сквозное п ром ачивание зоны аэрац и и,
значительное увлаж н ен и е почвогрунта, пополнение и подъем грунто­
вых вод.
При создании на склоновы х полях систем З Л Н и п реж де всего
полезащ итны х и водорегулирую щ их лесны х полос аж урной и проду­
ваемой конструкций снегораспределение на защ и щ аем ы х полях з н а ­
чительно улучш ается, становится более равномерны м (средняя за
1976— 1979 гг. вы сота снеж ного покрова, см ):
Удаление от лесной полосы, м
Конструкция продуваемая
плотная
125
100 75
50
25
35
39
45 54
39 35
81
56
98
111
О днако под продуваемы ми и сильнопродуваем ы м и полосами снега
н акапли вается м ало и здесь ф орм ируется непромывной тип водного
реж им а.
При значительном водопотреблении древесны х пород (500—
700 мм в возрасте 30— 50 лет) под лесной полосой созд ается почти
еж егодны й деф ицит влаги и при глубоком н ачальном зал еган и и
грунтовых вод (8— 10 м и глубж е, т. е. вне ризосф еры растений)
и засоленности грунтов зоны аэрац и и устойчивость н асаж дений
ум еньш ается, что со временем приводит к постепенному расп аду
насаж дений, а в конечном счете — к д естаби ли зац ии и разруш ению
лесоаграрн ого л ан д ш аф та. П оэтому необходимо сущ ественное улуч­
шение влагообеспеченности аж урно-продуваем ы х лесны х полос
н аряд у с применяемыми уходам и за почвой и увеличением площ адей
деревьев, т. е. с обычными мерами накопления и сбереж ения влаги.
П риведенны е количественны е характеристики показы ваю т, что
системы лесных полос в условиях степной зоны С еверного П овол ж ья
дополнительно н акапли ваю т снег на защ и щ аем ой ими территории
порядка 40— 60 мм, или 400— 600 м3/г а , что равноценно одномудвум вегетационным поливам на орош аем ы х зем лях. О тсю да видна
больш ая снегосберегаю щ ая роль систем лесных полос, способству­
ю щ ая сущ ественному улучш ению приходной части водного б ал ан са
защ ищ аем ой территории.
Весеннее снеготаяние и форм ирую щ ийся в резул ьтате этого вод ­
ный б ал ан с во многом определяю т гидрологический реж им терри ­
тории, уровень почвенных и грунтовы х вод.
Р езультаты 5-летних (1981 — 1985) наблю дений за б алан сом по­
верхностных вод в весенний период на эксперим ентальны х водо­
сборах с разны ми л ан д ш аф там и в обобщ енном виде приведены
в табл. 4.2. Так, склоновое п астбищ е ю жной экспозиции (в етр о у д ар ­
ный склон) имеет наименее благоприятны й б ал ан с весенних п оверх­
ностных вод. Здесь н акап л и вается 107 мм влаги в снеге, теряется
в виде поверхностного стока 57 мм (коэф ф ициент стока 0 ,5 3 ); впи­
талось в почву 46 мм, с учетом испарения коэф ф ициент освоения
осадков со ставл яет около 0,43. Смыв почвы в этом л ан д ш аф те
148
Т а б л и ц а 4.2
Баланс весенних поверхностных вод в разных ландш аф тах за 1981— 1985 гг.
Вид ландшафта
Склоновое перевыпасаемое пастбищ е (водосбор
«Пастбищ е»)
Открытые поля с зябью
(водосбор «Полевой»)
Лесоаграрный с системой
лесных полос
Приводораздельный мас­
сивный лес (водосбор
«Массивный лес»)
Сумма влаго­
запасов в Поверх­ Коэффи­ Испарение Фильтра­ Смыв
ция в
за период
снеге и осад­ ностный циент
почвы,
почву,
ков периода сток, мм стока снеготаяния,
м3/га
мм
мм
снеготаяния,
мм
107
57
0,53
4
46
0,06
138
15
0,11
6
117
0,32
170
9
0,05
8
153
0,06
170
0
0
8
162
0
небольш ой — 0,06 м3/ г а — вследствие плотного слож ен и я верхнего
слоя почвы и ф орм и рован ия травян и стой растительности.
О ткры ты е (безлесны е) поля восточной (В ) экспозиции, зан яты е
в течение 5 лет зябью глубиной 22— 24 см, имели более рациональны й
б ал ан с весенних поверхностны х вод: снегонакопление 138 мм (более
высокое з а счет метелевого п ерен оса). П оверхностны й сток с зяби
составил 15 мм (коэф ф ициент стока 0 ,1 1 ), т. е. зя б л е в а я всп аш ка
за 5-летие ум еньш ила в сравнении с пастбищ ем сток на 35— 42 мм
и на каж д ы й 1 см глубины вспаш ки приходится 1,5— 1,8 мм погло­
щ аемой влаги. В одопоглощ ение равн о 117 мм, или на 71 мм больш е
водопоглощ ения на п астбищ е, коэф ф ициент освоения осадков —
0,34. Смыв почвы о к а за л с я значительно больш е, чем на пастбищ е, —
0,32 м3/г а , несм отря на меньш ий сток. Это св яза н о с разры хленны м
состоянием почвы и ее подверж енностью смыву.
Л есо агр ар н ы й л ан д ш аф т, представленны й комплексным эксп ери ­
ментальным водосбором «П итомник», имеет на приводораздельны х
пахотных зем лях систему полезащ итно-водорегулирую щ их лесных
полос через 200 м, усиленных вдоль ниж ней по склону опушки
валам и . Н а полях п аш ется гл убок ая (27— 30 см) зя б ь поперек
склона, присетевы е зем ли и суходольн ая ги дрограф и ч еская сеть
за н я т а балочны ми естественными лесам и и лесными культурам и.
Водосбор имеет современны й противоэрозионны й комплекс. В сред ­
нем за 5 лет основны е элементы б а л а н с а весенних поверхностны х
вод следую щ ие: в л аго зап ас 170 мм, или на 32 мм больш е, чем на
откры ты х полях той ж е экспозиции, и на 63 мм больш е, чем на
ветроударном п астбищ е ю ж ной экспозиции; поверхностный сток
зарегу ли р о ван в больш ей степени, чем на необлесенной зяб и , и со­
ставил 9 мм (коэф ф ициент стока 0,05) и при испарении за период
снеготаяния 8 мм водопоглощ ение равн о 153 мм (коэф ф ициент
освоения осадков 0 ,9 0 ), смыв почвы был незначительны й и имел
локальны й х арактер.
Влажность почв под прибалочной лесной полосой из березы в конце августа
• 982 г., %
Глубина
почвен­
ного го­
ризонта,
СМ
10
20
30
раздел
Дно
лож­
бины
Глубина
почвен­
ного го­
ризонта,
см
Межложбннный
водо­
раздел
Дно
лож­
бины
12,3
10,4
10,2
16,0
15,2
13,0
100
125
150
8,8
9,6
8,9
13,2
12,6
13,4
Межложбинный
водо­
раздел
Дно
лож­
бины
Глубина
почвен­
ного го­
ризонта,
см
Межложбинный
водо­
10,1
11,7
11,4
17,6
17,6
16,8
40
50
75
Лесной массив, представленны й хвойными и лиственны ми кул ь­
турами (во зр аст 40— 50 лет) и естественными н асаж д ен и ям и , н ак а п ­
ливает в л аго зап ас 170 мм (б ез учета опуш ечных сугр о б о в ), п оверх­
ностный сток отсутствует и вся т а л а я вода, за исключением и сп а­
ривш ейся, впиты вается (коэф ф ициент освоения осадков 0 ,9 5 ). Смыв
почвы отсутствует.
Различны е конструктивные особенности лесных полос, их расп о­
лож ение на элем ентах рельеф а, в о зр аст и состав н асаж ден ий
и многие другие ф акторы определяю т больш ие разли чи я в их водном
реж име — степени у в л аж н ен и я почв и пром ачивани я всей зоны
аэрации, динам ике грунтовы х вод. При частой повторяемости
в степной зоне засуш ли вы х лет недостаток влаги приводит к о сл аб л е­
нию устойчивости, физиологическим наруш ениям , а последую щ ие
засухи — и к гибели насаж ден ий . П оэтом у одной из важ нейш их з а ­
дач защ итного л есоразвед ен и я, н аряд у с высоким защ и тн о -м ел и о р а­
тивным воздействием, яв л яется создание условий д л я обеспечения
хорош его у влаж н ен и я сам их лесны х полос, что определяет их устой­
чивость и долговечность, а следовательно, и стабильность всего
лесоаграрн ого л ан д ш аф та.
При недостаточном поступлении влаги в полосу весной к концу
засуш ливого вегетационного периода она полностью расходует
доступную влагу, испыты вает физиологическое иссуш ение, сб р ас ы ­
вает листву, а б ереза засы хает. Такое н аб лю д алось в засуш ливом
1982 г. в лесной полосе, состоящ ей из березы в во зр асте 18 лет. К ак
видно из таб л. 4. 3, там , где л есн ая полоса имела ограниченны е с весны
вл агозап асы (м еж лож би нн ое возвы ш ение, в о д о р а зд е л ), д оступная
(продуктивная) в л ага, бы ла исчерпана, б ер еза сбросила листья,
а в 1983 г. засо х л а. П о лож бинны м пониж ениям в верхнем 100-сан­
тиметровом слое вл аж н ость почвы бы ла выш е влаж н ости зав яд ан и я,
береза перенесла засуху и в последую щ ие годы п р о д о л ж ал а расти.
А налогичная обстан овка сл о ж и л ась в этот год и в других лесных
полосах, особенно продуваем ой и аж урн ой конструкций, на ровных
участках при отсутствии поступления поверхностного стока с вы ш е­
леж ащ его по склону поля. В качестве прим ера в таб л . 4.4 п о казан а
влаж н ость почв в середине августа засуш ли вого 1982 г. в водорегу­
лирую щ ей лесной полосе № 5 посадки 1950 г. см еш анного состава
с преобладанием березы , ясеня, клена остролистного, дуба, обвало150
Влажность почвы в лесных
полосах с гидротехническим
усилением в конце вегетаци­
онного периода 1982 г., %
Глубина
почвенного
Полоса № 51
горизонта, Полоса № 5
см
10
20
30
40
50
75
100
125
150
23,3/17,1
2 3,5/18,4
2 3,1/19,4
22 ,4 /1 6 ,8
22,3/17,1
2 0 ,8 /1 6 ,9
17.0/15,5
18,0/15,5
19,1/16,2
Примечание.
17,1/13,0
16,7/15,3
15,8/14,4
17,3/13,5
16,7/12,4
15,6/11,7
15,4/11,2
14,3/11,1
15,0/12,0
В числителе —
доля участка, усиленного валом ; в з н а ­
м енателе — доля участка без усиления.
Расход влаги сельхозкультурами и
лесными полосами з а вегетационный
период 1980 г., мм
Слой почвы, см
Растение
0—50 |о — 100 Jo— 150
Открытое п о л е ( б е з л е с н ы х п о л о с )
Пшеница озимая
яровая
Кукуруза
160
207
172
183 176
232 272
223 245
Л есн ы е полосы
Д уб (№ 3 )
Ясень, клен (3-рядная,
№ 31)
Лиственница, ясень, клен
(№ 32)
233
194
267 296
237 292
185
228 285
М еж полосное п о л е ш ир и но й
Пшеница озимая
яровая
Кукуруза
171
164
202
250 м
218 228
237 248
247 250
ванной вдоль ниж ней опуш ки, и на контрольном н еобвалованном
участке. О пределена т а к ж е вл аж н о сть в лесной полосе № 51 посадки
1966— 1969 гг. из березы на участке с гидротехническим усилением
(к а н а в а ) и без усиления. И з таб л. 4.4 следует, что участки лесных
полос, располож енн ы е поперек склона и усиленные гидротехниче­
скими устройствам и (в ал ам и , преры висты ми к а н а в а м и ), поглощ аю т
зн ачительно больш е тал ы х поверхностны х вод, поступаю щ их с вы ш е­
л еж ащ и х по склону полей, чем участки без гидроусиления. Эта
дополнительная в л ага созд ает нормальны й рост и разви тие д р ев ес­
ных пород полосы д а ж е в услови ях ч асто повторяю щ ихся остро­
засуш ли вы х вегетационны х периодов. В слое 0 — 100 см вл аж н ость
почв бы ла на 3,7— 4,1 % , а в слое 0 — 150 см — на 3,5— 3,7 % выше,
чем в полосах без гидроусиления. Л етом 1983 г. березы на участке
без гидроусиления в лесной полосе № 51 на 50— 60 % засохли. О со­
бенности полевого расхода влаги разны м и сельхозкультурам и на
открытом и облесенном поле, а т а к ж е лесными полосами за веге­
тационный период 1980 г. п оказаны в таб л . 4.5.
Д ревесн ы е породы в лесны х п олосах расходую т из почвенных
слоев зн ачительн о больш е влаги, чем сельхозкультуры , а сл ед о в а­
тельно, и труднее переносят засухи. Так, по исследованиям И. С. Нигм атулли н а, проведенны м в 1981 — 1984 гг., в среднем за 4 года
древесны е породы лесных полос № 3, 31 и 32 на П оволж ской А Г Л О С
из слоя 0 - 400 см расходовали за вегетационны й период (май —
сен тябр ь) от 422 мм (№ 31, где грунтовы е воды находятся на
больш ой глубине — более 10 м, т. е. ниж е ризосф еры ) до 558—
578 мм (№ 3, где грунтовы е воды зал егаю т на глубине 3,5— 4,5 мм
и через капиллярную кайм у подпиты ваю т корни д ер ев ь ев ).
Таким о б разом , системы защ и тн ы х лесны х полос сущ ественно
влияю т на в л аж н о сть почв и увл аж н ен и е всей зоны аэрации.
Д ополнительно накоп лен н ая в л а га и сп ользуется растительны ми
сообщ ествами на ф орм ирование больш ей биом ассы . О дн ако не вся
вп и тавш аяся вода идет на увл аж н ен и е почвы, транспирацию и ф и зи ­
ческое испарение. Ч асть гравитационной влаги п росач и вается за
пределы ризосферы растений и дости гает грунтовы х вод. В р езу л ь­
тате этого имеет место подъем уровня грунтовы х вод, изменение их
динамики и химизма. Но происходит это только в случае зн ач и ­
тельного поступления влаги.
В одопоглощ ение в лесных полосах оп ред еляется многими усл о­
виями и ф акторам и — разм ещ ением , конструкцией, шириной, в о з­
растом и породным составом полосы, зап асо м воды в снеге, слоем
стока и особенностями его поступления в полосу, скоростью впиты ­
вания и др. Н а все ф акторы водопоглощ ения м ож но активно, ц еле­
н аправленно воздействовать в ц елях повы ш ения их эф ф ективности.
Сочетание лесной полосы с простейш ими гидротехническими устрой­
ствами д ает биоинж енерную систему. В качестве усиливаю щ их водо­
поглощ ение устройств целесообразно и сп ользовать валы с пере­
мычками, преры висты е канавы , ш урфы, щ ели-дрены и др. С очета­
ние полезащ итны х, водорегулирую щ их и п риовраж но-прибалочны х
полос с простейшими гидротехническими устройствам и в 60— 80-е гг.
было предлож ено и эксперим ентально изучено методом стоковы х
площ адок опытной сети В Н И А Л М И .
Полученные многолетние эксперим ентальны е данны е п оказали
высокую эф ф ективность таких биоинж енерны х систем. В Среднем
П оволж ье в зависим ости от степени усиления, слоя, длины линии
стока и других условий дополнительно п оглощ ается почвой 170—
400 мм (а в отдельны е многоводные годы — до 780— 900 мм) , что
в несколько р аз больш е, чем в полосах без усиления и на полях.
Такое больш ое впиты вание под полосами и в зон ах прилегаю щ их
снеж ны х ш лейфов на полях созд ает нехарактерны й д л я открытых
полей (агр о л ан д ш аф то в ) частично промывной тип водного реж им а,
что способствует тран сф орм ац ии реж им а зоны аэрац и и и верхнего
горизонта грунтовых вод.
Системы защ итны х лесны х полос сущ ественно видоизменяю т
элементы б ал ан са поверхностны х вод, а и з-за неравномерности
поступления и впиты вания на отдельных участках защищаемой
территории н аблю даю тся л окал ьн ое сквозное пром ачивание всей
толщ и зоны аэрац и и, сезонное изменение реж им а грунтовы х вод
верхнего горизонта.
И зучение грунтовых вод н ач ато в 1963— 1968 гг., когда основным
н асаж дениям исполнилось 13— 18 лет. П оэтом у первоначальны й
уровень зал е га н и я грунтовых вод мож но определить лиш ь ориенти­
ровочно, исходя из особенностей его зал е га н и я на аналогичны х по
геологическим и геоморф ологическим условиям б л и зл еж ащ и х б езл ес­
ных сыртовых в о д о раздел ах и склонах и по полож ению грунтовых
вод в центрах меж полосны х полей.
Д л я реж им а верхнего горизонта грунтовы х вод исследуемых
территорий характерны некоторые сезонны е и многолетние особен­
ности. В зависим ости от снеж ности зимы в м арте — июне наблю да152
ется их резкий подъем, а затем постепенное пониж ение до минимума
зимой. Такие процессы наиболее вы раж ен ы в верхних горизонтах.
П одъем грунтовых вод наибольш ий под полосами и в зон ах поле­
вых снеж ны х ш лейфов и зн ачительн о меньший под центрами
межполосных полей. Т ак, по I облесенному севообороту грунтовые
воды поднялись з а 22 года от 0,16 до 3,75 м, по II севообороту за
18 лет — от 0,18 до 8,85 м. Б олее высокий подъем грунтовы х вод
в лесоаграрн ом л ан д ш аф те св я за н с особенностям и водопоглощ ения
под лесными полосами и их разм ещ ением : больш инство полос р асп о ­
лож ено поперек склона и являю тся водорегулирую щ ими. Они уси­
лены валам и вдоль ниж них по склону опуш ек, в резул ьтате чего
водопоглощ ение здесь весной в 1,5— 2,5 р а з а больш е, чем в полосах
без усиления. С реднегодовой подъем уровня по I севообороту со­
ставил 0,008— 0,187 м, по II — 0,010— 0,520 м.
Н а лесом елиорированны х территориях сн и ж ается деф ицит влаги
в засуш ливы е годы не только з а счет еж егодного дополнительного
накопления снега, но преж де всего за счет привлечения в ф орм и ро­
вание у р о ж а я аккум улированной з а прош лы е годы влаги через
подпитку корней капиллярной каймой н ад бли зкозалегаю щ им и
грунтовыми водами. Это созд ает б лагоприятны е предпосылки стаб и ­
лизации высокой ф итопродуктивности лесом елиорированны х полей
в условиях засух.
Таким о б разом , систем а узких п олезащ итно-водорегулирую щ их
лесны х полос на склонах созд ает новый тип антропогенного л а н д ­
ш аф та — лесоаграрн ы й — со свойственны ми д л я него новыми чер­
там и гидрологического реж им а: увеличиваю тся приходные статьи
водного б ал ан са, интенсиф ицируется в целом водообмен в ризосф ерной зоне с привлечением почвенных вод зоны аэрац и и и б ли зкозалегаю щ их грунтовых вод. О бщ ий дополнительны й резерв влаги л есо ­
аграрного л ан д ш аф т а — 70— 80 мм, что д ел ает его устойчивым
в отношении фитопродуктивности в засуш ли вы е годы.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
А нализ соврем енного состояния исследований по проблем ам
гидрологической роли лесных геосистем, проведенный в м он огра­
фии, приводит к противоречивы м вы водам. С одной стороны , к н а­
стоящ ем у времени накоплен больш ой ф актический м атери ал, о т р а ­
ж аю щ ий основные законом ерности гидрологических процессов в р а з ­
личных типах л еса или в различны х по лесистости речных бассейнах.
Д лительность временных рядов данны х наблю дений достаточно ве­
лика д л я статистически достоверны х вы водов. В отдельны х случаях
специальны е исследования соп ровож д аю тся детальны м описанием
самих объектов — геосистем, что позволяет определить весь набор
влияю щ их географ ических и других ф акторов. С другой стороны,
методы лесогидрологических исследований, выбор и описание о б ъ ек ­
тов не униф ицированы . Все это сущ ественно затр у д н яет ср а вн е­
ние полученных разны м и авторам и результатов. Не упорядочена
пространственная иерархи я ан али зи руем ы х природных образован и й
и явлений: изучение гидрологических процессов ведется и на уровне
биогеоценоза (см. р азд . 2.1, 2.7, 3.2, 3 .3 ), и на уровне речного б а с ­
сейна (см. р азд . 1.3, 1.6, 2 .6 ), и на уровне зон и подзон (см. р азд . 1.4,
2.2, 2.3, 3 .4 ). В итоге выводы авторов в определенной степени
противоречивы. Единственный способ обобщ ить полученные р езу л ь ­
таты — рассм атр и вать процессы с позиций л ан дш аф тн о-ги д рологи ­
ческого подхода, т. е. соп оставл яя гидрологические процессы
с типом и пространственны м уровнем ан али зи руем ой геосистемы.
Э ксперим ентальны е лесогидрологические исследования, по своей
сути, уникальны е, дорогостоящ ие и трудоемкие. П оэтом у на первых
стади ях о р ган и зац и и таких работ в аж н о четко п оставить за д а ч у
и определить наиболее эф ф ективны й путь ее реш ения. Ч асто н аб лю ­
дения з а элем ентам и водного б а л а н с а носят отвлеченны й характер
и только на стадии ан ал и за полученных данны х вы рабаты ваю тся
цель и позиция ав то р а к проведенным исследованиям . Но н и зк ая
точность полученных данны х, отсутствие полного описания влияю щ их
ф акторов и пространственной привязки объектов не п озволяю т
достигнуть достоверны х результатов. В этом плане интересны
ландш аф тно-гидрологические проработки, выполненны е в разд . 1.2
и 4.2. О тсутствие необходимой инф орм ации за с т а в л я е т авторов при
создании моделей гидрологических процессов п рибегать к грубым
допущ ениям. Н априм ер, в условиях достаточного и избы точного
154
увлаж н ен и я ото ж д ествл ять сум м арное испарение с л еса с и сп ар я е­
мостью (кстати, весьм а р асп ростран ен н ая ош и бка р яд а и ссл ед ова­
телей) . В то ж е врем я м оделирование — это лучш ий итог лесоги д рол оги чески х р а зр а б о т о к , о сн о ва си стем ы у п р а в л е н и я гид рол оги -
чшшми процессами. Создание ф п зи ч д а обоснованной модели
п озволяет по-новому подойти к в заи м освязи отдельны х звеньев
в р ам ках всей проблемы в целом, у в я за т ь гидрологические свойства
л еса в единую систему.
И звестно, что уровень р азви ти я научного н ап равл ен и я мож но
определить по степени разработан н ости терм инологического а п ­
п ар ат а . В м онограф ии авторы д остаточн о однозначно трактую т
водорегулирую щ ую , водоохранную , почвозащ итную функции лесов.
В то ж е врем я с позиции лан дш аф тн о-ги дрологи ческого подхода
целесообразно расш ирить представление о гидрологической роли
лесны х геосистем. В понятие этого терм ина ц елесообразно вклю чать
и описание системной роли ан али зи руем ого природного о б ъекта
в ф ункционировании геосистемы более высокого пространственного
уровня. Д ействительно, роль биогеоценоза на водоразделе, склоне
или в долине реки в ф орм ировании стока с б ассей на будет разл и чн а.
В свою очередь, лесной массив в малом речном бассейне в зав и си ­
мости от условий увлаж ненности будет иметь неодинаковое воздей ­
ствие на сток средней реки.
П ри исследовании отдельны х звеньев гидрологического цикла
в лесны х геосистемах ш ироко используется метод водного б ал ан са
с инструментальны м либо расчетны м определением основных э л е ­
ментов — атм осф ерны х осадков, стока, испарения. И если осадки
и сток изм еряю тся достаточно точно, то оценка сум м арного и сп а­
рения остается весьм а не корректной. О тсутствует м етодика и зм е­
рения важ нейш ей составляю щ ей этого звен а водообм ена — тран сп и ­
рации лесной растительности. М етод бы строго взвеш и ван ия, предло­
женны й Л . А. И вановы м , единственно возм ож ны й д л я применения
в естественных условиях, вы зы вает больш ие н ар ек ан и я и з-за б о л ь­
шой трудоемкости и отсутствия уверенности у многих исследователей
в его достоверности. Л изим етрические определения транспирации
т а к ж е не д аю т достоверны х резул ьтатов и з-за наруш ения естествен ­
ного хода процессов. В итоге этот узловой элемент водного б ал ан са
л еса по-преж нем у сл аб о изучен, что приводит и к различны м оценкам
гидрологической роли леса.
Одним из приемов определения гидрологической роли л еса был
и остается метод сравн ен и я осадков, испарения и стока с бассейнов
разной залесенности или лесны х и безлесны х геосистем. Р азл и ч и я
м еж ду воднобалансовы м и величинами д л я этих объектов, к ак п о к а­
зал и исследования, крайне незначительны и соразм ерны или д а ж е
меньш е ош ибки измерений. Д л я объективного реш ения зад ач и необ­
ходимо провести статистический ан ал и з достоверности полученных
соотнош ений либо найти их ф изическое обоснование. К неверным
вы водам приводят и методические ош ибки при оценке стока с малы х
бассейнов, где и з-за неглубокого эрозионного в р еза русло водотока
дренирует лиш ь часть подземной составляю щ ей стока, которая на
лесных водосборах зн ачительно больш е, чем на м алооблесенны х
или безлесны х. В р езультате измеренный сток с первых бассейнов
часто ниж е, чем в последних. О тсутствие ж е н адеж н ы х данны х об
испарении С лесных массивов не п озволяет реш ить за д а ч у методом
водного б ал ан са. С ледует учиты вать и сп раведли вое зам ечан ие
В. В. Р ах м ан о в а (см. разд . 4.1) о наличии глубинной ф ильтрации
в артезиански е воды, которая в лесны х м асси вах м ож ет быть больш ой
интенсивности. Такой процесс относительно питания глубоких гори­
зонтов мож но р ассм атри вать к ак одну из особенностей гидрологиче­
ской роли леса.
В ряде случаев за гидрологическую роль л еса могут ош ибочно
приниматься его индикативны е свойства. Этот момент н агл яд н о и л­
лю стрируется исследованиям и в З ап ад н о й Сибири (см. разд . 2 .5 ).
В речных б ассейнах лесоболотной зоны равнины ф орм ирование
основных объем ов речного стока осущ ествляется в узкой д р ен и р о в ан ­
ной полосе вдоль русел водотоков. К ним ж е приурочены и суходоль­
ные сосновые, кедровы е и другие типы леса. В итоге при р азр аб о тк е
статистических зависим остей авторы вы деляю т лесистость как
основной ф актор сто кообразован и я, хотя в этом случае лесны е гео­
системы только индицирую т услови я дрен ирован и я.
К ак и во многих раб отах, в данной на больш ом числе примеров
д оказы ваю тся важ н ей ш и е функции леса — ф ак то р а внутригодового
перераспределения стока. Он сн и ж ает м акси м альн ы е модули п ав о д ­
ков и половодий, увеличивает меж ень. В среднем ноголетнем р азр езе
годовой сток с лесны х водосборов в лесной зоне на различны х
территориях, к ак правило, выш е, чем с м алозалесенн ы х. В горных
л есах однозначного вы вода об этом соотнош ении не получено.
В лесостепной зоне, д л я которой х ар актер н о островное распределение
малых лесных массивов, р азн и ц а м еж ду стоком в лесу и в поле
м ож ет иметь отрицательны й зн ак и з-за больш ого расхода влаги на
сум марное испарение с лесны х геосистем под влиянием адвекции.
В аж ны м аспектом воздействия лесной растительности на водооб­
мен явл яется пространственное перераспределение стокообразован и я
в пределах бассейнов разной пространственной разм ерности. О б щ е­
известна роль л еса на водо р азд ел ах и в д оли н ах водосборов, но не
определена роль типологической структуры м ассива, хотя каж ды й
тип леса имеет свои специфические особенности ф орм ирования
воднобалансовы х элементов. П озн ан и е всей совокупности воздей ­
ствия пространственной природной структуры речного водосбора
на процессы — это оцень важ ны й элемент уп р ав л ен и я ф орм и ро­
ванием водных ресурсов, что наш ло свое п одтверж дени е в р азд . 1.5.
М ногочисленные эксперим ентальны е исследования, выполненные
в различны х регионах (сев ер о -зап ад ЕТС, П рим орье, К арп аты и д р .) ,
показы ваю т, что наиболее зн ачительн ы е изменения гидрологическая
роль леса претерпевает в р езул ьтате проведения хозяйственны х
мероприятий (вы рубки и восстановление лесов, л е с н а я м елиорация,
создание водоохранны х п олос). Но в различны х географ ических
условиях эти изменения имеют свой специфический х арактер. Б о л ь ­
шую роль играет техн и ческая сторона лесохозяйственны х меро156
приятии. Т ак, рубки ухода способствую т усилению водорегулирую ­
щей роли леса, а сплош ные, концентрированны е, особенно в горных
районах, — сущ ественному ее снижению.
К ак и все природные системы, лесны е об ладаю т способностью
к сам оразви тию и восстановлению . К аж д ом у этап у их функциони­
рован ия свойствен свой тип взаи м одей ствия л еса и вод. О собенно
контрастно п роявляю тся эти свойства в стадии восстановления л ес­
ной растительности после хозяйственны х мероприятий, п реж де всего
после рубок. В ряде разд ел ов монограф ии п оказаны различны е
формы последовательного п ереф орм ирован и я гидрологического р е­
ж и м а после лесоведения в зависим ости от вида проведенного меро­
приятия. В одних сл уч аях во звр ат к естественному реж им у мо­
ж ет происходить быстро, наприм ер при выборочной рубке и со х р а­
нении подроста. В других этот процесс дли тся десятки лет, особенно
в горных л есах с высоким атм осф ерны м увлаж нением . П оэтому
в каж д ом конкретном случае ведение лесного хозяй ства долж но
иметь четко вы раж енную региональную специфику.
Не менее важ н ы м яв л яется и созд ан и е водоохранны х, водоре­
гулирую щ их и противоэрозионны х лесны х полос. В качестве яркого
прим ера ком плексного план ирован и я полос м ож но привести л а н д ­
ш аф тно-гидрологический ан ал и з, проведенный Г. И. Ш вебсом (см.
разд. 4 .2 ), или реш ение систем эмпирических уравнений (см.
разд. 1.5). П ри этом следует отметить, что воздействие лесных
насаж ден ий на услови я окруж аю щ ей их территории носит ком плекс­
ный х ар актер и о т р аж аетс я не только на гидром етеорологическом
реж им е, но и на развитии почвенного покрова. О дновременно
создаю тся благопри ятны е м естообитания д л я биологической ком ­
поненты биогеоценоза. П оэтому при ф орм ировании этих н асаж дений
необходимо исходить из ком плексного, л ан д ш аф тн ого подхода.
П одводя итоги проделанного в монограф ии ан ал и за, следует ещ е
р аз отметить высокую актуальн ость лесогидрологических проблем.
П ри рода п р и д ал а лесны м геосистемам важ н ей ш и е экологические,
гидрологические, л ан дш аф тооб разую щ и е и многие другие функции.
П озн ан и е этих свойств — соврем енное треб ован ие не только науки,
но и преж де всего практики. О дн ако процесс познания очень труд о­
емок, а вследствие этого и исследован и я остаю тся эпизодическими,
охваты ваю щ им и только некоторы е регионы страны (п реж де всего
европейскую ч а с т ь ), причем эксперим ентально-техническая б а за р а ­
бот требует приведения ее в соответствие с поставленными з а д а ­
чами. Д ал ьн ей ш ее разви тие необходимо и д л я теоретических и м ето­
дических вопросов лесной гидрологии, п реж де всего по униф икации
научных концепций специалистов различны х ведомств и служ б.
Н адеем ся, что п ред лож ен н ая вниманию читателей м онограф ия
внесла определенный в к л ад в реш ение некоторых насущ ны х л есо ­
гидрологических проблем.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Алексеев Г. А. Расчеты паводочного стока рек СССР. — Л.: Гидрометеоиздат, 1955. —
198 с.
Альбова А. М., Маркус Я. А. Крупномасштабные ландш афтные исследования тер­
риторий стационаров (на примере Истринского опорного пункта В Н И И Л М ) / /
Научно-техническая революция и методы географического анализа. — М.;
И зд-во МГУ, 1977. — С. 5 — 14.
Андреянов В. Г., Воскресенский К. П., Глущенко Н. Я., П анова Н. Ф. И сследование
повторяемости и продолжительности периодов различной водности на реках
СССР / / Тр. ин-та / Гос. гидрол. ин-т. — 1965. — Вып. 127. — С. 227— 275.
Аникеева В. А., Чертовской В. Г. Об осадках как экологическом факторе в северо­
таежных черничниках / / Экология таежных лесов. — Архангельск, 1978. —
С. 43— 54.
Аникеева В. А., Елизаров Ф. П., Кубрак Н. И. Аккумуляция снега в предтундровых
и северотаежных ельниках / / Вопросы предтундрового лесоводства европейской
части СССР. — Архангельск, 1983. — С. 51 — 61.
Антипов А. Н., Антипова Н. Д . Оценка транспирационного расхода растительными
сообществами горно-таежных геосистем / / География и природ, ресурсы. —
1980. — № 4. — С. 115— 124.
Антипов А. Н., Корытный J1. М. Географические аспекты гидрологических исследова­
ний. — Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1981. — 175 с.
Антипов А. Н., Черкашин А. К. Системный анализ влияния леса на сток с использо­
ванием материалов лесоустройства / / Гидрологические исследования лан дш аф ­
т о в .— Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1986. — С. 102— 114.
Арманд Д . Л. Ф изико-географические основы проектирования сети полезащитных
лесных полос. — М.: И зд-во АН СССР, 1961. — 367 с.
Бабкин В. И. Исследование внутригодовой зарегулированности стока рек Б елорус­
ской ССР и Верхнего П однепровья/ / Сборник работ по гидрологии. — Л.:
Гидрометеоиздат. — 1970. — № 9. — С. 59 — 95.
Бабкин В. И., Гусев О. А., Румянцев В. А. М оделирование характеристик стока и
водосборов рек бассейна Д она с применением факторного анализа / / Тр. ин-та /
Гос. гидрол. ин-т. — 1972. — Вып. 200. — С. 3 — 25.
Богомолов Г. В., Альтшуль А. X., Успенко В. С. и др. Искусственное восполнение
запасов подземных вод. — М.: Наука, 1978. — 172 с.
Болота Западной Сибири, их строение и гидрологический режим / П од ред. И ва­
нова К. Е., Новикова С. М. — Л.: Гидрометеоиздат, 1976. — 446 с.
Бочевер Ф. М., Ковалева И. А. Эксплуатационный режим подземных вод в М осков­
ском артезианском бассейне / / Проблемы гидрогеологии и инженерной гео­
л оги и .— Минск, 1978. — С. 119— 129.
Бочков А. П. Влияние леса и агролесомелиоративных мероприятий на водность рек
лесостепной зоны европейской части СССР. — Л .: Гидрометеоиздат, 1 9 5 4 .—
136 с.
Будыко М. И. Испарение в естественных условиях. — Л .: Гидрометеоиздат, 1948. —
136 с.
Будыко М. И. Климат и жизнь. — Л.: Гидрометеоиздат, 1971. — 470 с.
Будыко М. И. Термический режим динозавров / / Ж урн. общ . биологии. — 1 9 7 8 .—
№ 2. — С. 179— 188.
Будыко С. X. О влиянии леса на водный режим рек / / Научные работы ин-та леса
АН БССР. — 1956. — Вып. 7. — С. 80— 95.
Виноградов Б. В. Растительные индикаторы и их использование при изучении при­
родных ресурсов. — М.: Высш. шк., 1964. — 328 с.
Водные ресурсы и водный баланс территории Советского Сою за. — Л .: Гидрометеоиздат, 1967. — 200 с.
Водогрецкнй В. Е. Влияние агролесомелиораций на годовой сток. — Л .: Гидрометеоиздат, 1979. — 184 с.
Водогрецкий В. Е. Эмпирико-математическая модель учета преобразования годового
стока под влиянием агротехнических мероприятий и леса / / Проблемы рацио­
нального использования и охраны малых рек. — Красноярск, 1982. — С. 39— 52.
Водогрецкий В. Е., Зай цева Э. А. Результаты дополнительных исследований о влия­
нии леса на максимальные расходы воды весеннего п ол оводья/ / Тр. и н -т а /
Гос. гидрол. ин-т. — 1978. — Вып. 255. — С. 122— 134.
Водогрецкий В. Е., Зай цева Э. А. Влияние леса на слой весеннего половодья / / Там
ж е. — 1984. — Вып. 291. — С. 27— 35.
Воейков А. И. Климаты земного шара, в особенности России / / И збр. соч. — М.; Л .,
1 9 4 8 .— Т. 1, — С. 163— 728.
Волков В. И. И зменение гидроклиматического режима в дубняках Ю жного Приморья
под влиянием изреживания / / Материалы научной конференции по изучению
лесов Сибири и Д альнего Востока. — Красноярск, 1965. — С. 124— 128.
Волков В. Н. Влияние прореживания на режим влажности почвы в дубовых древостоях
Ю жного П ри м орья/ / Биогеоценотические исследования в лесах П ри м орья .—
Л.: Наука, Ленингр. отд-ние, 1968. — С. 53— 79.
Волков Н. И. Принципы и методы картометрии. — М.; Л .: И зд-во АН СССР, 1950. —
327 с.
Волобуев В. Р. Соотношение меж ду режимом влажности почв и климатом приземного
слоя воздуха / / Почвоведение. — 1983. — № 3. — С. 51— 62.
Волокитина А. В. Особенности распределения дож девы х осадков под пологом хвойного
леса / / Л есоведение. — 1979. — № 2. — С. 40— 48.
Воронков Н. А. Влагооборот и влагообеспеченность сосновых насаж дений. — М.:
Л есн. пром-сть, 1973. — 184 с.
Воронков Н. А. Элементы водного баланса леса в зависимости от почвенно-грунтовых
условий и породного состава насаж дений / / Вопр. географии. — 1976. —
Сб. 1 0 2 .— С. 122— 134.
Воронков Н. А., Павлушкин Л . Т. И зучение испаряемости в лесных фитоценозах
с помощью микроиспарителей/ / Л есоведение. — 1973. — № 2. — С. 77— 85.
Высоцкий Г. Н. О гидрологическом и метеорологическом влиянии лесов. — 2-е изд. —
М.; Л .: Гослесбумиздат, 1952. — 112 с.
Галенко Э. П. Фитоклимат и энергетические факторы продуктивности хвойного леса
Европейского Севера. — Л.: Наука. Ленингр. отд-ние, 1983. — 128 с.
Галущенко Н. Г. Водный баланс рек бассейна Д нестра / / Тр. ин-та / Укр. н.-и. гидрометеорол. ин-т. — 1977. — С. 126— 139.
Гарцман И. Н. Проблемы географической зональности и дискретности гидрометео­
рологических полей в горных условиях муссонного климата / / Тр. ин-та / Д альневост. н.-и. гидрометеорол. ин-т. — 1971. — Вып. 35. — С. 3 — 30.
Гарцман И. Н. Топология речных систем и гидрографические индикационные иссле­
дования / / Вод. ресурсы. — 1973. — № 3. — С. 110— 124.
Гарцман^ И. Н., Горчаков А. М., Иванов Г. И. О поверхностном стоке дож девы х вод
на генетически разнородных почвах Приморья / / Особенности почвообразования
в зоне бурых лесных почв. — Владивосток, 1967. — С. 125— 126.
Гарцман И. Н., Л ы ло В. М., Черненко В. Г. Паводочный сток рек Приморья / /
Тр. ин-та / Дальневост. н.-и. гидрометеорол. ин-т.
1971. — Вып. 34. — 364 с.
Гелета И. Ф., Ильина С. П., Никитин С. fl. Составление и анализ карт влияния при­
родных условий на распределение растительности (на примере Прииртышья) / /
Карты полей плотности в географических исследованиях. — Иркутск, 1978. —
С. 55— 64.
Герасимов И. П. Структурные черты рельефа земной поверхности на территории
СССР и их происхождение. — М.: И зд-во АН СССР, 1959. — 100 с.
Глушков В. Г. Вопросы теории и методы гидрологических исследований: Географо­
гидрологический метод. — М.: И зд-во АН СССР, 1961. — 416 с.
Гопченко Е. Д . Обоснование параметров редукционной формулы для расчета макси­
мального стока рек / / Вод. ресурсы. — 1976. — № 4. — С. 34— 40.
Городецкая М. Е., М ещеряков Ю. А. О закономерностях морфоструктурного плана
Западно-Сибирской равнины / / Структурно-геоморфологические исследования
в Сибири. — Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1970. — Вып. 1. — С. 25— 31.
Горчаковский П. JI. Водоохранное и почвозащитное значение высокогорных лесов
Урала / / Лесн. хоз-во. — 1952. — № 4. — С. 18— 21.
Горшенин Н. М. Влияние сплошных рубок на режим стока в горных условиях К ар­
пат / / Вестн. с.-х. науки. — 1959. — № 11. — С. 90— 97.
Данилик В. Н. Влияние техники и технологии лесозаготовок на водоохранно-защ итную роль леса / / Лесн. хоз-во. — 1979. — № 1. — С. 24— 26.
Денисов А. К. Водорегулирующая роль леса в районах карста Марийской АССР / /
Всесоюзное совещ ание по водоохранно-защ итной роли горных лесов. — К расно­
ярск, 1975. — Ч. 1. — С. 37— 39.
Доклады иностранных ученых на М еж дународном симпозиуме по влиянию леса на
внешнюю среду. — М.: ФАО — Гослесхоз СССР, 1970. — 250 с.
Дробиков А. А. Изменение физико-химических свойств воды под влиянием рубок / /
Лесоведение. — 1973. — № 3. — С. 3— 9.
Дроздов О. А. К вопросу об изменении осадков в связи с системой полезащитных
мероприятий в степных и лесостепных районах европейской территории СССР / /
Вопросы гидрометеорологической эффективности полезащ итного лесор аз­
веден и я .— Л.: Гидрометеоиздат, 1950. — С. 30— 37.
Д у б а х А. Д . Л ес как гидрологический фактор. — М.: Гослесбумиздат, 1951. —
160 с.
Дубов А. С., Быкова Н. С., Марунич С. В. Турбулентность в растительном покрове. —
Л.: Гидрометеоиздат, 1978. — 183 с.
Д ьяков В. Н. Влияние состава насаж дений на водный режим горных почв Карпат / /
Л есоведен и е.— 1 976 . — № 1 . — С. 11 — 17.
Епихов Г. П. Системное моделирование процессов водообмена в диалоговом реж име / /
Вод. ресурсы. — 1985. — № 5. — С. 11— 25.
Ершова Л. М. Изменение водного режима рек Восточной Сибири под влиянием
лесовырубок / / Исследования водных ресурсов Сибири. — Красноярск, 1985. —
С. 34— 43.
Ефимова Н. А. Радиационные факторы продуктивности растительного покрова. —
Л.: Гидрометеоиздат, 1977. — 216 с.
Ж ильцов А. С. Проникновение жидких осадков под полог леса и лесных полос в верх­
ней части бассейна р. Уссури / / Тр. ин-та / Биолого-почв. ин-т. Д В Н Ц АН СССР.
Нов. сер. — 1973. — Т. 12( 115) . — С. 9 4 — 100.
Ж ильцов А. С. Влагооборот в хвойно-широколиственных лесах и его изменение под
действием сплошных рубок на западных склонах Ю жного Сихотэ-Алиня: Автореф. дис. . . . канд. с.-х. наук. — Хабаровск, 1975. — 27 с.
Ж ильцов А. С. Биогеоценологические исследования в лесах Ю жного Сихотэ-Алиня. —
Владивосток: Д В Н Ц АН СССР, 1982. — 143 с.
Земцов В. А. Влияние физико-географических факторов на естественную зарегулированность стока рек Западно-Сибирской равнины / / Вопросы географии Си­
бири. — Томск: И зд-во Том. ун-та, 1979. — Вып. 12. — С. 46— 58.
Иберла К. Факторный анализ. — М.: Статистика, 1980. — 397 с.
Иванов К. Е. Основы гидрологии болот лесной зоны. — Л.: Гидрометеоиздат, 1957. —
500 с.
Идзон П. Ф., Пименова Г. С. Влияние леса на сток рек. — М.: Н аука, 1975. — 112 с.
Идзон П. Ф., Пименова Г. С., Ц ыганова О. П. Количественные характеристики водо­
охранной и водорегулирующией роли леса / / Влияние леса на водные ресурсы. —
М.: Наука, 1986. — С. 3— 43.
Изотов В. Ф. Ход накопления и таяния снега под пологом заболоченны х лесов северной
подзоны т а й г и / / Метеорология и гидрология. — 1967. — № 11. — С. 86— 91.
Калинин Г. П. Роль л ^ а в распределении осадков / / Вопросы гидрометеорологической
эффективности полезащ итного лесоразведения. — Л .: Гидрометеоиздат, 1950. —
С. 24— 29.
Капотов А. А. И сследование водного режима почвогрунтов зоны аэрации, их промер­
зания, водно-физических и инфильтрационных свойств / / Тр. ин-та / Гос. гидрол.
ин-т. — 1969. — Вып. 176. — С. 70— 103.
Капотова Н. И. И сследование режима грунтовых вод в районах северо-запада ЕТС / /
Там ж е. — С. 5 1 — 69.
Карасев М. С., Худяков Г. И. Речные системы на примере Д альнего Востока / /
Тр. ин-та / Дальневост. н.-и. гидрометеорол. ин-т. — 1981. — Вып. 38. — 136 с.
К ачалова Т. В. И спарение с внутриболотных озер центральной части Западно-С ибирской равнины / / Тр. ин-та / Гос.гидрол. ин-т. — 1977. — Вып. 236. — С. 66—
75.
Кирилюк М. И. Водный баланс водосборов горных рек Карпат / / Труды IV В с ес о ю з­
ного гидрологического съезда. — Л ., 1976. — Т. 2: Водные ресурсы и водный
баланс. — С. 192— 198.
Кирилюк М. И. Водный баланс //Т е п л о в о й и водный режим Украинских К а р п а т .—
Л ., Гидрометеоиздат, 1985. — С. 202— 218.
Клинцов А. П. Микроклиматическая и гидрологическая роль лесов Сахалина. —
Ю жно-Сахалинск, 1969. — 180 с.
Клинцов А. П. Водный баланс березового леса и его вырубки на Южном Сахалине / /
Л есоведение. — 1971. — № 1. — С. 88— 91.
Козлова Л . Н. Р асход воды на транспирацию южной тайги (Кас-Енисейская равнина)
/ / Защ итная роль лесов Сибири. — Красноярск, 1980. — С. 46— 61.
Константинов А. Р. И спарение в природе. — 2-е изд. — Л.: Гидрометеоиздат, 1968. —
532 с.
Корень В. И. М оделирование процессов формирования стока рек лесной зоны ЕТС / /
М етеорология и гидрология. — 1980. — № 10. — С. 78— 85.
Крестовский О. И. Влияние рубок и восстановления лесов на водность рек. — Л.:
Гидрометеоиздат, 1986. — 118 с.
Крестовский О. И., Соколова Н. В. Весенний сток и потери талых вод в л есу и в поле / /
Тр. ин-та / Гос. гидрол. ин-т. — 1980. — Вып. 265. — С. 32— 60.
Крестовский О. И., Х атькова Н. П. Потери на заболоченных водосборах лесной зоны
ЕТС и возможности их прогноза / / Там ж е. — С. 74— 82.
Кузнецова Л . П. Роль рельефа и лесов в распределении количества осадков на рав­
нине / / Тр. Гос. гидрол. обсерватории. — 1957. — Вып. 72. — С. 76— 91.
Кулаков В. В. Изменение элементов водного баланса СССР в связи с возможным
увлажнением засушливых р ай он ов / / Глобальный водообмен. — М.: Наука,
1975. — С. 71— 85.
Куликов Ю. Н. Формирование подземного стока в условиях олиготрофного заб о л а ­
чивания / / Изв. АН СССР. Сер. геогр. — 1970. — № 5. — С. 66— 70.
Л адейщ икова Е. Н., Чеботарев Ю. А. Структура водного баланса дерново-подзолистых
почв в разных типах леса / / География и природ, ресурсы. — 1984. — № 1. —
С. 47— 52.
Л андш афты юга Восточной Сибири. — М. 1 : 1 500 000. — М.: ГУГК, 1976.
Л ебедев А. В. Водоохранное значение леса в бассейне Оби и Енисея. — М.: Наука,
1964. — 64 с.
Лебедев А. В. Водный и тепловой балансы природных комплексов речных бассейнов / /
Экологическое влияние леса на среду. — Красноярск, 1977. — С. 15— 48.
Лоули Д ., Максвелл А. Факторный анализ как статистический метод. — М.: Мир,
1967. — 144 с.
Л учш ее А. А. Осадки под пологом леса / / Тр. ин-та / В сесою з. н.-и. ин-т лесн.
хоз-ва. — 1940. — Вып. 18. — С. 113— 148.
Львович М. И. О методике проектирования лесных полос на полях колхозов и сов­
хозов / / Изв. АН СССР. Сер. геогр. — 1952. — Вып. 3. — С. 3 — 17.
Львович М. И. Человек и воды / / П реобразование водного баланса и речного стока. —
М.: Географиздат, 1963. — 556 с.
Малинин В. Н. О связи водных балансов атмосферы и подстилающей поверхности / /
География и природ, ресурсы. — 1984. — № 4. — С. 114— 121.
М амай И. И. Ландш афтные исследования при изучении стока / / Ландш афтный
сборник. — М.: И зд-во МГУ, 1973. — С. 190— 206.
Марунич С. В. Структура потоков тепла, влаги и количества движ ения над лесом / /
Тр. ин-та / Гос. гидрол. ин-т. — 1973. — Вып. 207. — С.
99— 112.
Марунич С. В., Федоров С. Ф. Изменение водного режима водосборов под влиянием
лесохозяйственных мероприятий / / Там ж е. — 1986. — Вып. 311. — С. 93— 103.
Материалы гидрометеорологических наблюдений на полевых и лесных парных водо­
с б о р а х .— Л.: Гидрометеоиздат, 1969— 1983. — Вып. 1— 7, ч. 2, 3.
Материалы наблюдений Подмосковной воднобалансовой станции. — М.: ГУГМС,
1975. — 195 с.
Мельчанов В. А. Влияние рубок на сток в о д ы / / Л есн. хоз-во, 1978. — № 7 . —
С. 34— 36.
Минин Н. К., Булатов В. И., Бураков Д . А. Минимальный сток и его зависимость от
ландшафтной структуры речных бассейнов / / Природа и экономика Алексан­
дровского нефтегазоносного района. — Томск, 1968. — С. 163— 170.
Михович А. И. К установлению нормативов водоохранной лесистости территории
Украинской ССР и Молдавской ССР. — Киев: Урожай, 1973. — С. 3 — 12.
Многолетние характеристики гидрометеорологического реж има в Подмосковье (М а­
териалы наблюдений Подмосковной воднобалансовой станции). — М.: ИПГ,
1982. — Ч. 2. — 162 с.
Мокляк В. И. Общие основы построения формул максимальных расходов воды от
талых в о д / / Труды III Всесою зного гидрологического съезда. — М., 1 9 5 9 .—
Т. 2. — С. 378— 385.
Молчанов А. А. Гидрологическая роль леса. — М.: И зд-во АН СССР, 1960. — 487 с.
Молчанов А. А. Суммарное испарение и транспирация в лесу и на безлесных пло­
щ адках / / Л ес и воды. — М.: Географгиз, 1963. — С. 55— 76.
Молчанов А. А. Влияние леса на окружающ ую среду. — М.: Наука, 1973. — 360 с.
Молчанов А. А., Губарева В. А. Взаимосвязи в лесном биогеоценозе. — М.: Наука,
1980. — 152 с.
Молчанов А. А., Смирнов В. В. Методика изучения прироста древесных растений. —
М.: Наука, 1 9 6 7 .— 100 с.
Огиевский А. В. Влияние леса на весенние максимальные расходы воды в реках / /
М етеорология и гидрология. — 1937. — № 3. — С. 47— 59.
Олийник В. С. Особенности накопления и таяния снега в еловых лесах Карпат / /
Л есоведение. — 1979. — № 4. — С. 85— 88.
Олийник В. С., Парпан В. И., Чубатый О. В. Пути совершенствования рубок главного
пользования в лесах Карпат / / Там ж е. — 1986. — № 3. — С. 19— 24.
Опритова Р. В. Водоохранная роль лесов Ю жного Сихотэ-Алиня. — М.: Наук;|.
1978. — 96 с.
Осипов В. В. К вопросу о влиянии леса на распределение осадков / / Л есоведение. 1967. — № 4. — С. 76—80.
Основные гидрологические характеристики. — Л.: Гидрометеоиздат, 1978. — Т. 15,
вып. 3. — 248 с.; 1979. — Т. 15, вып. 2. — 488 с.
Панов В. И. Водный баланс и эрозия на черноземах степного Заволж ья: Автореф.
дис. . . . канд. с.-х. наук. — М ., 1975. — 19 с.
Перехрест С. М., Кочубей С Г., Печковска О. М. Шюдлив1 стихшш явища в Украшських Карпатах та засоби боротьби з ними. — Кшв: Наук, думка, 1971. — 200 с.
Писарьков X. А. Водный режим ельников-черничников / / Тр. ин-та / Ин-т леса
АН СССР. — 1954. — Т. 22. — С. 141 — 152.
Побединский А. В. Влияние рубок на стокорегулирующую роль еловых лесов / /
Л есоведение. — 1971. — № 2. — С. 48— 57.
Побединский А. В. Изменение защитной и водорегулирующей роли леса под влия­
нием рубок / / Вопр. географии. — 1976. — Сб. 102. — С. 169— 179.
Побединский А. В. Водоохранная и почвозащитная роль лесов. — М.: Лесн. пром-сть,
1979. — 176 с.
Поздняков Л . К. О методе учета испарения с поверхности почвы при экологических
исследованиях / / Почвенно-гидрологические исследования в лесу и лесных куль­
турах. — М., 1963. — С. 32— 36.
Поздняков Л . К. Л ес на вечной мерзлоте. — Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние,
1983. — 97 с.
Пособие по определению основных гидрологических характеристик. — Л.: Гидрометеоиздат, 1984. — 447 с.
Прилуцкий А. П. Водно-физические свойства почв дубняков / / Экология дуба мон­
гольского в Приморье. — Владивосток, 1981. — С. 3 — 13.
Протопопов В. В. С редообразую щ ая роль темнохвойного леса. — Новосибирск: Наука.
Сиб. отд-ние, 1975. — 327 с.
Растительность Западно-Сибирской равнины. Карта М 1:1 500 000. — М.: ГУГК, 1976.
Раунер Ю. Л. К методике экспериментальных исследований теплового баланса
лесных и безлесных ландш афтов / / Тепловой баланс и радиационный баланс
естественной растительности и сельскохозяйственных полей. — М.: Наука,
1965. — С. 7 —22.
Раунер Ю. JI. Тепловой баланс растительного покрова. — Л.: Гидрометеоиздат,
1972. — 206 с.
Рахманов В.В. Влияние лесов на формирование сн его за п а со в / / Метеорология и
гидрология. — 1956. — № 11. — С. 21— 28.
Рахманов В. В. Водоохранная роль лесов. — М.: Гослесбумиздат, 1962. — 234 с.
Рахманов В. В. Водорегулирую щ ая роль л е с о в / / Тр. Гидрометцентра С С С Р .—
1 9 7 5 .— Вып. 1 5 3 .— 192 с.
Рахманов В. В. Л есная гидрология / / Л есоведение и лесоводство. — М.: ВИ НИ ТИ . —
1981. — Т. 3. — 182 с. — (Итоги науки и техники).
Рекомендации но созданию защитных лесных насаж дений вдоль рек и вокруг водо­
емов. — Киев, 1977. — 39 с.
Роде А. А. Основы учения о почвенной влаге. Л.: Гидрометеоиздат, 1965, — Т. 1 . —
664 с.
Романов В. В. Геофизика болот. — Л .: Гидрометеоиздат, 1961. — 359 с.
Рубцов М. В., Братцева Н. Л . И сследование водного режима лесных территорий и
влияние на него рубки древостоев и лесовосстановления в таежных условиях
европейского северо-востока СССР / / Защ итно-водоохранны е леса. — М.: Гид­
рометеоиздат. Моск. отд-ние, 1 9 7 7 .— С. 52— 58.
Руководство воднобалансовым станциям. — Л.: Гидрометеоиздат, 1973. — 306 с.
Румшинский Л . 3. М атематическая обработка результатов эксперимента. — М.:
Наука, 1971. — 192 с.
Серафимов В. Н. Гидрологична роля на иглолистните гори в няком райони на Рила. —
София: Българ. Акад. на наук, 1974. — 186 с.
Скородумов А. С. Водный режим суглинистых почв лесных насаж дений степи и
лесостепи / / Почвоведение. — 1958. — № 3. — С. 67— 75.
Смаглюк К. К. Оценка экологических последствий хозяйственного преобразования
горных лесов Карпат / / Л есоведение. — 1978. — № 2. — С. 3 — 9.
Созыкин Н. Ф. Влияние леса на водные свойства почв / / Тр. ин-та / Всесою з. н.-и. ин-т
лесн. хоз-ва. — 1940. — Вып. 18. — С. 197— 232.
Созыкин Н. Ф., Горбунов Ю. В., Кожевникова С. А., Пятков П. П. Некоторые резуль­
таты лесогидрологических наблюдений на Истринском опорном пункте ВН И И Л М
за период 1938— 1957 гг. / / Труды Ш Всесою зного гидрологического съезда. —
Л .: Гидрометеоиздат, 1959. — Т. 2. — С. 32— 40.
Соколов А. А. О зональных и азональных факторах стока / / Собрание работ по
гидрологии. — Л .: Гидрометеоиздат, 1961. — № 2. — С. 147— 165.
Соколов А. А. О чем шумит русский лес. — Л .: Гидрометеоиздат, 1982. — 96 с.
Соколовский Д . Л . Речной сток. — Л .: Гидрометеоиздат, 1952. — 492 с.
Соколовский Д . Л . Нормы максимального стока весенних паводков. — Л .: Гидро­
метеоиздат, 1959. — 527 с.
Солнцев Н. А. Природно-географическ,ие районы Московской области / / Вопр. гео­
графии. — 1961. — Сб. 51. — С. 5 — 19.
Солнцев Н. А., М амай И. И., Маркус Я. А. Ландш афтные исследования речных
бассейнов для гидрологических ц е л е й //Т а м
ж е . — 1976. — Сб.
1 0 2 .—
С. 75— 92.
Сочава В. Б. Введение в учение о геосистемах. — Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние,
1978. — 319 с.
Сочава В. Б. Географические аспекты сибирской тайги. — Новосибирск: Наука.
Сиб. отд-ние, 1980. — 256 с.
Справочник по климату СССР. — Куйбышев: П риволжское УГКС, 1969. — Вып. 12
(доп. к ч. 4 ).
Субботин А. И. Сток талых и дож девы х вод (по экспериментальным д а н н ы м ).—
М.: Гидрометеоиздат. М оек отд-ние, 1966. — 373 с.
Субботин А. И. Структура половодья и территориальные прогнозы весеннего стока
рек в Нечерноземной зоне европейской территории СССР / П од ред. Н. Ф. Д е ­
м ентьева.— Л .: Гидрометеоиздат, 1978. — 98 с.
Субботин А. И. О ландш афтном направлении в гидрологии / / Вод. ресурсы. —
1983. — № 6. — С. 42— 50.
Субботин А. И., Воронков Н. А., Кожевников С. А., Шомполова В. А. Весенний сток
с лесных и безлесных водосборов специализированных станций и парных б а с ­
сейнов М еж дународного гидрологического десятилетия в лесной зоне ЕТС. —
Обнинск: ОНТИ, 1971. — 51 с.
Сурмач Г. П. О роли лесных полос в комплексе противоэрозионных мероприятий / /
Вопросы антропогенных изменений водных ресурсов. — М.: Гидрометеоиздат.
Моск. отд-ние, 1976а. — С. 6 4 — 84.
Сурмач Г. П. Водная эрозия и борьба с ней. — Л .: Гидрометеоиздат, 19766. — 254 с.
Сухарев И. П. Гидрологическая и противоэрозионная роль лесных полос. — Воронеж:
Центр.-Чернозем, кн. изд-во, 1966. — 120 с.
Таранков В. И. Гидрологический режим хвойно-широколиственных лесов Ю жного
Приморья. — Л.: Наука. Ленингр. отд-ние, 1970. — 120 с.
Таранков В. И. Микроклимат лесов Ю жного Приморья. — Новосибирск: Наука.
Сиб. отд-ние, 1974. — 221 с.
Таранков В. И., Волков В. Н., Ж ильцов А. С. Поверхностный сток в горных лесах
Приморского края / / Использование и воспроизводство лесных ресурсов Д а л ь ­
него Востока. — Хабаровск, 1972. — С. 63— 66.
Таранкова Т. И. Гидрологический режим кедровников Ю жного Приморья / / Ком­
плексные стационарные исследования лесойч Приморья. — Л .: Наука. Ленингр.
отд-ние, 1967. — С. 91 — 102.
Таранкова Т. И. К вопросу о водоохранном значении кедровых лесов Ю жного П ри­
м ор ь я / / Гидроклиматические исследования в лесах советского Дальнего В ос­
тока. — Владивосток, 1973. — С. 130— 136.
Троицкий В. А., Ж ернова М. Н. Влияние леса на поверхностный сток / / Тр. ин-та /
Всесоюз. н.-и. ин-т лесн. хоз-ва. — 1939. — Вып. 8. — С. 45— 94.
Трубихин Н. А. Двумерная модель формирования дож девого паводка / / Метеорология
и гидрология. — 1983. — № 7. — С. 9 4 — 100.
Федоров С. Ф. Испарение с леса при различном составе насаж дений / / Тр. ин-та /
Гос. гидрол. ин-т. — 1967. — Вып. 142. — С. 62— 71.
Федоров С. Ф. И сследование элементов водного баланса в лесной зоне европейской
территории СССР. — Л.: Гидрометеоиздат, 1977. — 264 с.
Федоров С. Ф., Марунич С. В. Оценка изменений элементов водного баланса в хвой­
ных лесах под влиянием лесохозяйственных мероприятий / / О рганизация экосис­
тем южной тайги. — М., 1979. — С. 185— 193.
Федоров С. Ф., Марунич С. В. Гидрологическая роль леса. О бзорная информация. —
Обнинск: ВНИИГМ И М Ц Д , 1985. — Вып. 2. — 42 с.
Федоров С. Ф., Марунич С. В., Буров А. С., Ральцевич Н. Д . Изменение структуры
водного и теплового баланса залесенных территорий под влиянием вырубок / /
Тр. ин-та / Гос. гидрол. ин-т. — 1981. — Вып. 279. — С. 20— 31.
Форсайт Д ж . Машинные методы математических вычислений. — М.: Мир, 1980. —
279 с.
Ханбеков Р. И., Письмеров А. В. Стокорегулирующая роль темнохвойных и листвен­
ных молодняков / / Изменение водоохранно-защ итной функции лесов под влия­
нием лесохозяйственных мероприятий. — Пушкино, 1973. — С. 17— 24.
Харитонов Г. А. Л есомелиорация водных угодий / / Л есная промышленность. — М.,
1976. — 169 с.
Чеботарев Ю. А. Модель формирования дож девы х паводков на малых лесных водо­
сборах / / Докл. ВАСХН ИЛ. — 1981. — № 3. — С. 47— 48.
Чеботарев Ю. А. Модель формирования дож девы х паводков на малых лесных водо­
с б о р а х / / Вестн. с.-х. н а у к и .— 1982. — № 10. — С. 110— 118.
Чеботарев Ю. А. Динамико-стохастическая модель водного баланса почвы / / М етео­
рология и гидрология. — 1983. — № 10. — С. 86— 93.
Чеботарев Ю. А. П одход к динамико-стохастическому моделированию дож девого
стока / / М оделирование процессов гидросферы, атмосферы и ближ него кос­
м о с а .— Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1985. — С. 94— 101.
Чеботарев Ю. А., Соловьев И. Н. Изучение влагооборота в почве / / География и
природ, ресурсы. — 1986. — № 3. — С. 131 — 136.
Чешев J1. С., Черных 3. И. Изменение условий среды на сплошных узкополосных
вырубках в еловых лесах Т ян ь-Ш ан я/ / Л ес о в е д е н и е.— 1977. — № 1 . —
С. 19— 26.
Чижмакова Т. Н. Учет влияния лесистости водосборов на слой стока за половодье / /
Тр. Центр, высот, гидрометеообсерватории. — 1973. — Вып. 2. — С. 65— 76.
Чубатый О. В. Захисна роль карпатських л1Ыв. — Ужгород: Карпати, 1968. — 136 с.
Чубатый О. В. Водоохоронш ripcbKi Л1си. — Ужгород: Карпати, 1972. — 120 с.
Чубатый О. В. Влияние рубок леса на паводочный сток в К арпатах (на примере
буковых лесов) / / Вод. ресурсы. — 1981. — № 1. — С. 48— 55.
Чубатый О. В. П рсью люи — регуляторы водного режиму. — Ужгород: Карпати,
1984а. — 104 с.
Чубатый О. В. Формирование водного баланса водосборов в связи с возрастом буковых
лесов Карпат / / Л есоведение. — 19846. — № 1. — С. 3— 7.
Чубатый О. В., Олийник В. С. Влияние леса на водность рек Карпат (на примере
верховьев р. Рика) / / Вод. ресурсы. — 1976. — № 4. — С. 50— 57.
Ш вебс Г. И. Контурное земледелие. — О десса: Маяк, 1985. — 55 с.
Швебс Г. И., Васютинская Т. Д ., Антонова С. А. Долинно-речные парагенетические
ландшафты / / География и природ, ресурсы. — 1982. — № 1. — С. 24— 32.
Широков В. М. Особенности формирования стока в бассейне р. Сок / / И з в Казан,
фил. АН СССР. Сер.энергетики и водн. хоз-ва. — 1957. — Вып. 1. — С. 181 — 185.
Ш пак И. С. Влияние леса на водный баланс водосборов. — Киев: Наук, думка,
1968. — 284 с.
Ш пак И. С., Булавская Т. Н. Распределение снеж ного покрова и высотные градиенты
осадков и снегозапасов в районе Закарпатской стоковой станции / / Тр. ин-та /
Укр. н.-и. гидрометеорол. ин-т. — 1967. — Вып. 66. — С. 59—69.
Вас S. Rola lesu w balan sie w odnum Rolski / / Folia Forest, Pol. Ser. A. — 1968. —
Z. 14.
Garczynski F. In flu en ce du taux de boisem ent sur le regim e hydrologique dans frois
region s des U . S. A. / / Intern. Sym p. on the Influence of m an on the H ydrological
Regim e. — H elsinki: U N E SC O -JA H S, 1980. — P. 1— 11.
Imhoff K- R- W ald und W asser / / A llgem ein e F o rstze itseh rift. — 1982. — N 4 5 . —
S. 1353— 1355.
О ГЛАВ ЛЕН ИЕ
Предисловие (А. Н. Антипов) ......................................................................................................
3
Г л а в а 1. ОБЩ ИЕ ВОПРОСЫ Л Е С О ГИ Д Р О Л О ГИ Ч Е С К И Х И С С Л ЕД О ­
ВАНИЙ ..........................................................................................................................................
6
1.1. И ст о р и ч е с к и е и м е т о д и ч е с к и е асп ек ты и с с л е д о в а н и й (Л . Н. А н ­
типов, С. Ф. Федоров, С. В. М арунич ) ...................................................... 7
1.2. О пы т п р и м ен ен и я л а н д ш а ф т н о г о п р и н ц и п а о ц ен к и вл и я н и я
л е с а на в е се н н и й с т о к ( # . А. М аркус, Л . Т. Павлуш кин) . . .
19
1.3 М о д е л и р о в а н и е ги д р о л о г и ч е с к и х п р о ц е с с о в н а м ал ы х л е сн ы х
в о д о с б о р а х ( Ю . А . Чебот арев) ..........................................................................27
1.4 У чет л е с и с т о с т и при м о д е л и р о в а н и и в о д н о г о б а л а н с а в с и с т е м е
а т м о с ф е р а — п о в е р х н о с т ь суш и (В. Н. М а л и н и н ) .................................... 35
1.5. М ет о д ы у ч ет а в л и я н и я л е с о х о з я й с т в е н н ы х м ер о п р и я ти й на
сто к м ал ы х р е к (В. Е. В о д о г р е ц к и й ) ................................................................44
1.6. С т а т и с т и ч е с к и е м етоды о ц ен к и вл и я н и я л е с о в ы р у б о к на ст о к
м ал ы х р ек (Л . М. Ершова, А. В. П е т е н к о в ) ................................................. 51
Г л а в а 2. ГИ Д РО Л О ГИ Ч Е С К И Е СВО Й СТВА Л ЕСН Ы Х ГЕОСИСТЕМ
РАЗН Ы Х ГЕОГРАФ ИЧЕСКИХ З О Н ....................................................................................... 56
2.1 . Ф о р м и р о в а н и е с т о к а на м ал ы х в о д о с б о р а х в с р е д н е й т а й г е е в ­
р о п е й с к о г о С е в е р а (М. В. Рубцов, А. А. Д ерю гин, Ю. Н. Салм и н а ) ............................................................................................................................... 56
2 .2 . В л и я н и е л е с а на с л о й с т о к а в е с е н н е г о п о л о в о д ь я р ек У краин ы
(М. Е. Р о м а н ч у к ) .....................................................................................................66
2 .3 . В о д о о х р а н н а я и в о д о р е г у л и р у ю щ а я р о л ь го р н ы х л е с о в К а р п а т
(В. С. О л и й н и к ) ........................................................................................................... 73
2 .4 . В л и я н и е ф а к т о р о в п о д с т и л а ю щ е й п о в е р х н о с т и н а ф о р м и р о в а ­
ни е м а к си м а л ь н о г о с т о к а п о л о в о д ь я р е к З а п а д н о -С и б и р с к о й
равн ин ы (Е. Д . Гопченко, Н. Г. С е р б о в ) ........................................ . 8 0
2 .5 . И н д и к а ц и о н н ы е с в о й с т в а л е с н о г о п о к р о в а в р а с ч е т а х п о д з е м ­
н о г о п и тан и я в о д о т о к о в (Е. В. Т р о ф и м о в а ) ........................................ 86
2 .6 . Г и д р о л о г и ч е с к и е х а р а к т ер и ст и к и г е о с и с т е м б а с с е й н а р. С е ­
л ен ги (В. Н. Ф е д о р о в ) .......................................................................................89
2 .7 . В о д о о х р а н н о -з а щ и т н а я р о л ь х в о й н о -ш и р о к о л и с т в ен н ы х л е со в
Ю ж н о г о П р и м о р ь я (А. С. Ж и л ь ц о в ) .............................................................97
Г л а в а 3. ГИ ДРО Л О ГИ Ч ЕС КИ Е ФУНКЦИИ П РЕО БРАЗО ВАН Н Ы Х Л Е С ­
НЫХ
Г Е О С И С Т Е М ............................................................................................................Ю2
3 .1 . В л и я н и е л е с о х о з я й с т в е н н ы х м ер о п р и я ти й на и з м ен ен и е в о д о ­
о х р а н н о й и п о ч в о за щ и т н о й рол и л е с о в (А. В. Побединский) .
Ю2
3.2. Влияние рубок леса на соотношение элементов водного и
теплового баланса лесных геосистем южной тайги ЕТС
(С. В . М а р у н и ч , С . Ф . Ф е д о р о в ) .....................................................109
3.3. Изменение составляющих водного баланса в связи со сплош­
ными рубками в северо-таежных лесах ( В . А . А н и к е е в а ,
Н . И . К у р б а к ) .................................................................................... 118
3.4. Водорегулирующая и водоохранная роль нарушенных горных
лесов ( В . С . О л и й н и к ) .................................................................... 124
Г л а в а 4. И СП О Л ЬЗО В А Н И Е ГИ ДРО ЛО ГИ ЧЕСК И Х СВОЙСТВ Л Е С ­
НЫХ ГЕОСИСТЕМ В П Р А К Т И К Е ........................................................................
131
4.1. Пополнение запасов артезианских вод с помощью лесов
( В . В . Р а х м а н о в ) ...............................................................................131
4.2. Ландшафтно-гидрологические основы проектирования водоох­
ранных полос ( Г . И . Ш в е б с , Т . Д . Б о р и с е в и ч ) ............................ 140
4.3. Гидрологическая роль защитных лесных насаждений ( И . К . З ы ­
к о в , В . И . П а н о в ) ............................................................................... 145
Заключение ( А . Н . А н т и п о в ) ..........................................................................154
Список литературы .......................................................................................... 158