ЭРОЗИЯ ПОЧВ 5 Л.Ф. Литвин, З.П. Кирюхина, Н.Г. Добровольская СОВРЕМЕННАЯ ДИНАМИКА ЗЕМЛЕДЕЛЬЧЕСКОЙ ЭРОЗИИ В РОССИИ * Введение. Земледельческая эрозия − далеко не самый распространённый из склоновых эрозионно-аккумулятивных процессов на территории России. Пашня занимает лишь 7,1-7,55% территории, а её доля среди земель сельскохозяйственного назначения не превышает 58,5% [Государственный доклад…, 2008]. Но поскольку интенсивность земледельческой эрозии на 1-2 и более порядков выше, чем на всех других угодьях, можно говорить о её количественном превосходстве в отношении латерально перемещаемых веществ в целом. Для наиболее плотно населённых лесостепных и степных равнин Европейской части России, где обрабатываются до 60-70% площади, земледельческая эрозия − безусловно, наиболее мощный фактор деградации естественного плодородия почв, перемещения субстрата почв, загрязняющих веществ и их поступления в реки. Деградация верховьев речной сети здесь также в большой мере следствие земледельческой эрозии [Иванова, 1990]. В США потери от загрязнения вод, поступающими в результате деятельности эрозии взвесями, растворимыми твёрдыми веществами, азотом, фосфором, бактериями, в 4,6 раза превышают потери, обусловленные эрозионным снижением продуктивности почв [Каштанов, Лисецкий, Швебс, 1994]. Земледельческая эрозия − явление двойственного природноантропогенного генезиса и в силу этого гораздо более динамична, чем её природные аналоги − делювиальные процессы. Движущие силы этой динамики − природная и антропогенная (социально-экономико-технологическая) − взаимосвязаны и взаимозависимы, но функционируют каждая по своим законам, с трудно сопоставимыми различиями в скоростях, резкостью локализации и масштабами территориальной дифференциации. Социально-технологические изменения в сельском хозяйстве приобретают всё более глубокие и ярко выраженные почвенно-эрозионные последствия. Наиболее наглядна вспышка земледельческой эрозии и оврагообразования на юге ЕЧР после реформы 1862 г. Быстрые и глубокие социально-экономические преобразования произошли и в начале 90-х г. XX в. Многопланова и сложна роль динамики земледельческой эрозии в экологии, в формировании современных ландшафтов, изменении гидрологического режима рек и функционировании эрозионно-русловых систем. Взаимосвязи здесь далеки от прямолинейности и однозначности. В.Н. Голосов [2006] на примерах хозяйственно и ландшафтно контрастных территорий показал, что одинаково направленные изменения процессов эрозии имеют неоднозначные последствия для функционирования разнопорядковых русловых систем. Так, например, интенсификация земледельческой эрозии и сопутст* Выполнено по программе Президента РФ для поддержки ведущих научных школ (проект НШ-79.2012.5). 6 вующее усиление неравномерности стока воды, обусловленные распашкой склонов, вызывают заиление днищ водотоков одного порядка и врезание русел другого порядка. Неоднозначность реакции эрозионно-русловых систем разных порядков, относящихся к одному бассейну, при одинаковом внешнем воздействии может служить иллюстрацией проявления «закона факторной относительности» Н.И. Маккавеева, то есть положения о «неодинаковой и разновременной реакции процессов в различных звеньях гидрографической сети при изменении условий географической среды» [Маккавеев, 1973; Чалов, Хмелёва, 1979]. Обстоятельством, затрудняющем экологическую оценку динамики эрозионных процессов, является трудность оценки временного лага «отклика» нижних звеньев эрозионно-русловых систем на динамику притока наносов со склонов, который зависит от порядка потока, состава наносов и может составить десятки и более лет. Для оценки пространственно-временной динамики эрозии возможны два пути: 1) «точечный» мониторинг интенсивности и распространения процессов в натуре путём организации гидролого-эрозионных наблюдений на пахотных склонах с дальнейшей их территориальной интерполяцией картографическими и аэрокосмическими методами; 2) оценка изменений основных факторов и интенсивности эрозии с помощью математических моделей эрозии, что требует создание соответствующей базы факторных данных (метеорологических, картографических и статистических). Первый путь для оценки уже произошедших изменений невозможен, поскольку наблюдения были практически полностью прекращены в 90-х г. XX в. Возросли трудности и с получением базы данных. Даже в государственной статистике встречаются крупные неувязки в отношении площадей угодий, поскольку натурных всероссийских обследований не проводилось [Государственный…, 2009]. Цель настоящей работы – оценка в общероссийском масштабе динамики земледельческой эрозии пахотных земель, почвозащитной способности агроценозов, климатических факторов эрозии; прогноз оценки изменения потенциальной опасности загрязнения вод. Оценка дифференцирована по основным природно-сельскохозяйственным зонам в период с 80-х гг. XX в. по настоящее время. Выбор начального временного интервала обусловлен относительной стабильностью структуры земель, относительной стабильностью землепользования и технологий земледелия. К этому периоду относится количественная характеристика распределения и интенсивности земледельческой эрозии сельскохозяйственной зоны России в разрезе административных и природно-зональных единиц, впервые полученная по единой для всех регионов методике моделирования [Ларионов, 1993; Литвин, 2002]. Для ландшафтной характеристики использована схема «Природно-сельскохозяйственное районирование земельного фонда СССР» [1984], на которой границы зон проведены с учётом географии почвенного покрова, особенностей сельскохозяйственного производства и определённого соотношения между пашней и другими угодьями. 7 Эволюция природных факторов земледельческой эрозии Изменения природных факторов земледельческой эрозии почв имеют тройственный генезис. Главные роли играют: а) изменение свойств самих факторов, связанные с собственной внутренней эволюцией; б) изменение свойств, связанное с антропогенными целенаправленными или побочными воздействиями; в) природно-антропогенные изменения пространственного распределения эрозионных ареалов. Изменения первого типа, как правило, глобального или регионального масштабов с эволюционно-колебательным трендом во времени характерны для климатической составляющей эрозионной системы (атмосферные осадки, промерзание почв и т.д.). Они наиболее свободны от антропогенного влияния в ограниченные по продолжительности периоды, хотя и здесь его нельзя исключить полностью (таково, например, перераспределение снежного покрова лесными полосами и кулисами). Характерны также временные колебания на фоне однозначно направленного тренда − периоды кратковременных похолоданий и потеплений на фоне векового роста температуры воздуха [Клиге, 2006]. Дождевые осадки на равнинах ЕЧР являются наиболее независимым фактором, хотя некоторые региональные особенности территориального распределения эрозионного потенциала дождя (R30) коррелируют с расположением таких крупных форм рельефа как горные системы Кавказа и Урала [Ларионов, 1993], а распределение годового слоя − с расположением возвышенностей или крупных водохранилищ. Эрозионную характеристику осадков тёплого периода можно оценивать рядом показателей – годовым слоем осадков, количеством случаев их выпадения осадком с определённым превышением слоя (более 10, 20, 30 мм), эрозионным потенциалом дождя R30 модели RUSLE и др. Минимальным сроком для оценки с достаточной точностью среднегодовой нормы этих показателей является 20-30-летний период, поэтому о пореформенных изменениях можно говорить только как о тенденциях или прогнозных оценках. Анализ показывает, что даже в пределах одной ландшафтной лесостепной зоны изменения эрозионных характеристик ливневых осадков неоднозначны. Так, на Среднерусской возвышенности (метеостанция Курск) число ливней со слоем осадков 10-20 мм заметно увеличилось относительно начала XX в. в 1,8 раза, в то время как число ливней со слоем более 20 мм почти не изменилось по отношению к 1986-1995 гг. [Голосов и др., 2010]. На севере Приволжской возвышенности в целом также прослеживается тенденция к росту ежегодного числа случаев выпадения ливней со слоем более 10 мм с 5,2 (1961- 1970 гг.) до 6,98 случаев (1991-2000 гг.), но величина R30 в эти же сроки увеличилась незначительно – с 6,96 до 7,1 единиц соответственно. Наиболее устойчивую тенденцию к росту показывает величина слоя осадков (более 10 мм) – с 73 до 124 мм. Однако далеко не всегда среднедесятилетние величины двух этих показателей изменяются синхронно. В целом внутрирегио8 нальная пространственная динамика эрозионных характеристик ливневых осадков весьма сложна. По данным пяти пунктов метеонаблюдений только на одном (Нижний Новгород) тенденция роста среднедесятилетних годовых R30 оказалась устойчивой, тогда как на всех других отмечались значительные флуктуации значений всех трёх показателей. Таким образом, для лесостепной зоны в целом можно говорить о тенденции к слабому трудно оцениваемому количественно росту эрозионной активности ливней. Более заметны глобальные изменения климата отразились на климатических и почвенно-климатических факторах эрозии при снеготаянии, из которых основными являются предвесенние запасы воды в снеге, глубина промерзания и влажность почв. Два первых фактора зависят от температуры воздуха, с повышением которой учащаются и углубляются зимние оттепели. Эти связи имеют региональный характер. Если севернее лесостепной зоны оттепели очень редко приводят к сходу снежного покрова, а талая вода идёт на образование подснежных и внутриснежных ледяных корок, то в лесостепи и степи во время глубоких оттепелей нередки случаи склонового стока и роста потерь на испарение. Климатологи наблюдают повышение зимних температур на Русской равнине со второй половины 70х гг. на 1-1,2°С и осадков в среднем на 5-25 мм. На Среднерусской возвышенности за весь XX в. сумма зимних осадков (Курск) увеличилась на 40-45 мм − с 185 до 230 мм, а в Каменной степи на 98 мм − с 83 до 181 мм. При этом предвесенние запасы воды в снеге (с 1962 по 1995 гг.) снизились на 70 мм (130 и 60 мм), а в Каменной степи (с 1935 по 1975 гг.) на 20 мм [Кузнецов и др., 2006]. В расположенном северо-восточнее Северном Приволжье тренды высоты снежного покрова и максимальных запасов воды в снеге положительны и более согласованы. Сравнение запасов в 80-х гг. и в период с 1997 по 2006 гг. показало существенный рост (около 20%), тогда как высота снежного покрова за последние 40 лет увеличилась на 40% при существенной вариабельности на соседних метеостанциях. Второй по значимости фактор талого стока – глубина промерзания − проявляет здесь неясно выраженную тенденцию к снижению. На метеостанции Сергач в последнее десятилетие среднемноголетняя глубина промерзания снизилась по сравнению с холодными периодами почти вдвое и на 30% по сравнению с тёплым периодом (1977-1989 гг.). Для метеостанции Арзамас снижения глубины промерзания не отмечается, что ещё раз свидетельствует о значительной пространственной вариабельности глубины промерзания, зависящей от множества локальных факторов. Результатами направленных изменений этих двух факторов, охвативших не только лесостепную, но и южно-таёжную зону, должно было стать резкое снижение слоя талого стока. Действительно, коэффициенты талого стока с зяби в районе Новосильской ЗАГЛОС снизились до нескольких сотых [Голосов и др., 2010], в южно-таёжной зоне (район г. Боровска) средний сток с зяби в период с 1989 по 1996 гг. снизился втрое по сравнению с предыдущей пятилеткой [Литвин и др., 1998]. Очевидно, что и интен9 сивности талого смыва должна снизиться на всей пашне ЕЧР. В Курской области средний смыв с 1962 по 1995 гг.снизился на 0,4 т/га*год [Кузнецов и др., 2006]. Однако в отсутствии экспериментальных наблюдений, практически полностью свёрнутых в 90-е гг. XX в., количественно оценить влияние на талый смыв этих изменения возможно лишь путём моделирования. Рельеф и почва − наиболее консервативные элементы ландшафтов и эрозионно-склоновых систем, но их эрозионные характеристики существенно изменялись в историческое время, а особенно быстро в эпоху индустриализации. В новейших классификациях почвы обрабатываемых земель выделяются в особую категорию «агрозёмов» с присущей такому рангу спецификой генезиса и физических свойств. Изменение важнейших для эрозионных процессов свойств агрозёмов (противоэрозионной устойчивости, водопроницаемости, агрегированности) связано с изменениями технологии обработки, биологических свойств культур, вида использования земель. В настоящее время нет оснований считать, что в этом отношении в целом по России уже произошли существенные изменения, хотя в отдельных регионах достаточно активно начинают использовать так называемые минимальные обработки, которые изменяют и противоэрозионные параметры агрозёмов [Либельт, 2011]. Пространственное распределение рельефа и почв тесно связаны − «рельеф является «законодателем» структуры почвенного покрова и служит основой почвенной картографии» [Добровольский, Урусевская, 2004], и поэтому изменение в географии пашни влекут за собой взаимосвязанные изменения как эрозионных характеристик пашни, так и структуры почвенного покрова. Морфолитология прямо или косвенно обуславливает наличие и размещение в агроландшафте первоначально малоплодородных почв, эродированных почв крутых склонов или земель, требующих мелиорации, т.е. земель, использование которых в новых экономических условиях стало недостаточно рентабельным. Крутосклонные эродированные пашни и межовражные участки отличаются и максимальными значениями эрозионного потенциала рельефа. В настоящее время именно такие земли забрасывают в первую очередь. Заметные изменения в составе и соотношении площадей ареалов почвенных типов произошли в связи с природно-антропогенными преобразованиями пространственного распределения эрозионных ареалов − с сокращением площадей и сменой распределения пашни на местности. Особенно это заметно в областях ледниковых отложений, где часто чередуются супесчанные, суглинистые почвы и почвы на покровных суглинках. В первую очередь забрасываются и зарастают лесом почвы с низким бонитетом. Эта же причина – изменение расположения ареалов пашни, играет и главную роль в изменениях эрозионных характеристик пахотного рельефа. На основе отдельных наблюдений можно предположить, что, учёт/неучёт эрозионной опасности склонов зависит от масштабов и сроков сокращения площади пашни. При умеренных сокращениях в 1-ю очередь забрасываются 10 крутые склоны с высоким эрозионным потенциалом рельефа и эродированными почвами, а при массовых − эрозионный потенциал рельефа перестаёт приниматься во внимание. Таким образом, изменения рельефа пашни и эрозионных свойств агрозёмов оказали существенное влияние на почвенноэрозионные процессы. Очевидно, что это влияние регионально дифференцированно, но его количественная оценка дело будущего. Социально-экономическая составляющая динамики эрозии Наиболее значимыми последствиями социально-экономических реформ в отношении земледельческой эрозии оказались: а) общее сокращение площади пахотных земель, т.е. вывод их из сельхозоборота, трансформация в другие угодья и т.д.; б) появление нового вида агрофона − «незасеваемой пашни», или перелога; б) изменения структуры посевных площадей и технологий обработки, сказавшиеся на почвозащитной способности агроценозов. Базой статистических данных для анализа динамики площади пашни и структуры посевных площадей послужили справочники − «Российские статистические ежегодники», Государственные (национальные) доклады «О состоянии и использовании земель», справочники «Агропромышленный комплекс России» Минсельхоза, «Земельный фонд Российской Федерации» Росземкадастра, а также данные Всероссийской сельскохозяйственной переписи 2006 г. и литературные источники. Сокращение пахотного клина – долговременный процесс, массовое распространение которого началось сразу после освоения целинных и залежных земель, а в некоторых регионах лесной зоны и гораздо раньше. Этот процесс значительно ускорился с началом реформ, особенно в 19962003 гг.) и начал замедляться в последние годы (табл. 1). Трансформация пашни в другие виды сельскохозяйственных угодий или перевод её в земли других категорий (несельскохозяйственного использования) является наиболее мощным фактором снижения интенсивности (вплоть до полного затухания) эрозионных процессов на трансформированных угодьях. В дореформенный период, то есть до начала 90-х гг. XX в., практически вся пашня (более 99%) входила в состав категории земель сельскохозяйственного назначения, но в дальнейшем небольшая часть её была причислена к землям других категорий. Сокращение площадей пашни происходило за счёт передачи пашни из категории земель сельскохозяйственного назначения в категории земель населенных пунктов, категорию земель промышленности, энергетики, обороны и т.п. В первые годы реформ, как и в предыдущие, рост площадей залежи был незначительным. Этот процесс сдерживался запретом на передачу пахотных земель. В настоящее время все прежние статьи убыли пашни функционируют, ускорился перевод пашни в залежь и в категорию земельного запаса. Сокращение общей площади пашни, составившее за период с 1980 по 2006 гг. 9,2%, крайне неравномерно распределено по территории России. 11 Минимальные сокращения пашни земель сельскохозяйственного назначения (её площадь в 2006 г. составила 116,1 млн. га или 95,4% от площади пашни всех категорий земель) происходили в регионах с наиболее плодородными почвами в Центрально-Чернозёмном, Северо-Кавказском регионах (7-8%) и в Западной Сибири (9%). Максимально катастрофически сократилась пашня Восточной Сибири и Дальнего Востока (33-34%), существенно в лесной зоне ЕЧР (13-18%). Эрозионный эффект сокращения пахотного клина России заключается в том, что масса ежегодно сносимого с пахотных склонов материала, без учёта региональной дифференциации интенсивности смыва, сократились на 9,2% (если пренебречь смывом с залежей и земель прочих категорий). Что касается залежей, то их площадь увеличилась в 15 раз (до 5,14 млн. га или 3,8%). Половина этих земель находится в залежи уже более 10 лет (табл. 1), и интенсивность смыва снизилась здесь на несколько порядков. Таблица 1. Динамика сельскохозяйственных угодий в границах России за период с 1990 по 2007 гг. (тыс. га)* В том числе Год 1990 1991 1992 1993 1994 1995 1996 1997 1998 1999 2000 2001 2002 2003 2004 2006 2007 Сельскохозяйственные угодья 222409,2 222407,9 2224863 222122,0 221794,6 221985,2 221634,2 221491,6 221161,8 221151,3 221088,8 221003,6 220896,2 220832,6 220679,0 220632,7 220567,9 *− Государственный доклад ….., 2008. пашня сенокосы и пастбища залежь 132304,2 132068,7 132004,6 131587,3 130656,2 130197,6 128870,9 127825,7 126488,6 125331,9 124373,8 123859,6 123464,4 122558,4 121780,9 121573,9 121573,5 87899,5 86860,2 88081,1 88245,6 88012,4 88229,2 88783,0 89220,9 89943,8 90585,6 90923,4 91143,0 91351,4 91903,6 92008,8 92117,1 92094,5 347,2 374,7 393,4 481,2 1097,8 1456,4 2003,1 2501,9 2874,6 3360,8 3927,2 4143,3 4245,0 4556,3 4998,9 5144,3 5105,7 Заброшенная (незасеваемая) пашня – новый тип агротехнического состояния пахотных угодий, получивший широкое распространение наряду с паром (зябью) и посевами. Незасеваемая пашня – это пашня, не обрабатываемая в течение 2-х и более лет, но формально не переведённая из пашни в разряд залежи. Когда-то такие земли называли перелогом. Они быстро зарастают сорной растительностью, почвозащитная способность которой возрастает год от года и становится сопоставимой с почвозащитной способностью посевов многолетних трав (на порядок выше, чем на пару или зяби), а 12 со временем может сравняться по этому признаку и с естественной травянистой растительностью. Эрозионный эффект появления нового агрофона, таким образом, весьма существенен, но значительные трудности представляет оценка масштабов его распространения и региональной дифференциации. Казалось бы, что земельная статистика достаточно подробно с точностью до 100 га освещает динамику площадей сельскохозяйственных угодий и их состояния. Однако в Государственном докладе [2008] отмечается, что реальное сокращение продуктивных земель отразить невозможно, т.к. инвентаризация и обследование земель за последние 10 лет не проводилось. Более того, статистические данные переписи [ВСХП, 2006], полученные по результатам натурных (полевых) обследований земель, фактически используемых организациями и гражданами, отличаются от данных Роснедвижимости (Государственных докладов), полученных на основе документированных сведений, в сторону уменьшения в отношении общей площади сельскохозяйственных угодий на 3,5 млн. га, а пашни – на 10 млн. га. По результатам переписи эта пашня – залежь. В «Российском статистическом ежегоднике» [2006] приведены площади посевов в разрезе административных областей, но отсутствуют сведения по площади паров. Если предположить, что соотношения посевных площадей и пара остались на дореформенном уровне, а причин их изменений не просматривается, поскольку структура посевов в целом не сильно изменилась, то площади неиспользуемой пашни можно оценить по разности площади всей пашни и площади посевов + пар. Подобные расчёты показывают, что площади заброшенной пашни в России значительно больше, чем это даётся даже в ВСПХ (табл. 2). Таблица 2. Распределение площадей заброшенной (незасеваемой) пашни земель сельскохозяйственного назначения в ландшафтных зонах России Регион, зона Площадь пашни, тыс.га* Площадь заброшенной пашни, тыс. га 2006 г. 14134,5 Посевные площади +пар, тыс. га 73896,8 59762,3 Европейская часть Северо- и средне-та1296,2 929,4 366,9 ёжная зоны Южно-таёжная зона 13265,1 10029,5 3235,6 Лесная зона в целом 14561,3 10958,9 3602,5 Лесостепная зона 26132,8 21486,3 4646,5 Степная зона 33202,7 27371,1 5885,5 27980,4 22901,8 5078,5 Сибирь Лесная зона 3463,2 2945,1 518,1 Лесостепная зона 13763,9 11008,3 2755,6 Степная зона 10753,3 8948,4 1804,8 * − по данным ВСПХ на землях сельскохозяйственного назначения Доля заброшенной пашни, % 19,1 28,3 24,4 24,7 17,8 17,7 18,2 15,0 20,0 16,8 13 Масштабы распространения перелога повсеместно превосходят собственно вывод пашни из сельхозоборота и менее дифференцированы по территории. В районах с менее благоприятными условиями (северная и средняя тайга ЕЧР) доля заброшенной пашни максимальна и в 1,5 раза выше, чем в благоприятных для сельского хозяйства лесостепной и лесной зонах. В то же время в Сибири таких контрастов не наблюдается, и доля заброшенной пашни в лесной зоне, слабо освоенной земледелием, несколько меньше, чем в лесостепной. Таким образом, в процессе трансформации пахотных угодий в перелог, вероятно, превалируют социально-экономические причины общероссийского масштаба. Для оценки влияния собственно интенсивности земледельческой эрозии на сокращение площадей обрабатываемой пашни оценивалась корреляция между долями общей убыли используемой пашни (разность площадей посевы+пар в 1980 и 2006 гг. в %) и средне областной/республиканской интенсивностью земледельческой эрозии (т/га·год). Доля общей убыли характеризовала совместный эффект вывода пашни из сельхозоборота и трансформации обрабатываемой пашни в перелог. Областные показатели были сгруппированы по ландшафтным зонам согласно карте [Природносельскохозяйственное…., 1984] для выравнивания влияния остальных природных факторов. Результаты корреляционного анализа показали, что при таком масштабе территориального осреднения связи между факторами положительны, но статистически не достоверны (при уровне достоверности 0,95). Особенно низкие коэффициенты корреляции получены для лесной и степной зоны Европейской части – 0,06 и 0,01 соответственно. В лесостепной зоне они повышаются до 0,33 и 0,21 в европейском и сибирском секторах соответственно. Средняя корреляция отмечена в лесной зоне Сибири − 0,48, а самая высокая – для сибирской степи (достоверность 0,78 при уровне 0,8). В целом такие результаты закономерны. В лесной зоне ЕЧР крутизна склонов при земледельческом освоении − это скорее положительный фактор, поскольку при избыточном увлажнении плоские поверхности заболачиваются. Соответственно, при сокращении пашни большее значение имеет бонитет почв и социально-экономические условия. Высокая корреляция эрозии и сокращение доли обрабатываемой пашни в степной зоне Сибири также требуют дальнейшего анализа, поскольку степи захватывают такие непохожие ландшафтом области как, например, Челябинская и Хакассия. Очевидно, анализ влияния эрозии должен выполняться для меньших по площади территориальных единиц. Почвозащитная роль агроценозов. Смена планово-распределительной системы экономики в земледелии рыночными отношениями обусловила существенное изменение основного показателя почвозащитной способности агроценоза − структуры посевных площадей, точнее, соотношения площадей пашни занятой культурами с различными почвозащитными свойствами. Естественно, что основные параметры структуры определяются природны14 ми условиями. Их влияние в настоящее время даже усилилось, поскольку ослабло влияние корректирующих антропогенных факторов: резко сократились площади мелиораций и орошения, а внесение минеральных удобрений сельскохозяйственными предприятиями снизилось в 2,5-3 раза [Павлова, 2010]. С другой стороны перестал работать принцип регионального «самообеспечения», сильно разнообразивший и усложнявший структуру посевов, исчезли внеэкономические причины необоснованного расширения клина отдельных культур. Так, в Починковском районе Нижегородской области пореформенный список возделываемых крупными предприятиями культур сократился − перестали возделывать картофель, корнеплоды, овощи, технические культуры, сократились площади под кукурузу на силос, а из новых культур появился рапс, занявший 4% посевных площадей. Однако коэффициент корреляции между долями площадей посевов основных культур в дореформенном 1985 г. и в 2009 г. составил 0,87 [Канатьева и др., 2010]. Все подобные перемены имеют региональную специфику природно-экономического генезиса. Так, в лесной зоне единообразие усилилось ростом площадей под многолетними травами. При количественной оценке почвозащитной способности агрокультуры объединяются в несколько групп с близкими почвозащитными свойствами: 1) озимые; 2) яровые густопокровные; 3) высокостебельные пропашные (кукуруза, подсолнечник, хлопчатник); 4) низкорослые пропашные (кормовые корнеплоды, овощные, картофель, сахарная свекла); 5) многолетние травы. Отдельно учитывается площадь паров. Такая группировка несколько сглаживает картину изменений структуры посевов, так как, например, однолетние травы и яровые зерновые относятся к одной группе – густопокровные яровые, а в группу низкорослых пропашных попадают такие разные по ареалам культуры как картофель и сахарная свёкла. Физическое обоснование почвозащитной способности агроценозов пока недостижимо. В логико-математической модели эрозии USLE её показателем (агроэрозионный индекс ценоза С) служит отношение смыва со склона под конкретной культурой к смыву с пашни под паром при прочих равных условиях, то есть величина индекса обратно пропорциональна почвозащитной способности. Отдельно оцениваются индексы для талого (Ст) и дождевого стока (Сд). Величина индекса Сд для каждой культуры зависит от специфики обработки почвы, биологических свойств культуры (проективное покрытие, подземная биомасса) и сочетаний стадии развития культуры с внутригодовым распределением эрозионного потенциала осадков. Для учёта последних было проведено агроэрозионное районирование территории бывшего СССР с выделением 62 агроэрозионных районов [Ларионов, 1993]. Среднегодовой агроэрозионный индекс ценозов при дождевом стоке для всего севооборота рассчитывается как средневзвешенная величина 15 эрозионных индексов основных групп культур и пара в структуре посевов административной или хозяйственной единицы: Сд = (Сд1* S1+ Сд2*S2+….+ Сдn* Sn) / 100 где S1, S2, ….. Sn - соответственно площади (%), занятые конкретной группой полевых культур или паром, а Сд1, Сд2….+ Сдn* Sn их частные эрозионные индексы, соответствующие районированию. Аналогично рассчитывается и Ст, с той лишь разницей, что значение частных индексов принимается одинаковым для всей территории России, а их величины при отвальной вспашке равны: для зяби и пара – 1,0 (при плоскорезной – 0,5); озимых зерновых – 0,5; многолетних трав – 0,01. Расчёт агроэрозионных индексов для структуры посевных площадей 2006 г. каждой административной единицы (области, республики) выполнен по материалам Всероссийской сельскохозяйственной переписи [ВСХП, 2006]. В таблице 3 приведены данные о пространственновременном изменении почвозащитной способности агроценозов (агроэрозионные индексы средневзвешенные по площадям посевов) в основных природно-сельскохозяйственных зонах, границы которых определены по карте [Природно-хозяйственное…, 1984]. Таблица 3. Динамика почвозащитной способности агроценозов в природносельскохозяйственных зонах России Регионы, ландшафтные зоны Европейская часть Агроэрозионный индекс дождевого стока (Сд) Агроэрозионный индекс талого стока (Ст) 1980 г. 2006 г +/-, % 1980 г. 2006 г +/-, % 0,37 0,35 -5,4 0,74 0,73 -1,4 Лесная 0,26 0,21 -19,2 0,66 0,49 -25,7 Лесостепная 0,37 0,34 -8,1 0,77 0,76 -1,3 Степная 0,43 0,41 -4,6 0,75 0,71 -5,3 Сибирь 0,32 0,33 +0,01 0,76 0,85 +11,8 Лесная 0,30 0,33 +10,0 0,81 0,84 +3,7 Лесостепная 0,32 0,32 0,0 0,76 0,84 +10,5 Степная 0,32 0,33 +3,1 0,74 0,86 -16,2 В целом по сельскохозяйственной зоне России почвозащитная способность агроценоза мало изменилась, как в отношении ливневой эрозии (повышение на 5,4% в ЕЧР), так и эрозии при снеготаянии (повысилась на 1,4% в ЕЧР и упала на 11,8% в Сибири). Это свидетельствует об устойчивой и консервативной структуре посевных площадей – наиболее динамичного 16 из всех основных факторов эрозии. По России соотношение долей площадей пашни, занимаемой группами культур однотипных по своей почвозащитной способности, по сравнению с дореформенным периодом почти не изменилась. Более заметна внутрирегиональная дифференциация. Максимальный рост почвозащитной способности произошёл в лесной зоне ЕЧР − на 19,2% при ливневой и 25,7% при талой эрозии. Для природных зон сибирского сектора характерно незначительное падение почвозащитной способности агроценозов (+11,8% при талом стоке). Внутризональная дифференциация выражена ещё ярче, иногда до смены знака. Так, например, в пределах лесной зоны ЕЧР (в Мурманской области и Карелии) почвозащитная способность при ливневом стоке снизилась на 76 и 45% соответственно, тогда как в Архангельской, Вологодской, Калужской, Тверской областях повысилась на 25-40%. Понятно, что показатели последних в большей степени влияют на среднезональные. Естественно, динамика индекса (С) объясняется изменением структуры посевов обрабатываемой пашни. В лесной зоне ЕЧР увеличилась доля многолетних трав с очень высокой среднегодовой почвозащитной способностью, а доля пропашных эрозионноопасных культур (картофеля, кукурузы) снизилась (в целом по России в 1,4 раза). Противоположная, менее выраженная тенденция в степных районах сказалась небольшим падением почвозащитной способности. Таким образом, углубление специализации земледельческой отрасли, упрощение структуры агроценозов в рамках крупных хозяйств не вызвали коренного изменения повышения почвозащитной способности агроценозов на пашне земель сельскохозяйственного назначения. Однако на отдельных территориях такие изменения весьма существенны и в значительной степени сказались на интенсивности земледельческой эрозии. Динамика эрозии почв в пореформенный период (с 90-х гг. XX в) Приведённый анализ динамики природных и антропогенных факторов показывает, что в пореформенный период для большинства из них характерен ясно выраженный тренд понижающий интенсивность эрозии. Скорость изменения наиболее эрозионно значимых «антропогенных» факторов стремительно увеличивалась вплоть до первых лет XXI в., но впоследствии заметно снизилась и стабилизировалась (например, динамика площадей пашни; см. табл. 1). Эрозионный эффект этих перемен был рассчитан по методике, разработанной в МГУ на основе моделей RUSLE и ГГИ [Ларионов, 1993]. При расчётах не учтены изменения природных факторов, поскольку тренд эрозионного потенциала дождя неопределёнен, а создание всероссийской базы данных эрозионного потенциала рельефа − дело будущего. Территориальной единицей расчёта служили административные области, так как только в пределах административных единиц могут быть получены статистические данные о земле и посевах. Приходится также ограничиваться пашнями земель сельскохозяйственного назначения. Перемены в интенсивности земле17 дельческой эрозии и объёмов ежегодно смываемого с пахотных склонов почвенного субстрата за 25-летний период представлены в таблице 4. Таблица 4. Динамика посевных площадей, интенсивности и объёмов смыва на землях сельскохозяйственного назначения России Регионы, ландшафтные зоны Посевы + пар, млн. га Интенсивность смыва, т/га· 1980 2006 +/-, % 1980 2006 Европейская часть 92,6 59,9 -35,3 4,7 Лесная 21,5 11,1 -48,4 7,4 Лесостепная 32,5 21,5 -33,8 Степная 38,6 27,3 Сибирь 39,7 22,9 Лесная 5,8 3,0 Лесостепная 18,4 11,0 Степная 15,5 8,9 Объемы смыва, тыс. т. +/-, % 1980 2006 +/-, % 4,4 -7,0 436,1 262,3 -39,9 5,4 -26,3 158,7 60,2 -62,1 4,0 3,9 -3,5 130,1 83,1 -36,1 -29,3 3,8 4,4 +14,2 147,3 119,0 -19,0 -42,3 3,3 2,5 -24,2 130,9 57,21 -56,3 -49,4 4,9 4,9 0,0 28,4 14,5 -48,9 -40,0 2,9 2,8 -4,9 53,2 30,3 -43,0 -42,6 3,2 1,4 -56,4 49,3 12,4 -74,8 В целом на пашне среднегодовая интенсивность смыва уменьшилась с 4,3 т/га·год до 2,4 т/га·год, а масса смываемого почвенного субстрата – на 43%. Динамика интенсивности смыва в целом согласована с изменениями почвозащитной способности агроценозов, но существенные коррективы вносит внутризональная дифференциация распределения заброшенной пашни. В случаях, когда большая доля и площадь заброшенной пашни приходится на области относительно слабого проявления эрозии, зональная интенсивность увеличивается. В ЕЧР такое отмечено для пашни степной зоны, где относительная интенсивность увеличивается с севера на юг, а абсолютная величина максимальна в лесной зоне (5,4 т/га·год). В сибирской части лесной и лесостепной зоны интенсивность смыва практически не изменилась и её падение в целом для региона объясняется снижением интенсивности на степных пашнях. Убыль массы смытого со склонов вещества пропорциональна снижению обрабатываемой площади (посевы+пар) и изменению агроэрозионных индексов. В ЕЧР снижение составляет 40% и объясняется, главным образом, общей убылью площади обрабатываемых земель. Влияние позонального изменения интенсивности сказывается на массе смытого материала, но временной баланс отрицателен даже для степной зоны, где интенсивность возросла на 14%. Аналогичная картина и для пашен ландшафтных зон – убыль объёмов в лесной и лесостепной зоны определяется долей заброшенной пашни и лишь в степной зоне существенную роль играет и снижение интенсивности смыва. Общий итог к 2006 г. − масса ежегодно смываемой с пахотных склонов почвы снизилась в ЕЧР на 40%, в Сибири на 56% по отношению к дореформенным. 18 Прогноз динамики почвенно-эрозионного загрязнения вод Существенные изменения интенсивности и объёмов перемещаемого по склонам почвенного субстрата вместе с растворимыми и трудно растворимыми химическими веществами не могло не сказаться на поступлении последних в речные потоки и водоёмы. Одним из таких веществ является фосфор, лимитирующий уровень биопродуктивности в водоёмах, повышенное содержание которого вызывает их евтрофирование. Фосфор в качестве главного индикатора почвенно-эрозионного загрязнения вод удобен, поскольку сельскохозяйственные угодья − источник 90% общего фосфора водных ресурсов [Хирсанов, Осипов, 1993]. Недостатком показателя содержания почвенного фосфора как индикатора собственно евтрофирования является абсолютное преобладание в почвах трудно растворимых форм фосфора, хотя и имеются сведения об определённой биологической активности трудно растворимого фосфора в составе взвешенных наносов [Савенко, 1999]). Этот недостаток в некоторой степени нейтрализуется имеющимися многочисленными данными о соотношении растворимых и нерастворимых форм фосфора в почвах различных типов, в стоке со склонов различных угодий и с различными культурами [Назаров, 1981; Хрисанов, Осипов, 1993 и др.]. Поскольку вынос растворимого фосфора со склонов составляет около 1% от выноса валовых форм, при макромасштабных оценках общего геохимического эффекта почвенно-эрозионной миграции биогенов этим источником можно пренебречь, хотя именно растворимые формы способствуют или служат причиной евтрофикации. Важной проблемой количественной оценки эрозионной миграции сорбированных почвой веществ и определения их влияния на евтрофирование является гидромеханическая селекция и химическая трансформация на пути от склона к водотоку. В зависимости от содержания трудно растворимых форм и соотношений их с другими веществами могут происходить разнонаправленные химические трансформации, например, переход одних форм в другие с изменением степени растворимости, изменения соотношения растворимых и трудно растворимых форм и т.п. Насколько можно судить подобные превращения остаются недостаточно освещёнными. В эрозионно-русловых системах изменения концентрации фосфора возможны и при гидромеханической селекции наносов по гранулометрическому составу. Содержание общего фосфора в почвах единого типа связано с их гранулометрическим составом, который может изменяться при селективном смыве почвы и обязательно – при дальнейшем транспорте почвенного субстрата. Так, в речной взвеси, отстоявшейся более семи дней, содержится в 2-4 больше фосфора, чем в более крупных фракциях взвешенных наносов [Глаголева, 1958]. По мнению В.С. Савенко [1999], этим обстоятельством можно объяснить данные, согласно которым степень обогащения фосфором взвешенных склоновых наносов относительно эродируемых почв уменьшается с увеличением скорости эрозии, когда возрастает вклад грубых взвесей. 19 Селекция наносов в пределах собственно эрозионно-склоновых систем − дискуссионный вопрос. Имеются немногочисленные экспериментальные данные как об утяжелении гранулометрического состава, склоновых наносов по сравнению с размываемой почвой, так и о его идентичности. При талом стоке наносы мобилизуются только в пределах микрорусел. В периоды максимально интенсивного смыва, когда выносится до 80% наносов, их гранулометрический состав практически не отличается от состава почвы пахотного горизонта [Голосов, Литвин, 1987]. Микроручейковая эрозия преобладает и при ливневом стоке. Таким образом, огрубление механического состава при интенсивном смыве может наблюдаться в случаях, когда начинается размыв подпахотных горизонтов с менее тяжелым мехсоставом. Массовый размыв подпахотного горизонта, действительно, может происходить при катастрофически интенсивной эрозии, что достаточно редкое явление – обычно врезание микрорусел ограничивается плужной подошвой. Н.И. Хирсановым и Г.К. Осиповым [1993] на основе интерпретации сводки отечественных данных [Назаров, 1981] предложена эмпирическая формула поступления фосфора в природную среду с продуктами эрозии Wp = 0,02 G 0,58, где G − модуль смыва почвы (т/га), а Wp – вынос фосфора (кг). Значение показателя степени в этой зависимости отражает относительное снижении интенсивности выноса фосфора с ростом интенсивности смыва почв. В тоже время имеются данные, свидетельствующие о прямой пропорциональности выносов P и почвенного субстрата [Литвин, Кирюхина 2003]. Современная динамика почвенно-эрозионного загрязнения вод почвенным фосфором оценивалась на примере бассейнов притоков Дона. Методической основой оценки послужили: а) положение о прямой пропорциональности смыва со склонов P и минерального субстрата почв; б) допущение одинаковой по направлению и интенсивности их редукции в пределах нижних звеньев эрозионно-русловых систем. Интенсивность земледельческой эрозии оценивалась нами по известной методике с использованием картографической и статистической базы данных карты «Эрозионноопасные земли России» [Литвин, Кирюхина, 2002] относительно двух периодов: 70-80-х гг. XX в. и 1-го десятилетия XXI в. Для оценки концентрации почвенного фосфора на нижних границах эрозионно-склоновых систем, т.е. его концентрации в водах подножья склонов, склона использовался показатель условная концентрация валового фосфора, вычисляемый по формуле: УКp=10*А*S*P/H; где УКp − условная концентрация валового фосфора, мг/л; А − интенсивность смыва на пашне, т/га; S − доля пашни на водосборе, %; Р − содержание валового фосфора в пахотном слое, %; Н − среднемноголетний слой поверхностного речного стока воды (мм). 20 Редукция стока наносов в более крупных водотоках и реках оценивается «коэффициентами выноса наносов» (Kвн), то есть отношением массы наносов, транспортируемой речным потоком, к массе наносов мобилизуемых в пределах его бассейна. Значения коэффициента было высчитано для каждого гидрологического створа по данным о стоке взвешенных наносов из справочников «Ресурсы поверхностных вод» [1979, 1980]. Бассейновая составляющая оценивалась по авторским данным [Литвин, Зорина, и др., 2008]. Результаты расчётов потенциального загрязнения вод фосфором даются в таблице 5. Таблица 5. Динамика интенсивности эрозии почв и потенциального загрязнения фосфором в реках бассейна Дона Река − пост Дон − Задонск Красивая Меча − Ефремов Сосна − Елец Сосна − Беломестная Арчада − Кошкоровка Хава − Ильиновка Хопер − Пановка Ворон − Чутановка Поим − Поим Северный Донец − Огурцово Оскол − Ниновка Хопёр − Дундуковский Хопёр − Бесплемяновск Хопёр − Новохопёрск Хопёр − Балашов Сердоба − Сердобск Аркадок − Крутец Карай − Подгорное Чёрная Калитва − Оль Песковатка − Шумилин Карачан − Алёшки Бузулук − Лукьяновск Бузулук − Киквидзе Кардаил − Андреевский Кумылга − Ярской Медведица − Арчединск Медведица − Красный Медведица − Лысые горы Аткара − Аткарск Баланда − Белые ключи Терса − Елань Терса − Горный Мрн т/км2·год 39,0 29,0 92,0 46,0 14.0 15,0 12,0 18,0 67.0 Мэп, т/км2*год 1980 г. 2006 г. Лесостепная зона 0,099 343,8 199,1 0,060 430,8 217,9 0,258 320,3 202,1 0,119 349,8 212,3 0,066 150,0 68,4 0,098 150,0 116,7 0,056 186.0 84,8 0,115 128,9 58,8 0,416 150,0 68,4 Квн УКP мг/л 1980 г. 2006 г. Снижение, % 0,46 0,33 0,97 0,50 0,13 0,22 0,16 0,30 0,71. 0,26 0,17 0,61 0,30 0,06 0,17 0,07 0,14 0,32 -42,1 -49,4 -36,9 -39,3 -54,4 -22,2 -54,4 -54,4 -54,4 432,5 0,07 0,06 -15,2 40.0 0,078 481,0 382,2 Лесостепная и степная зоны 7,3 0,042 138,1 91,8 5,8 0,035 130,4 86,3 8,9 0,053 126,6 81,9 8,4 0,045 130,2 85,9 Степная зона 13,0 0,073 133,4 92,7 33,0 0,152 150,0 123.5 23,0 0,156 134,2 105,3 8,3 0,012 600,0 487,8 16,0 0,050 270,0 194,1 44,0 0,234 150,0 100,2 7,2 0.043 145,0 98,0 11,0 0,065 138,0 92,5 9.9 0,060 150,0 106,4 2,5 0.012 150,0 100,5 11,0 0,050 167,0 125,9 3,4 0,015 167,0 129,6 11,0 0,048 177,0 145,7 37,0 0,183 150,0 123,5 38,0 0,162 150,0 123,5 5,6 0,034 146,0 115,2 24,0 0,123 150,0 123,5 0,45 0,36 -20,6 0,11 0.08 0,11 0,10 0,07 0,05 0,07 0,07 -33,5 -33,8 -35,3 -34,0 0,29 0,60 0,46 0,18 0,23 0,82 0,19 0,24 0,24 0,06 0.28 0,10 0,18 0,58 0,41 0,14 0,33 0,20 0,50 0,36 0,15 0,17 0,55 0,13 0,16 0,17 0,04 0,21 0,08 0,15 0.48 0,34 0.11 0,28 -30,5 -17,7 -21,5 -18,7 -28,1 -33,2 -32,4 -33,0 -29,1 -33,0 -24,6 -22,4 -17,7 -17,7 -17,7 -21,1 -17,7 15,0 0,027 510,0 21 Продолжение таблицы 5 Мрн СнижеМэп, т/км2*год УКP мг/л Квн 2 т/км ·год 1980 г. 2006 г. 1980 г. 2006 г. ние, % Елань − Воронино 11,0 0,067 150,0 123,5 0,23 0,19 -17,7 Елань − Устиновка 28,0 0,165 150,0 123,5 0,42 0,34 -17,7 Арчеда − Нижнянский 5,8 0.058 86.0 57,6 0,22 0,15 -33,0 Иловля − Боровки 2,6 0.011 184,0 123,9 0,07 0,05 -32,6 Иловля − Александров 3,6 0,014 176,0 118,8 0,09 0,06 -32,5 Иловля − Гвардейская 18,0 0.069 129,0 98,3 0,21 0,16 -23,8 Тишка − Кузнецов 1,8 0,007 254,0 170,2 0,07 0,05 -33,0 Пашинка − Паньшино 2,4 0.007 339,0 227,1 0,04 0.03 -33,0 Чир − Обливская 14,0 0,037 330,0 240,1 0,33 0,24 -27,2 Чир − Боковская 15,0 0.037 362,0 278,0 0,42 0,32 -23,2 Быстрая − Худяковский 43,0 0,096 402,0 308,7 1,32 1,01 -23,2 Быстрая − Скасырская 38,0 0,085 397,0 304,9 0,85 0,65 -23,2 Кондрючья − /Владимир 22,0 0,042 502,0 385,5 0,42 0,33 -23,2 Крепкая − Большекрепкая 7,2 0,019 360,0 276,5 0,18 0,14 -23,2 Б.Несветай − Гребцовск 6,2 0,016 374,0 287,2 0,22 0,17 -23,2 Примечание: Мрн и Мэп − модули стока взвешенных и склоновых наносов, т/км2·год; Квн − коэффициент выноса наносов; УКP −. условная концентрация фосфора, мг/л. Река − пост Территория бассейна Дона охватывает лесостепную и степную зоны, почвы которых значительно различаются по доли содержания общего фосфора: в серых лесных − 0,1-0,2%, в чернозёмах − 0,17-0,35%, в чернозёмах южных − 0,14-0,19%. Потенциальное загрязнение веществами, прочно связанными с минеральным субстратом почвы, прямо коррелирует с интенсивностью бассейновой составляющей общего стока речных наносов, выраженной как модуль стока склоновых наносов (Мэп) и коэффициентом выноса наносов (Квн). Вариабельность этих величин определяет и вариабельность условной концентрации стока. Для бассейнов рек расположенных в лесостепной зоне амплитуда значений УКР (2006 г.) − от 0,06 до 0,3 мг/л, в степной зоне − от 0,06 до 0,56. Временные изменения УКР также несколько различаются по зонам; среднезональная снижение УКР лесной зоны составляет 40-43%, степной − 23-25%. Таким образом потенциальная опасность загрязнения фосфором из рассеянных источников в степной зоне снизилась в два раза меньше, чем в лесостепной. Заключение Современный период отличается ускоренной изменчивостью как природных, так и антропогенных факторов земледельческой эрозии почв. Оценка динамики природных факторов имеет характер прогноза, достоверность которого неопределённа из-за кратковременности периода и отсутствия базы данных. Тренд изменения антропогенных (социальноэкономико-технологических) факторов направлен в большей части на снижение интенсивности смыва и массы сносимой с пахотных склонов почвы. Снижение интенсивности и объёмов смыва в целом по России составляет 40-45% по отношению к дореформенному периоду. Оба эти параметра от22 личаются контрастной пространственно-временной дифференциацией. Количественные оценки снижения объёмов эрозии почв следует, вероятно, рассматривать как минимальные. ЛИТЕРАТУРА Глаголева М.А. Формы миграции элементов в речных водах // Доклады академии наук СССР. Т. 121. 1958. № 6. Голосов В.Н. Эрозионно-аккумулятивные процессы в речных бассейнах освоенных равнин. М.: ГЕОС. 2006 Голосов В.Н., Маркелов М.В., Беляев В.Р. Современные тенденции перераспределения наносов в центре Русской равнины // Эрозия почв и русловые процессы. Вып.17. М.: Геогр. ф-т МГУ. 2010. Голосов В.Н., Литвин Л.Ф. Сток воды и наносов // Исследования стока воды и наносов в бассейне р. Протвы. М.: ВИНИТИ. № 6386-В87. 1987. Государственный (национальный) доклад. О состоянии и использовании земель Российской Федерации в 2007 году. Москва. Роснедвижимость. 2008. Добровольский Г.В., Урусевская И.С. География почв. М.: Изд. МГУ. 2004. Иванова Н.Н. Эрозионно-аккумулятивные процессы на водосборах верхних звеньев гидрографической сети. Автореф. дис. … канд. геогр. наук. М.: МГУ. 1990. Каштанов А.Н., Лисецкий Ф.Н., Швебс Г.И. Основы ландшафтноэкологического земледелия. М.: Колос. 1994. Клиге Р.К. Прогноз водных ресурсов бассейна Волги в результате глобальных изменений климата // Современные глобальные изменения природной среды. М.: Научный мир. 2006. Кузнецов М.С., Демидов В.В., Демидова Е.В. Влияние глобальных изменений климата на эрозионные процессы в Центральной Чернозёмной области России // Труды VI Всеросс. гидрол. съезда. Секция 6. Проблемы русловых процессов, эрозии и наносов. М.: Метеоагентство Росгидромета. 2006. Ларионов Г.А. Эрозия и дефляция почв. М.: Изд-во МГУ. 1993. Либельт П. Геоэкологические последствия обработки почв разными способами на примере Республики Башкоростан // Эрозия почв, овражная эрозия, русловые процессы: теоретические и прикладные вопросы. М.: Геогр. ф-т МГУ. 2011. Литвин Л.Ф., Кирюхина З.П. Эрозионноопасные земли и пространственно-временные закономерности эрозии почв // Природноантропогенные процессы и экологический риск. М.: Городец. 2002. Литвин Л.Ф. География эрозии почв сельскохозяйственных земель России. М.: ИКЦ «Академкнига». 2002. 23 Литвин Л.Ф., Зорина Е.Ф., Добровольская Н.Г., Кирюхина З.П., Краснов С.Ф., Никольская И.И., Прохорова С.Д. Территориальное распределение основных элементов флювиальной денудации на южном мегасклоне Русской равнины // Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 16. М.: Геогр. ф-т. 2003. Литвин Л.Ф. Кирюхина З.П. Почвенно-эрозионная миграция биогенов и загрязнение поверхностных вод // Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 16. М.: Геогр. ф-т. 2003. Литвин Л.Ф., Голосов В.Н., Добровольская Н.Г. и др. Стационарные исследования эрозии почв при снеготаянии в центральном Нечерноземье // Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 11. М.: Изд-во МГУ. 1998. Маккавеев Н.И. Общие закономерности эрозионно-русловых процессов // Тезисы докладов IV Всесоюзн. гидрол. съезда: Секция русловых процессов. Л.: Гидрометеоиздат. 1973. Назаров Г.В. Гидрологическая роль почвы. Л.: Наука. Ленинградское отделение. 1981. Павлова Г.С. Экономическое регулирование использования минеральных удобрений // Экономист. 2010. № 1. Природно-сельскохозяйственное районирование земельного фонда СССР М.: ГУГК. 1984. Ресурсы поверхностных вод. Основные гидрологические характеристики. Л.: Гидрометеоиздат. 1979, 1980. Российский статистический ежегодник. 2006. Савенко В.С. Сток фосфора в составе взвешенных наносов // Водные ресурсы. Т. 26. 1999. № 1. ВСХП. Всероссийская сельскохозяйственная перепись. 2006. http://www.gks.ru/news/perepis2006/totals-osn.htm Хрисанов Н.И., Осипов Г.К. Управление эвтрофированием водоёмов. СПб.: Гидромтеоиздат. 1993. Чалов Р.С., Хмелёва Н.В. Развитие учения об эрозионноаккумулятивном процессе в трудах профессора Н.И. Маккавеева // Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 7. М.: Изд-во МГУ.1979. В.Я. Григорьев МОДИФИКАЦИЯ МОДЕЛИ ПРЕДЕЛЬНОГО ТРАНСПОРТА НАНОСОВ ПОТОКАМИ МАЛОЙ ГЛУБИНЫ Введение В настоящее время особое внимание уделяется разработкам моделей предельного расхода наносов для высококинетичных потоков малой глубины, наблюдаемых на крутых склонах, в замыкающих створах ручейковой сети, в оврагах и в местах сопряжения склонов с балками, ручьями, оврагами, озерами и реками. Необходимость расчетного определения мак24 симальных возможных расходов наносов и объемов смыва почв связана с решением важных задач экологического аспекта – потерями почвеннорастительного покрова как ресурса и оценкой загрязнения окружающей среды продуктами эрозии, и разработкой мер по их предупреждению и предотвращению. Содержательная часть моделей, предназначенных для расчетной оценки расхода наносов должна включать уравнение транспорта наносов, составляющее ядро модели, а также дополнительные блоки расчетного определения основных его параметров. Некоторые исследователи под моделями понимают только уравнения транспорта, аргументы которых определяются трудоемкими экспериментальными методами, что ограничивает область практического применения предлагаемых ими уравнений. В настоящей работе для обобщенного вида уравнений транспорта песчаных наносов в потоках малой глубины при больших уклонах их русел предлагаются методы расчетного определения основных их параметров (скорости и глубины потока, критической транспортирующей скорости потока и размера транспортируемых частиц) для построения целостной модели предельного транспорта наносов. Объект и методы Для модификации модели выполнен анализ теоретических, экспериментально-теоретических и эмпирических уравнений полного расхода взвешенных и донных наносов, установленных по результатам математического и физического моделирования в гидравлических лотках с предельной транспортирующей способностью потоков малой глубины при больших уклонах русел. При разработке расчетных методов для определения расхода наносов, скорости потока, критических (транспортирующих) их значений, глубины потока и размера транспортируемых частиц использованы экспериментальные данные по определению расхода наносов при разных гидравлических характеристиках потоков и различном фракционном составе наносов [Ларионов, Добровольская и др., 2006; Ларионов, Краснов и др., 2006]. При этом учитывались некоторые теоретические представления о движении насыщенного водно-песчаного потока и известные эмпирические методы учета интенсивности пульсаций донных скоростей и режима течения потока, неоднородности состава наносов и сцепления частиц наносов. Анализ, параметризация и проверка отдельных уравнений и модели в целом проведена методами элементарной математики. Результаты и обсуждение Для моделей эрозии почв на крутых склонах по результатам физического и математического моделирования установлены новые структуры уравнений предельного транспорта сравнительно однородных по крупности фракций песчаных частиц потоками малой глубины при достаточно больших уклонах дна их русел [Ларионов, Добровольская и др., 2006; Гендугов, 25 Кузнецов и др., 2007; Абдулханова, Григорьев, 2009;]. Новые уравнения предельного транспорта наносов в потоках малой глубины и другие уравнения транспортирующей способности при относительно небольших глубинах потоков и диаметрах частиц песчаных наносов 0,1≤ d ≤1,75мм приводятся к обобщённому виду [Бутаков, 1997; Григорьев, 2007; Григорьев и др,, 2007; Абдулханова, Григорьев, 2009]: ⎛ ν ⎞ ⎟ qтр = А⎜ ⎜ g⎟ ⎝ ⎠ 0,33 ( ρ d n vкр vд / vдкр )4,3 , (1) где qтр – расход наносов, кг/(м·с); А – эмпирический коэффициент; ν – коэффициент кинематической вязкости, м2/с; g = 9,81 м/с2; ρ – плотность воды, кг/м3; vдкр, vкр – донная и средняя критическая скорость начала предельного транспорта наносов, м/с; vд – донная скорость потока, м/с; n – показатель степени, равный 0,5. В уравнении (1) сомножитель Adn, согласно известному экспериментально-теоретическому уравнению транспорта наносов, установленного В.Н. Гончаровым [1962], пропорционален параметру (1+ ϕ )d. Параметр (1+ ϕ ) учитывает влияние режима обтекания транспортируемых частиц наносов на отрыв от дна и высоту их взвешивания в потоке. Величина ϕ , р авная отношению значений скорости падения частиц в воде при турбулентном и действительном режимах их обтекания, определяется экспериментальными и расчётными методами. Установлено, что параметр (1+ ϕ ) зависит от диаметра и плотности транспортируемых частиц (рис. 1А). Анализ экспериментальных данных показал, что влияние разной плотности частиц на параметр (1+ ϕ ) и непосредственно на расход наносов (qтр) при прочих равных условиях оценивается соотношением плотности частиц песка ( ρ п) и плотности частиц (ρ ч ) транспортируемого материала (рис. 1Б). С уменьшением плотности транспортируемых частиц (ρ ч ) по сравнению с плотностью песчаных частиц ( ρ п), величина расхода их транспорта увеличивается в 2,65/ ρ ч раза по сравнению с расчётным значением расхода песчаных наносов по уравнению (1). Следовательно, зависимость параметра (1+ ϕ) от диаметра частиц (d) разной плотности ( ρ ч) приближённо описывается следующим уравнением: 1+ ϕ = A0 ρп d m ρч , (2) где A0, m – эмпирический коэффициент и показатель степени, величины, которые для разных интервалов диаметра частиц (d) различны. При диаметре частиц >1,5 мм A0 = 2,0 и m = 0; для наиболее распространённых песчаных наносов с диаметром частиц от 0,1 до 1,5 мм величины A0 и m соответственно равны 0,075 и 0,5. Для наносов с диаметром частиц менее 0,1 мм приближённые значения A0 и m составляют соответственно 6,5·10-6 и 1,5. 26 Эти данные свидетельствует о сложном и неоднозначном влиянии размера частиц наносов на их расход. По этой причине величина показателя n в уравнении (1) принимает разные значения, равные 1-m. Например, при получении обобщённого уравнения вида (1) по экспериментальным данным и уравнениям транспорта многими исследователями установлено, что для транспортируемых частиц диаметром от 0,1 до 1,0-2,0 мм показатель степени n равен 0,5 [Шамов, 1954; Бутаков,1997]. А Б Рис. 1. Зависимость параметра (1 + ϕ ) от диаметра (А) и плотности (Б) песчаных частиц. Для практической реализации уравнений вида (1) в качестве ядра модели предельного транспорта наносов необходимы экспериментальные или расчётные определения основных их аргументов. К ним относятся величины донных (vд) и средних (v) скоростей потока, донных (vдкр) и средних (vкр) критических скоростей предельного транспорта наносов, размера транспортируемых частиц (d) и их плотности ( ρ ч). Критические (пороговые) средние и донные скорости потока исследователи определяют по началу трогания, сплошного влечения и взвешивания частиц, характеру движения наносов перекатыванием, сальтацией, во взвешенном состоянии и при наступлении волнового характера движения насыщенного наносами потока, а также по стадиям догрядового, грядового и после грядового движения наносов [Гончаров, 1962; Алексеевский, Михинов, 1991; Ларионов, Краснов и др., 2006.]. Поэтому для расчётного определения критических (пороговых) скоростей предложено огромное количество формул. Практически к каждому новому уравнению расхода наносов рекомендуется соответствующая формула для расчёта критических скоростей. В этих случаях критические скорости в уравнениях расхода наносов являются условными величинами. В зависимости от выбранных диагностических признаков для экспериментального определения критических скоростей и структур уравнений для расчётного их определения по эксперимен27 тальным величинам расхода наносов устанавливаются соответствующие значения коэффициентов пропорциональности в уравнениях транспорта наносов. Очевидно, что для модификации обобщённых уравнений транспорта наносов необходима стандартная методика расчёта критических транспортирующих скоростей потока. В качестве основы расчёта критических скоростей целесообразно использовать значения донных или средних неразмывающих и размывающих скоростей потока. Неразмывающие (vн) и размывающие (vр) скорости для песчаных наносов связаны соотношением [Гончаров,1962]: v р = vн 2 (3) Другие критические (пороговые) скорости потока предельного (критического) состояния частиц наносов в придонной области потока определяются по соотношениям их значений с величинами неразмывающих (vн) или размывающих (vр) скоростей потока, которые являются наиболее обоснованными теоретическими и экспериментальными исследованиями критическими показателями отрыва и движения частиц [Гончаров,1962; Мирцхулава, 1967; Ларионов, Краснов и др., 2006; Гендугов, Кузнецов и др., 2007]. Подбор параметров уравнений вида (1) был проведён по гидравлическим характеристикам потока чистой воды без учёта их изменений при транспортировании наносов [Ларионов, Краснов и др., 2006]. Поэтому во всех этих случаях движение потоков воды малой глубины считается близким к равномерному. Расчёты величин донных (vд) или (vдкр) скоростей проводилось с учётом логарифмического закона распределения скоростей по глубине потока [Гончаров,1962]: 1/6 kv = vd / v = 1,25 /(lg8.8h / d ) или kv = (Δ/h) , (4) где h – глубина потока, м; Δ – высота выступов шероховатости (Δ = 0,7d), м. В потоках малой глубины (5<h<40мм) при относительной шероховатости (20≤h/d≤400мм) значения kv изменяются в диапазоне от 0,3 до 0,7. Известно, что к важнейшим условиям транспорта наносов относится критический режим движения предельно насыщенного наносами водного потока [Стариков, 1969]. Он соответствует такому движению, когда частица в нижнем слое потока перемещается с минимальной скоростью, на грани выпадения в осадок. Малейшее уменьшение скорости потока или увеличение концентрации наносов ведёт к образованию осадка. Чтобы поток с постоянной концентрацией наносов перемещался в критическом режиме, требуется определённая средняя скорость его движения. Эту скорость называют критической скоростью (vкр) транспорта наносов. Следовательно, критической средней скоростью (vкp) при гидротранспорте называют скорость движения гидросмеси, соответствующую началу выпадения твёрдых частиц 28 из потока на дно русла. В осадок в первую очередь выпадают наиболее тяжёлые частицы, содержащиеся в движущихся наносах. В случаях движения однородных по плотности, но неоднородных по размеру частиц песчаных наносов, начинают оседать на дно преимущественно наиболее крупные частицы. Поэтому движение частиц всех размеров неоднородной песчаной смеси наблюдается только при той критической средней скорости, при которой скорость в придонной области потока (vд) больше или равна донной неразмывающей скорости для наиболее крупных частиц, составляющих, например, не меньше величины точности определения их содержания, равной 5% от общего веса наносов. Другим фактором, влияние которого на критическую скорость транспорта наносов в явном виде не отражено в известных её определениях и расчётных уравнениях является пульсация скоростей в придонной области потока. Величина донной скорости (vд) изменяется от минимальных ( v d min ) до максимального ( vd max ) её значений. Диапазон этих изменений зависит от величины выступов (Δ) закреплённой на дне потока шероховатости. В связи с этим возникла необходимость сформулировать более строгое определение понятий «критический режим» и «критическая скорость» транспорта наносов. Критический режим транспорта наносов наступает при «величинах средних (vкp) или донных (vдкp) критических скоростей потока, при которых значения усреднённых наименьших донных пульсационных скоростей ( v d min ) близки к величинам неразмывающих скоростей потока (vдн5) для наиболее крупных и тяжёлых частиц наносов (d5), составляющих 5% от общего веса движущихся наносов». Критическая донная скорость течения (v’дн), при которой движение наносов данной крупности прекращается, несколько отличается от неразмывающей донной скорости (vдн), необходимой для того, чтобы привести их в движение на дне [Шамов, 1954]: (5) vдн = 1,2v’дн. Идеально однородных наносов в природе практически не существует. Даже отдельные фракции наносов характеризуются определённой неоднородностью по размеру (весу) частиц. Поэтому расчётное определение vдкр следует проводить с учётом неоднородности наносов по размеру частиц (d5%/d) и уровня пульсаций скоростей в придонной области потока, оцениваемого коэффициентом n ′ . Величина n ′ для потоков с закреплённой шероховатостью их дна рассчитывается по следующей формуле [Мирцхулава, 1967]: n′ = vд2max / vд2 = 1 + d/(0,00005 + 0,3d), (6) где ( v дmax ) и vд – соответственно максимальные и усреднённые пульсационные скорости в придонной области, м/с; d – средневзвешенный диаметр частиц, слагающих дно потока, м. 29 При закреплённых на дне частицах размером от 0,1 до 1,75 мм значения n ′ изменяются от 2,4 до 4,2. Для потоков чистой воды с гладким полированным руслом экспериментальная величина n ′ г равна 1,1-1,2 [Мирцхулава,1967]. При наличии движущихся наносов в гладких руслах величина n ′ стохастически изменяется в зависимости от непрерывного изменения доли поверхности гладкого дна, занятой частицами наносов, на какое-то мгновение выпавшими на дно из потока. В этих случаях коэффициент n ′ зависит от скорости потока, размера частиц, концентрации наносов и соответственно принимает разные значения в пределах от величины (n ′ г ) для гладкого дна до его значения (n ′ ) для шероховатого дна. Это обстоятельство необходимо учитывать при анализе и сопоставлении результатов измерений расходов наносов в потоках с гладким и шероховатым руслом. Учитывая, что распределение плотности пульсационных донных скоростей подчиняется нормальному закону [Мирцхулава, 1967], можно записать следующее соотношение: (7) n ' = v д2 / v д2 , min где v дmin – усреднённая наименьшая пульсационная донная скорость потока, м/с. Принимая во внимание указанные условия критического состояния частиц на дне потока и соотношения (5), (7) можно установить уравнение для расчётного определения донной критической скорости (vдкр): v дкр = 0,83v дн n' d 5 / d . (8) Наиболее теоретически и экспериментально обоснованной из множества уравнений расчёта донной неразмывающей скорости (vдн) для песчаных наносов является формула В.Н.Гончарова [1962]: vдн =1,25 2g(ρч − ρ)d /( 3,5ρ) . (9) Сопоставление вычисленных величин vдкр по формулам (8), (9) и измеренных экспериментально [Ларионов, Краснов и др.,2006] их значений vдкр1 показало хорошее их соответствие (табл. 1). Средняя относительная ошибка составляет 4,5%. Известно, что движение водно-песчаных потоков малой глубины характеризуется рядом особенностей по сравнению с движением потоков обычных жидкостей. Например, в потоках с относительно небольшими глубинами и малыми уклонами дна с повышением концентрации наносов формируется особая структура потока, состоящая, по крайней мере, из двух его слоев с принципиально различными процессами переноса твёрдых частиц. Наглядно эти процессы проявляются при гидротранспорте песчаных наносов [Стариков, 1969]. 30 Высота взвешивания частиц в потоках малой глубины часто ограничивается высотой верхнего слоя водно-песчаного потока. Повышение концентрации наносов в этом слое приводит к увеличению толщины нижнего слоя и его консистенции. В нижнем слое потока движущиеся придонные наносы с высокой консистенцией часто представляют густую массу, монолитность которой обеспечивается структурной её связностью, обусловленной силами трения между крупными и силами сцепления между мелкими частицами наносов. В этих случаях наступает так называемый структурный режим движения придонного слоя наносов. Скорость его движения меньше по сравнению со скоростью верхнего слоя потока, где содержание наносов относительно невелико. Таблица 1. Критические донные скорости транспорта фракций песка Крупность фракции песка, мм <0,6 0,5-1,0 1,0-1,5 1,5-2,0 Средневзвешенный диаметр крупных (d5) и всех частиц (d), мм d d5 0,24 0,106 0,95 0,75 1,45 1,25 1,95 1,75 Коэффициент Критические скорости, м/с перегрузки n′ 2,3 3,7 3,9 4,0 vдкр1 0,07 0,19 0,25 0,29 vдкр 0,07 0,17 0,24 0,28 Относительная ошибка, % 0 10,5 4,0 3,4 При скоростях потока, близких к критическим, на грани выпадения осадка движение донных наносов может быть равномерным, пульсирующим, с периодическими остановками и последующими толчками. С увеличением скорости потока происходит вначале частичное и в последующем полное разрушение придонного насыщенного наносами слоя потока, которое сопровождается интенсивным перемешиванием наносов и воды, нарушением двухслойной структуры потока и некоторыми другими явлениями. При полном нарушении движущейся компактной массы донных наносов происходит уменьшение неоднородности распределений наносов и скоростей по сечению потока, а также повышение его турбулентности. В этих случаях водно-песчаные потоки по свойствам приближаются к турбулентным потокам однородных жидкостей. Идеальная картина перехода от структурного к турбулентному режиму течения наблюдается при движении по трубам аномальных (неньютоновских) жидкостей [Рабинович, 1963]. Смена структурного на турбулентный режим течения водно-песчаных потоков сопровождается резким уменьшением критической скорости, повышением турбулентности и транспортирующей способности, а также появлением дефицита наносов. Восполнение дефицита, например, подачей в поток дополнительного количества наносов во время экспериментов, приводит вновь к образованию вязкого подвижного придонного слоя наносов. При последующем повышении скорости водно-песчаного потока путём увеличения расхода воды и уклона русла снова наблюдается вначале частичное, а затем и полное нарушение вязкого придонного слоя наносов. Следовательно, предельная транс31 портирующая способность водно-песчаных потоков реализуется на границе структурного и турбулентного режимов течения придонных слоев наносов. Скорость потока, соответствующая смене режимов, является наибольшей критической скоростью транспорта твёрдых частиц придонного, обладающего связностью, слоя наносов (vдкрс). Величина vдкрс зависит от комплекса свойств водно-песчаных смесей и особенностей их транспорта. Количественно учесть влияние каждого из этих факторов в отдельности на значения критических скоростей транспорта наносов не представляется возможным ни в теоретическом, ни в экспериментальном плане. Первая попытка количественного учёта отдельного и комплексного влияния некоторых факторов на критические величины транспортирующих донных скоростей (vдкрc) сделана при параметризации уравнений обобщенного вида [Абдулханова, Григорьев, 2009]. Результаты последующих аналогичных исследований, проведённых с более полным учётом факторов и на основе теоретически обоснованных предположений, изложены в настоящей работе. Они получены в результате проведения более детального теоретического анализа результатов экспериментальных исследований транспорта наносов и более строгой количественной оценки отдельного и комплексного влияния уклона (I), сцепления ( С yH ), донной скорости потока (vд), донной критической скорости (vдкр), глубины потока (h), потолка взвешивания наносов (z) и объёмной консистенции наносов ( μ ). При этом применены более обоснованные приемы учёта прямого и опосредованного влияния основных из перечисленных факторов. Для этой цели были привлечены результаты физического моделирования в гидравлическом лотке транспорта сравнительно однородных фракций песчаных частиц (0,1≤d≤1,75мм) потоками малой глубины (0,5≤h≤4,0см) при больших уклонах (0,004≤I≤0,350) [Ларионов, Краснов и др.,2006]. При оценке влияния основных характеристик водно-песчаного потока на величину vдкрс связь vдкрс с критической скоростью транспорта (vдкр) была представлена следующим соотношением: (10) vдкрс = kкvдкр, где vдкрс и vдкр – донная критическая скорость соответственно предельного и начального транспорта твёрдых частиц, м/с; kк – параметр, учитывающий влияние связности наносов и других характеристик водно-песчаного потока. Обработка экспериментальных данных позволила установить основные характеристики водно-песчаных потоков (табл. 2). Исходя из общих теоретических предпосылок отрыва и переноса твердых частиц в водном потоке можно сделать предположение, что величина параметра kк зависит от уклона дна потока (I) и связности движущихся наносов, обусловленной проявлением сцепления между частицами ( С yH ). Для мелкозернистых песчаных наносов влияние уклона на параметр kк определяется по следующим уравнениям [Мирцхулава, 1967; Маккавеев, 1971]: 32 k кI = v крI / vкр = cosα − sinα или k кI = 1 − I . (11) где vкрI , vкр – средняя критическая скорость соответственно при α > 0 и α ≈0; α – крутизна склона (русла потока), град; I – уклон. Таблица 2. Основные исходные характеристики водно-песчаных потоков Значения характеристик и диапазон их изменений. Серия опытов d, мм С1 0,106 С2 0,75 С3 1,25 С4 1,75 I 0,020,33 0,010,35 0,040,33 0,020,33 h, см v, м/с vд , м/c 0,54,0 1,04,0 1,04,0 1,04,0 0,31,3 0,32,0 0,51,8 0,41,8 0,72,6 0,53,6 1,03,1 0,73,0 vдкр, м/с 0,07 qтр, CyH ⋅ 10 4, μ, % т/м2 кг/(м ⋅ с) 1,65 5-90 0,3-45,0 0,19 0,23 0,175 0,6-120 0,25 0,14 1-63 0,5-74,0 0,29 0,10 0,274 0,5-55,0 kк 0,91,9 0,71,3 0,91,0 0,91,2 Кол-во измерений 35 41 23 39 Дополнительное влияние сцепления ( С yH ) мелкозернистых песчаных наносов на kк оценивается его значением kкс, полученным из уравнения расчёта критических скоростей потока для мелкозернистых песков [Мирцхулава, 1967]. Величина kкс определяется по соотношению: 2 kкс=vдкрС /vдкрI = 1 + 17,6KcC yH /(vдкр (12) kкI ) , где vдкрС, vдкрI – донная критическая скорость соответственно при С yH >0 и С yH ≈ 0; Кс – доля сцепления, обеспечивающая связность движущегося слоя наносов; С yH – сцепление между частицами наносов при динамическом воздействии потока, т/м2. Для мелкозернистых песков С yH =175 ⋅ 10 -10/d [Мирцхулава, 1967]. Совместное влияние уклона I и сцепления С yH на величину kк оценивается его значением kкIс, рассчитанным по формуле: 2 kкIс = kкI2 +17,6KcCуН / vдкр . (13) Попытка учёта совместного влияния уклона (I), среднего и максимального значения сцепления ( С yH ) по уравнению (13) показала, что учёт сцепления при 0,5≤Кс≤1 не устраняет полностью зависимость параметра kк/kкIс от соотношения vд/vдкр и глубины потока (h) при предельном транспорте мелких песчаных наносов. Очевидно, что это связано с проявлением комплексного влияния концентрации наносов ( μ ) на их связность и гидромеханические характеристики водно-песчаных потоков. С увеличением 33 концентрации наносов вначале происходит постепенное изменение гидромеханической структуры потока, а затем и реологической природы (от турбулентного до структурного) его течения. Чем меньше размер частиц наносов, тем значительнее изменяются характеристики потока и основные закономерности его движения [Гончаров, 1962]. В первую очередь, очевидно, уменьшаются скорости движения насыщенного наносами потока и нарушаются эпюры распределения по глубине потока скоростей течения и расходов наносов. Отсутствие в источнике анализируемых экспериментальных данных [Ларионов, Краснов и др., 2006] результатов экспериментального определения гидравлических параметров водно-песчаных потоков, которые, вероятно, отличаются от параметров потоков «чистой» воды, не позволило провести оценку отдельного влияния в явном виде изменений связности наносов, обусловленной силами сцепления ( С yH ) и гидравлических характеристик потоков на величину параметра kк. В этих случаях величина kк является интегральным показателем влияния всех указанных изменений, наблюдаемых при повышении консистенции (концентрации) наносов. Консистенция наносов обычно оценивается соотношением ( μ ) объёмов наносов и водно-песчаной смеси, т.е. отношением ( μ ) объёма твёрдой фазы и суммы объемов твёрдой и жидкой фаз водно-песчаных потоков. Величина μ , рассчитанная по экспериментальным данным, изменяется в широких пределах (табл. 2). В результате детального анализа экспериментальных данных установлено, что характеристика μ зависит от относительных величин донной скорости (vд/vдкр) и глубины (h/d) потока: μ = 0,81(vд/vдкр)0,3(d/h)0,7, (14) где μ – концентрация наносов, % объёмные. Наличие зависимости (14) позволяет опосредованно по изменениям vд/vдкр и d/h оценить влияние консистенции наносов на величину параметра kк. Например, качественный анализ зависимостей kк от vд/vдкр показал, что графики функции параметра kк от vд/vдкр представляют серию кривых затухающего колебания. Наибольшая амплитуда колебаний характерна для водно-песчаных потоков глубиной 0,5 см при транспорте частиц размером 0,106 мм. С увеличением глубины потока и размера частиц амплитуда изменений (kк) в начале резко, а затем медленно уменьшается. Наименьшие изменения параметра kк наблюдаются при транспорте частиц размером 1,25 и 1,75 мм в потоках глубиной от 2,0 до 4,0 см. Основной причиной изменчивости параметра kк является, очевидно, аналогичная изменчивость степени проявления связности движущихся наносов в водно-песчаных потоках. Вероятно, эти изменения сопровождаются вначале постепенным формированием подвижного придонного слоя наносов и увеличением структурной их связности, а затем резким её уменьшением при нарушении целостности движущегося по дну слоя наносов. При 34 дальнейшем увеличении скорости и дополнительной подачи в поток наносов циклы этих изменений повторяются. Анализируемые экспериментальные данные разделяются на две группы, для которых расчётная величина kк/kкI зависит от vд/vдкр, d/h и не зависит от этих факторов. Графоаналитическим способом установлено, что к первой группе относятся результаты опытов серии (C1) при глубинах (h) потока 0,5-3,0 см и часть при h = 4 см, а также серии (C2) при h = 1,0-2,0 см. Остальные результаты относятся ко второй группе. Следовательно, объективный критерий разделения зависит от размера (d) частиц и глубины (h) потока. Глубина потока (h) и размер (d) частиц могут влиять на величину критерия через ограничение статистически усредненной наибольшей высоты подъёма частиц, так называемого потолка взвешивания наносов (z). В случаях, когда z больше глубины потока (h) повышается концентрация наносов в верхней и нижней частях сечения потока и в большей степени нарушаются эпюры распределений по глубине скоростей и наносов по сравнению со случаями, когда z < h [Ларионов, Добровольская и др., 2006]. При этом изменяются гидродинамические характеристики водно-песчаных потоков, в частности, их гидравлические параметры, по сравнению с параметрами потоков «чистой» воды. Характеристикой равенства z и h может служить скорость потока (vc), при которой это равенство соблюдается. Для расчётного определения vc предложено эмпирическое уравнение [Гончаров, 1938]. После несложных преобразований предложенного уравнения получаем уравнение для расчёта соотношения vc/vкр следующего вида: vc/vкр = 7,14h0,4/(0,35d + 0,0005)0,2 + 1. (15) Удовлетворительное соответствие расчётных и приближенных экспериментальных значений vс и vс/vкр позволило все анализируемые экспериментальные данные более обоснованно разделить на две группы, соответствующие условиям z>h и z≤h. В результате дальнейшего графоаналитического анализа установлены уравнения для расчётного определения параметра kк: kк = A1KI(vд/vдкр)0,3(h0/h)0,15 при v/vc > 0,5, (16) kк = KI = 1 − I при v/vc ≤ 0,5, (17) где A1 – эмпирический коэффициент, равный 0,38; h0 – глубина потока, равная 1 м; v – средняя скорость потока, м/с; vс – средняя скорость потока, при которой z = h, м/с. Критерием разделения на группы в данном случае служит отношение v/vc = 0,5. Малое значение критерия, очевидно, объясняется тем, что ограничивающее действие глубины (h) потока начинается уже при подъёме какой-то доли наносов на высоту, равную h, а также отличием гидравлических параметров водно-песчаных потоков от параметров потоков «чистой» воды. Уравнения (16), (17) получены на основании предположений о наличии влияния на параметр kк уклона (I) дна и связности наносов, обуслов35 ленной их консистенцией. Из уравнений следует, что уклон (I) дна и глубина (h) потока оказывают «отрицательное» (понижающее), а отношение vд/vдкр – «положительное» (повышающее) взаимоисключающие влияния на параметр kк. В результате частичного или полного сглаживания разнонаправленных влияний факторов результирующие значения kк могут оказаться зависимыми либо от уклона (I), либо от отношения vд/vдкр и глубины (h) или вообще независимыми от этих характеристик. Например, анализ результирующих значений kк показал, что для всех серий проведённых экспериментов величины kк установленные обратным расчётом по уравнению (1), не зависят от уклона (I) дна потока. Влияние отношения vд/vдкр и относительной величины глубины (d/h) потока наблюдается при предельном транспорте наносов со средним размером частиц 0,106 мм. Уравнение этой зависимости имеет следующий вид: (18) kк = 1,81(vд/vдкр)0,3(d/h)0,2. При предельном транспорте более крупных наносов с диаметром песчаных частиц от 0,75 до 1,75 мм результирующие значения kк изменяются в небольшом диапазоне и в среднем равны единице. Таким образом, установлен второй вариант расчётного определения параметра kк. Для транспортируемых частиц диаметром 0,063 мм величина kк рассчитывается по уравнению (18). Для более крупных частиц (0,75≤d≤1,75 мм) kк = 1. Дополнительным критерием разделения исходных данных на две группы является размер частиц. Вторым блоком модели предельного транспорта песчаных наносов является определение гидравлических параметров потока. Последние определяются экспериментально или по расчётным зависимостям. Анализ экспериментальных данных позволил установить простые уравнения для расчётного определения глубины потока (h), донной (vд) и средней (v) скорости потока «чистой» воды в гидравлических лотках по исходным величинам удельного расхода воды (qс), размера частиц (d) и уклона (I) дна: h = 0,2 qc0,68 d 0,12 / I 0,34 ; v = qc / h ; vд = v( Δ / h)0,17 , (19) где Δ – высота выступов шероховатости дна русла, равная 0,7d, м. Сопоставление измеренных и расчётных значений гидравлических параметров потока показало хорошее их соответствие (рис. 2). Уравнения регрессии, величины коэффициентов детерминации (R2) и корреляции (R), а также средней относительной ошибки приведены в табл. 3. Таблица 3. Статистические характеристики сопоставления измеренных и расчётных значений гидравлических параметров потока. Параметр потока Глубина (h) Средняя скорость (v) Донная скорость (vд) 36 Уравнения регресии y = 0,983x y = 0,967x y = 0,941x R2 0,95 0,91 0,92 R 0,98 0,95 0,96 Ошибка, % 9,3 9,3 11,0 Наличие взаимосвязей (19) позволяет провести верификацию модели в целом по следующим исходным данным: удельный расход воды (qс, м2/с), уклон дна (I), размер (d, м), плотность ( ρ ч, т/м3) и неоднородность (d5/d) транспортируемых частиц. А Б В Рис. 2. Сопоставление экспериментальных и расчётных величин глубины (А), средней (Б) и донной (В) скоростей потоков. 37 Третьим блоком модели предельного транспорта наносов является расчётное определение расхода транспортируемых наносов. В результате детального анализа экспериментальных данных установлена новая модификация обобщённого уравнения расхода наносов c более полным учётом факторов: ⎛ ν ⎞ ⎟ qтр = А⎜ ⎜ g⎟ ⎝ ⎠ 0,33 ρп ρd 0,5vкрc (vд / vдкрc )4,3 / ρч , (20) где А – эмпирический коэффициент, равный 0,1; ρ п, ρ ч – плотность частиц соответственно песка и транспортируемого материала, кг/м3; vкрс, vдкрс – средняя и донная критические скорости потока, соответственно равные vкрс = kкvкр и vдкрс = kкvдкр, м/с; kк – параметр, который определяется по уравнениям (16)-(18). Для удобства проверки уравнения (20) можно кинематическую вязкость ( ν ) принять при температуре 15°С равной 1,13 ⋅ 10 -6 м2/с, ρ = 1000 кг/м3, ρ п = ρ ч и представить его в более простом виде: qтр = 0,75d 0,5vкрс (vд /vдкрс )4,3 . (21) Верификация уравнения (20) и модели в целом проведена соответственно по экспериментальным и расчётным исходным данным при определении параметра kк по двум предложенным вариантам. Сопоставление экспериментально измеренных величин ( qтр изм ) и расчётных значений ( qтррасч ) расходов наносов показало удовлетворительное их соответствие (рис. 3). В результате обработки данных методами математической статистики установлены статистические характеристики сопоставления экспериментальных и расчётных значений предельного расхода наносов (табл. 4). К характеристикам относятся уравнения регрессии, коэффициенты детерминации (R2) и корреляции (R), средняя относительная ошибка. Предложенная модель предельного транспорта песчаных наносов будет полезной при разработке методов расчёта предельного смыва при ручейковой эрозии почв. Однако для этой цели необходим дополнительный блок модели, включающий надежные экспериментальные и расчётные методы определения плотности и размера транспортируемых и непрерывно разрушаемых потоком почвенных частиц (агрегатов). Первые попытки в этом направлении сделаны нами ранее [Григорьев и др., 2007, 2009; Абдулханова, Григорьев, 2009]. 38 А Б В Г Рис. 3. Сопоставление измеренных ( qтр изм , кг/м/с) и расчётных ( q тр расч , кг/м/с) величин расхода наносов по экспериментальным (А, В) и расчётным (Б, Г) исходным данным при расчете параметра kк по первому (А, Б) и второму (В, Г) вариантам. Таблица 4. Статистические характеристики сопоставления экспериментальных и расчётных величин расхода наносов. № 1 2 Верификация Варианты расчёта Уравнения регрессии R2 R Ошибка, % По экспериментальным исходным данным и опУравнения пре- ределении kк: дельного расхода а) по формулам (16), (17) наносов (20) б) по формуле (18) y = 0,883x 0,84 0,92 28 y = 1,158x 0,79 0,89 37 По расчётным исходным Модели предель- данным и определении kк: ного транспорта наносов в целом а) по формулам (16), (17) y = 0,882x 0,69 0,83 49 y = 1,120x 0,67 0,82 59 б) по формуле (18) 39 Выводы На основе уравнения транспортирующей способности потоков обобщённого вида и экспериментальных данных разработана новая модификация модели предельного транспорта наносов, включающая три блока расчётного определения критической скорости транспорта наносов, скорости движения и других гидравлических параметров плоского потока, расхода наносов в водно-песчаных потоках малой глубины и больших уклонах их дна, а также учитывающая влияние диаметра и плотности транспортируемых частиц и наибольшей высоты (потолка) взвешивания частиц в потоке. Дано физически обоснованное определение понятия критической скорости предельного транспорта наносов как скорости, при которой усреднённые минимальные пульсационные скорости в придонной области потока являются донными неразмывающими скоростями для частиц наиболее крупной фракции, составляющей 5% от веса всех фракций наносов. Предложены уравнения для расчётного определения критической скорости транспорта наносов с учётом уровня пульсаций, неоднородности состава наносов, относительных величин донных скоростей и глубин потока, а также уклона дна русла. Разработана схема расчёта донной и средней скорости, глубины потока воды в области квадратичного закона сопротивления или близком к нему по легко определяемым величинам удельного расхода воды, уклона и шероховатости (размера частиц) дна потока. ЛИТЕРАТУРА Абдулханова Д.Р., Григорьев В.Я. Обобщенные уравнения расхода наносов для оценки размывающей и транспортирующей способности потоков малой глубины. Вест. Моск. ун-та. Сер. 17. Почвоведение. 2009. №3. Алексеевский Н.И., Михинов А.Е. Формирование и динамика наносов в речной сети и береговой зоне водоемов / Итоги науки и техники. Том 8. М.: ВИНИТИ. 1991. Бутаков А.Н. Обоснование расчетной формулы для расхода русловых наносов методом сравнительного анализа. // Тр. Акад. водохоз. наук. Вып. 5. М. 1997. Гендугов В.М., Кузнецов М.С., Абдулханова Д.Р., Ларионов Г.А. Модель транспорта наносов склоновыми потоками // Вест. Моск. ун-та. Сер. 17. Почвовед. 2007. № 1. Гончаров В.Н. Движение наносов в равномерном потоке. М.-Л. 1938. Гончаров В.Н. Динамика русловых потоков. Л.: Гидрометеоиздат. 1962. Григорьев В.Я. Полуэмпирическая модель ручейковой эрозии почв // Почвоведение. 2007. №11. 40 Григорьев В.Я., Абдулханова Д.Р., Базаров О.А. Расход влекомых наносов в потоках малой глубины как мера ручейковой эрозии почв // Вест. Моск. ун-та. Сер. 17. Почвоведение. 2007. №1. Григорьев В.Я., Кузнецов М.С., Абдулханова Д.Р. Расчетная оценка характеристик транспортируемых почвенных частиц и результаты ее применения.// Вест. Моск. ун-та. Сер. 17. Почвоведение. 2009. №1. Ларионов Г.А., Добровольская Н.Г., Кирюхина З.П., Литвин Л.Ф. Исследование распределений наносов по глубине в склоновых высококинетичных потоках. // Сб. ХХI Пленарное межвузовское совещание по проблеме эрозионных, русловых и устьевых процессов. Чебоксары. 2006. Ларионов Г.А., Краснов С.Ф., Добровольская Н.Г., Кирюхина З.П., Литвин Л.Ф., Бушуева О.Г. Уравнение транспорта наносов для склоновых потоков // Почвоведение. 2006. №8. Маккавеев Н.И. Сток рек и русловые процессы М.: Географический факультет МГУ. 1971. Мирцхулава Ц.Е. Размыв русел и методика оценки их устойчивости. М.: Колос. 1967. Рабинович Е.В. Гидравлика. М.: Физматиздат. 1963. Стариков А.С. Технология работы речных землеснарядов. М.: Транспорт. 1969. Шамов Г.И. Речные наносы. Л.: Гидрометиздат. 1954. В.Р. Беляев, В.Н. Голосов, Ю.С. Кузнецова, М.В. Маркелов ОЦЕНКА РАЗНЫМИ МЕТОДАМИ ЭФФЕКТИВНОСТИ МНОГОЛЕТНЕГО ПРИМЕНЕНИЯ ПОЧВОЗАЩИТНОЙ ОРГАНИЗАЦИИ ЗЕМЛЕДЕЛИЯ (НА ПРИМЕРЕ ОПХ НОВОСИЛЬСКОЙ ЗАГЛОС, ОРЛОВСКАЯ ОБЛАСТЬ) * Введение Эрозия почв на склонах в условиях сведения лесов и массовой распашки земель становится одним из наиболее активных процессов преобразования рельефа [Маккавеев, 1955; Литвин, 2002; Голосов, 2006 ]. Такая ситуация особенно характерна для равнин гумидных областей умеренного климатического пояса, где в естественных условиях интенсивному развитию этого процесса препятствует почвозащитная роль растительного покрова. Сельскохозяйственное освоение земель приводит к увеличению темпов склонового смыва на 2-3 порядка величин по сравнению с естественными условиями [ Литвин, 2002; Голосов, 2006 ]. * Выполнено при поддержке РФФИ (проект 10-05-00976), по программе Президента РФ для поддержки молодых учёных – кандидатов наук (проект МК-8023.2010.5) и по программе Президента РФ для государственной поддержки ведущих научных школ (проект НШ-79.2012.5). 41 В большинстве губерний центра Русской равнины максимум площади пахотных земель был достигнут во второй половине XIX в., после проведения земельной реформы 1861 г. Уже на рубеже XIX-XX вв. значительные площади междуречных склонов были сильно эродированы вследствие интенсивного развития плоскостной, ручейковой и овражной эрозии [ Д окучаев, 1892; Козменко, 1954 ]. На основе исследований негативных последствий развития антропогенно ускоренной эрозии в ряде губерний Европейской части России, В.В. Докучаев впервые в мировой практике предложил разработать систему почвозащитных мероприятий в целом для речного водосбора, призванную сократить интенсивность смыва почв и заиления малых рек [Докучаев, 1892 ]. Создание контурных террас с посадками на лесополос и сооружением внутри них стокозадерживающих канав было признано одним из перспективных почвозащитных методов. Для оценки эффективности данных мероприятий уже в советское время в различных ландшафтных зонах было создано несколько экспериментальных агролесомелиоративных станций. Традиционные агрономические методы не позволяют в полной мере количественно охарактеризовать долгосрочный эффект внедрения почвозащитных мероприятий на снижение потерь почвы от смыва. Возможности предлагаемого интегрального подхода, включающего комплекс независимых методов с различным временным разрешением и набором учитываемых процессов [ Montgomery et al., 1997; Turnage et al., 1997; Беляев и др., 2004; Кузнецова и др., 2007а, б] , позволяют количественно оценить динамику и пространственную неоднородность интенсивности эрозионно-аккумулятивных процессов на склонах с традиционной распашкой и мелиорированных склонах. Сравнение указанных характеристик на расположенных в непосредственной близости друг от друга морфологически и морфометрически сходных пахотных склонах, отличающихся лишь наличием или отсутствием почвозащитной мелиорации, даёт возможность количественно оценить её эффективность. В данной работе такое исследование выполнено для территории опытно-производственного хозяйства (ОПХ) Новосильской зональной агролесомелиоративной опытной станции (ЗАГЛОС), где внедрение почвозащитных мероприятий имеет почти 80-летнюю историю [Новиков и др., 2000 ]. Общая характеристика территории исследования Новосильская ЗАГЛОС расположена в пределах бассейна р. Зуши, правого притока р. Оки (Новосильский район Орловской области – рис. 1) в его среднем течении, между городами Новосилем и Мценском. С геоморфологической точки зрения данная территория занимает южные отроги Плавского плато – наиболее высокой (до 300 м) части Среднерусской возвышенности. Максимальная высота междуречных поверхностей в пределах исследуемой территории – 255 м. Рельеф характеризуется значительной густотой (до 1,5 км/км2) и глубиной (до 100-110 м) расчленения. 42 Рис. 1. Расположение территории исследования на Русской равнине (А), в Орловской области (Б) и расположение склоновых трансект (В). Междуречья представлены изолированными плоско-выпуклыми (куполовидными) холмами, сложенных с поверхности покровными лёссовидными карбонатными жёлто-бурыми суглинками мощностью 2-6 м [ Сурмач, 1956 ]. Склоны междуречий имеют выпуклую форму продольного профиля и длину от 300-500 м до 800-1200 м, в зависимости от порядка долин, на которые они опираются. От нижележащих крутых бортов долин они отделяются чётко выраженными в рельефе бровками. Крутизна склонов увеличивается в направлении бровок долин от 1-2° до 5-7°. Распахиваемые части склонов имеют максимальные уклоны, в основном, до 3-5°. В пределах наиболее крутых прибровочных участков склонов междуречий мощность лёссовидных суглинков местами увеличивается до 8-10 м за счёт отложения делювиально-солифлюкционных отложений во время последнего оледенения [Козменко, 1954, Сурмач, 1956 ]. 43 Коренные породы, залегающие под лёссовидными покровными суглинками, представлены, преимущественно, известняками с прослоями глин и мергелей верхнедевонского возраста. На наиболее возвышенных водораздельных пространствах плоские междуречные поверхности бронированы относительно более устойчивыми к денудации пластами юрских песчаников небольшой мощности [Сурмач, 1992 ]. На таких водораздельных поверхностях покровные лёссовидные суглинки часто отсутствуют. Долины р. Зуши и впадающих в неё малых рек, а также открывающихся в них крупных балок, имеют преимущественно крутые борта (1022°), на подмываемых руслом бортах долины р. Зуши местами практически отвесные известняковые обрывы и глубоко врезаны в коренные породы. Сравнительно небольшие объёмы наносов, переотложившихся в днищах большинства балок и малых долин за период интенсивного землепользования, свидетельствуют о том, что основная часть мелкозёма, поступившего в долинную сеть за счёт смыва с водосборных склонов, была вынесена в речные долины. Климат в целом умеренно континентальный. Около 50-60% среднегодового количества осадков выпадает в теплый период (с апреля по октябрь, с максимумом обычно в июле) в виде дождей, остальные – в виде снега в зимний период. Осадки характеризуются весьма значительной межгодовой вариабельностью – по данным метеостанции г. Мценска за 19602003 гг. годовое количество осадков менялось в пределах 390-850 мм/год при средней величине около 650 мм/год. Максимальная мощность снежного покрова за период наблюдений составила 30 см, глубина промерзания почвы – до 80 см [Новиков и др., 2000 ]. Результаты регулярных наблюдений на территории Новосильской ЗАГЛОС показывают, что, несмотря на некоторый рост запасов воды в снеге к моменту снеготаяния в последние десятилетия по сравнению с периодом 1959-1990 гг. коэффициент поверхностного стока со склонов в период снеготаяния неуклонно снижался (рис. 2). Вероятнее всего, это связано со значительным уменьшением глубины промерзания почв и изменением характера снеготаяния [ П етелько, Богачёва, 2009 ]. Выявленная тенденция подтверждается и данными наблюдений в других регионах ЕТР [Ясинский, 2009 ]. Интенсивные ливневые осадки наблюдаются, преимущественно, в июнеиюле. Наиболее интенсивные ливни (>40 мм/час) повторяются в среднем 1 раз в 3-4 года, осадки умеренной интенсивности (20-40 мм/час) выпадают несколько раз в год. В среднем в год наблюдается 13 стокообразующих (>10 мм/час) дождей [Бачурина и др., 1972 ]. Максимальный модуль талого стока равен примерно 11 л/га/с (для экспериментального водосбора площадью 50 га), средний – 5 л/га/с. Максимальный модуль ливневого стока в 7-8 раз выше [Арманд и др., 1956 ]. В условиях наблюдающегося в настоящее время значительного сокращения талого стока можно полагать, что именно интенсивные ливни выполняют основную эрозионную работу на распаханных водосборных склонах исследуемой территории [Литвин, 2002 ]. 44 Преобладающим в пределах исследуемой территории являются серые лесные почвы на покровных лёссовидных суглинках. Они характеризуются периодически промывным водным режимом [ Сурмач, 1992] . Резкие колебания годового количества осадков и значительное испарение в весенние и летние месяцы, наряду с сильной изрезанностью территории оврагами и балками и наличием макропористых грунтов, определяют преобладание в почве дефицита влаги. Рис. 2. Изменения коэффициента стока воды с зяби в период снеготаяния (1) и запасов воды в снеге на начало снеготаяния (2), осреднённые по 3-м характерным периодам за последние 50 лет, по данным ежегодных наблюдений на стоковых площадках Новосильской ЗАГЛОС (по материалам А.И. Петелько, О.В. Богачёвой [ 2009 ]). В растительном покрове исследуемой части Среднерусской возвышенности до начала активного земледельческого освоения доминировали лесостепи, представленные сочетанием широколиственных лесов и открытых степных пространств. На протяжении голоцена климатические изменения (прежде всего, флуктуации влагообеспеченности) приводили к изменению площадей, занятых тем или иным типом растительности, в направлении увеличения значимости одного и, соответственно, уменьшения другого из них [Арманд и др., 1956] . Поскольку территория исследования характеризуется преобладанием серых лесных почв, можно сделать вывод, что лесная растительность здесь была доминирующей. Наиболее интенсивная повсеместная распашка территории современной Орловской области началась более 300 лет назад, что документально подтверждено имеющимися историческими и архивными данными [ Ц ветков, 1957; Яцунский, 1978 ]. В дореволюционный период исследуемая территория административно относилась к Тульской губернии. Уже к 45 концу XVII в. площадь пашни в среднем по губернии была близка к 70% территории. Абсолютный максимум площади пашни на данной территории (>70% в целом по Орловской области) был достигнут уже в советское время, в 1950-х годах XX в. Распад СССР и связанный с этим экономический кризис привели к тому, что значительная часть наиболее удалённых от центральных усадеб полей оказалось заброшенной и переведена в категорию залежных земель. Однако даже в период максимального сокращения сельскохозяйственного производства (1995-2005 гг.) площадь пашни в целом по Орловской области не опускалась ниже 50% территории. В последние годы наметилась тенденция восстановления площади пашни за счёт возвращения залежей в сельскохозяйственный оборот. Имеющиеся данные по истории сельскохозяйственного землепользования показывают, что на исследуемой территории наибольшая интенсивность эрозии почв имела место непосредственно после начала широкомасштабной распашки (250-300 лет назад), а также после земельной реформы 1861 г. [Голосов,2006 ]. Несмотря на то, что в настоящее время средние темпы эрозии заметно снизились, в основном за счёт сокращения площади пашни, а также благодаря внедрению более прогрессивных технологий обработки почвы, эрозия почв остаётся серьезной экологической проблемой. Среднегодовые темпы смыва почв 5-15 т/га/год, характерные для Орловской области, превышают допустимую интенсивность смыва для распространённых здесь типов почв [Литвин, 2002]. Новосильская зональная агролесомелиоративная опытная станция (ЗАГЛОС) Новосильская ЗАГЛОС была основана выдающимся геоморфологом и эрозиоведом А.С. Козменко в 1923 г. Основной целью создания станции было изучение процессов почвенной и овражной эрозии в условиях активного сельскохозяйственного освоения территории, их негативного воздействия на почвенный покров и урожайность сельскохозяйственных культур, а также разработка эффективных и экономически выгодных противоэрозионных почвозащитных мероприятий. Одно из основных направлений работы станции – внедрение противоэрозионной пространственной организации земельных угодий, почвозащитных севооборотов, контурных валов террас и лесополос. Первые контурные валы-террасы с двухрядными лесополосами были заложены в 1932 г. Дополнительной мерой по повышению их эффективности стали стокозадерживающие канавы в междурядьях лесополос, которые создавались в 1960-х гг. [ Новиков и др., 2000 ]. К сожалению, детальная информация о состоянии почвенного покрова территории на момент основания Новосильской ЗАГЛОС (карты, описания разрезов) отсутствует. Однако достоверно известно, что существенная часть переданных в землепользование опытной станции угодий характеризовалась средне- и сильносмытыми почвами [ Козменко, 1954; Сурмач, 1992 ]. На момент основания станции наиболее острая ситуация на46 блюдалась на наиболее крутых нижних прибровочных частях водосборных склонов. Во многих случаях эти части склонов были полностью лишены верхних гумусовых горизонтов серых лесных почв (А1 и А1А2, по новой классификации – А и АЕ) в результате интенсивного развития плоскостной и линейной эрозии. Например, нижняя часть склона, на котором расположен исследованный трансект 5 (рис. 1В), представляла собой своеобразный «мини-бэдленд», где в многочисленных и густо расчленявших склон эрозионных бороздах и промоинах вскрывались почвенные горизонты ВС и С [ Козменко, 1954 ]. Именно такие участки с наиболее ярко выраженной водно-эрозионной деградированностью почвенного покрова были, в первую очередь, выбраны А.С. Козменко для внедрения почвозащитных противоэрозионных мероприятий. Характеристика изученных склоновых трансект В качестве основных объектов исследования были выбраны междуречные склоны правобережья бассейна р. Зуши в её среднем течении выше впадения правого притока р. Колпны, в окрестностях с. Одинок (в пределах землепользования ОПХ Новосильской ЗАГЛОС). Детальные исследования были проведены на трёх парах склонов (рис. 1В), в каждой из которых один склон обрабатывался традиционным способом, а на другом в течение длительного периода времени применялись лесомелиоративные почвозащитные мероприятия. Склоны, составляющие одну пару, подбирались таким образом, чтобы обеспечить минимальные различия между ними в экспозиции, длине, уклоне и морфологии. Все шесть исследуемых склонов имеют выпуклый продольный профиль, наиболее характерный для Среднерусской возвышенности. Основные различия между отдельными парами склонов состоят в длине обрабатываемой части склонов, перепаде высот, протяжённости пологих верхних участков и крутых нижних участков склонов (табл. 1). Таблица 1. Общая характеристика морфологии склоновых трансект Пара Склоновый Период распаш Экспозиция склоно трансект ки, годы 1 2 3 а) Tрансект 1 Tрансект 2 а) Tрансект 3 б) Tрансект 4 западная западная южная южная югоа) Tрансект 5 300 31 750 / 280 восточная югоб) Tрансект 6 300 28 730 / 300 восточная а) Склоновые трансекты с контурными террасами и лесополосами; б) Склоновые трансекты без почвозащитных мероприятий. б) 300 300 300 100 Уклон, градуДлина, м (общая сы (верхняя Относительдлина / верхняя часть/ серединая высота, м пологая часть) на/ нижняя часть) 17 460 / 110 0,8 / 2,2 / 3,2 18 490 / 100 0,8 / 2,2 / 3,2 25 800 / 230 1,0 / 1,7 / 2,3 30 770 / 250 1,3 / 2,2 / 3,0 1,0 / 2,3 / 3,7 1,0 / 2,2 / 4,3 47 Продолжительность земледельческой обработки выбранных участков склонов достоверно неизвестна. Однако согласно картам Генерального межевания, склоновые трансекты 1-3, 5 и 6 к 1784 г. уже распахивались. Основываясь на этой информации и архивных данных, указывающих, что в Новосильском уезде Тульской губернии (к которой относилась данная территория до 1917 г.) площади пахотных земель практически достигли максимума уже к 1696 г. [Цветков, 1957; Яцунский, 1978 ], можно приблизительно дать минимальную оценку продолжительности периода обработки для данных склоновых трансект в 300 лет. Исключение составляет трансект 4, для которого 100-летняя продолжительность периода распашки была определена на основании сравнения военно-топографической карты 1864 г. и картографических материалов начала XX в. Методы исследования Для оценки перераспределения наносов на исследованных склонах нами были использованы три независимых метода. Радиоцезиевый метод базируется на сопоставлении содержания радиоактивного изотопа цезия-137 (137Cs) в почве на исследуемой точке и на геоморфологически стабильной опорной площадке [Walling & He, 1999] . Цезий-137 – радиоактивный нуклид химического элемента цезия с атомным номером 55 и массовым числом 137. В естественных условиях в окружающей среде не встречается, образуется преимущественно при делении ядер в ядерном оружии и ядерных реакторах. Радиоактивный изотоп 137Cs – бета-излучающий нуклид со средней энергией бета-частиц 170,8 кэВ и периодом полураспада ≈30,2 года. Его дочерний нуклид барий-137 (137Ba) имеет период полураспада ≈2,55 мин и испускает гамма-кванты с энергией 661,66 кэВ, что и позволяет определять активность 137Cs в природных средах путём измерения образцов в гаммаспектрометрических устройствах [ Василенко, 1999 ]. Основным глобальным источником 137Cs в окружающей среде были атмосферные испытания термоядерного оружия, проводившиеся широкомасштабно с 1953 по 1963 г. до заключения договора об ограничении ядерных испытаний в открытой атмосфере, под водой и в космическом пространстве. К началу 1981 г. суммарная активность поступившего в окружающую среду 137Cs достигла 960 ПБк (так называемый глобальный или бомбовый цезий-137). Плотность загрязнения суши в Северном и Южном полушариях и в среднем на Земном шаре составляла, соответственно, 3,42; 0,86 и 3,14 кБк/м2, а на территории бывшего СССР в среднем – 3,4 кБк/м2 [ Василенко, 1999 ]. Дополнительным источником радиоактивного загрязнения во многих регионах Европы и, в частности, ЕТР стала Чернобыльская авария 26 апреля 1986 г., в результате которой в атмосферу из разрушенного реактора было выброшено в целом около 1850 ПБк радионуклидов, при этом на долю радиоактивного цезия пришлось 270 ПБк. По особенностям пространственного распределения бомбовый и чернобыльский 137Cs существенно различаются. В первом случае изотоп 48 выбрасывался в стратосферу в поднимающемся облаке продуктов термоядерного взрыва, в дальнейшем перераспределялся в глобальном масштабе струйными течениями и выпадал из атмосферы постепенно в течение многих лет с аэрозольными частицами, преимущественно с осадками, в меньшей степени – в виде сухих выпадений [ Силантьев, Шкуратова, 1983 ]. Это определило довольно равномерное зональное распределение глобальных атмосферных выпадений 137Cs и его зависимость от среднегодового количества осадков и наличия орографических препятствий для влажных воздушных масс [Г олосов и др., 2008 ]. После Чернобыльской аварии продукты теплового взрыва в ядерном реакторе 4-го энергоблока АЭС оставались в пределах тропосферы. Их перенос от эпицентра выброса осуществлялся движущимися воздушными массами в соответствии с конкретной синоптической ситуацией в период с конца апреля до середины мая 1986 г., что было впоследствии достаточно детально исследовано [ Атлас.., 1998] . Выпадение чернобыльского цезия-137 из атмосферы было связано, в большинстве случаев, с одним или несколькими дождями, а его пространственное распределение характеризуется значительной вариабельностью, отражающей движение загрязнённых воздушных масс, переносимых ими облачных систем и выпадение из них дождей в указанный период времени (рис. 3Б). Таким образом, запас 137Сs в пробах почвы на территории ЕТР в общем случае определяется суммой выпадений глобальной и чернобыльской природы, причём эти выпадения дают разный вклад в суммарный запас на разном удалении от места аварии. Рис. 3. Тренд первоначального выпадения чернобыльского 137Cs из атмосферы (жирная стрелка с указанием линейного изменения запаса изотопа на геоморфологически стабильных участках на момент опробования и серые изолинии с приблизительной оценкой запаса, Бк/м2), установленный по полевым данным (А), в сравнении с опубликованной информацией [Атлас.., 1998 ] Б). После выпадения из атмосферы на земную поверхность, 137Cs прочно сорбируется глинистыми минералами тонких фракций почвенно49 грунтовых частиц в большинстве ландшафтно-геохимических условий, за исключением сильно кислых и сильно щелочных сред [ Силантьев, Шкуратова, 1983 ]. Дальнейшая горизонтальная миграция 137Cs в условиях равнин умеренного климатического пояса связана, в основном, с механическим переносом почвенных частиц процессами водной и ветровой эрозии почв. Эта особенность радионуклида позволяет решать задачу оценки темпов эрозионно-аккумулятивных процессов на основе данных о содержании 137Cs в почвенном покрове и аккумулятивных отложениях. Поскольку объекты данного исследования находятся в зоне, подверженной чернобыльскому загрязнению, которое характеризуется относительно более высокой пространственной вариабельностью, чем глобальные выпадения 137Cs, особое внимание было уделено определению неравномерности начальных выпадений изотопа из атмосферы [ G olosov et al., 1999 ] . С другой стороны, чернобыльские выпадения с точки зрения многолетнего баланса 137Cs в почве могут рассматриваться как одномоментное событие, что упрощает переход от относительного изменения запасов изотопа в опробованных точках к среднегодовым темпам эрозионно-аккумулятивных процессов. Для расчётов использовались две относительно простые калибровочные модели: пропорциональная и простая масс-балансовая. Обе использованные модели не принимают в расчёт временную вариабельность выпадения изотопа цезия-137, рассматривая его поступление в почву как одномоментное событие, что существенно сокращает количество необходимых входных данных и упрощает расчёты. Детальное описание принципов выбора моделей, их практического применения и необходимых входных данных имеется в ряде публикаций [ W alling & Quine, 1990; Walling & He, 1999; Беляев и др., 2003; Кузнецова и др., 2007а, б] . Почвенно-морфологический метод (или метод почвенногеоморфологических профилей) основан на сопоставлении строения почвенных профилей на участках, подверженных воздействию эрозионноаккумулятивных процессов, и на ненарушенных участках. Он позволяет качественно выделить почвы разной степени смытости и, при опредёленных условиях, количественно оценить суммарные эрозионные потери почвы или прирост почвенного профиля за счёт аккумуляции наносов за весь период земледельческого освоения. В общем случае, метод не даёт возможность оценить самостоятельный вклад различных процессов в перераспределение наносов [Беляев и др., 2004; Belyaev et al., 2005а,б; Кузнецова и др., 2007а ]. Оценка проводится посредством сравнения строения почвенного профиля в каждой изученной точке (почвенном разрезе или скважине) в пределах исследуемого участка склона с выбранным эталоном, расположенном на геоморфологически стабильном участке. Величина смытого или намытого слоя определяется по разности между мощностью верхних почвенных горизонтов эталона и разрезов на склоне [ Ларионов и др., 1973; 50 Литвин, 2002] . Обычно для этого выбираются те несколько горизонтов, суммарная мощность которых является наименее вариабельной для данного типа почвы [ Кирюхина, Серкова, 2000; Сурмач, 1992] . Для серых лесных почв разными исследователями предлагаются различные подходы к выбору эталона. В данной работе расчёт проводился по сумме горизонтов Апах+АЕ. Зная среднюю плотность материала верхней части почвенного профиля и продолжительность земледельческого освоения исследуемого склона, можно перейти к среднегодовым темпам перемещения рыхлого материала. Эмпирико-математическая расчётная модель, использованная в данном исследовании, представляет собой совместное использование модифицированного для условий России универсального уравнения эрозии почв (USLE), которое применяется для оценки смыва в период выпадения ливней [ Wishmeier & Smith, 1965 ], и уравнения для расчёта смыва почв в период снеготаяния [Бобровицкая, 1977 ]. Зависимости, лежащие в основе моделей, получены опытным путём и неоднократно проверены экспериментально. Интегрирующая и существенно совершенствующая оба эти подхода модель разработана под руководством Г.А. Ларионова [ Ларионов и др., 1998; Краснов и др., 2001 ]. Технологически она реализована в единой программе для расчётов на компьютере и снабжённой обширной базой данных пространственнораспределённых коэффициентов, необходимых для расчёта. Модель позволяет рассчитывать потенциальный средний смыв с поля для различных условий, а также оценивать внутрисклоновое распределение ареалов эрозии и аккумуляции на основании данных об изменениях интенсивности смыва вдоль линий тока. Прямое вычисление внутрисклоновой аккумуляции в использованной нами версии программного обеспечения невозможно. Входными данными для расчётной программы являются эмпирические коэффициенты факторов эрозии. Региональные диапазоны значений большинства из них (эрозионный потенциал осадков; классификации почв по мехсоставу, водопроницаемости и каменистости; эрозионные индексы сельскохозяйственных культур) для большей части сельскохозяйственно освоенной территории России имеются во входящей в состав программного пакета базе данных [Ларионов, 2000 ]. Фактор рельефа определяется согласно морфометрическим характеристикам конкретного объекта. Характеристики почвы частично получены при лабораторных анализах образцов или частично заимствованы из работы Г.П. Сурмача [ 1992 ]. Расчёты производились для линий тока, построенных по топографической карте масштаба 1:25000. Для дореволюционного и советского (до 1986 г.) периодов времени в расчёте принимались типичные севообороты для данной территории. Для последнего периода использовалась информация о фактических севооборотах, применявшийся с 1986 г. на исследуемых склонах, предоставленная руководством ОПХ. Совместное использование в данном исследовании трёх независимых методов потребовало обратить особое внимание на различные интерва51 лы времени, в которых эти методы работают. Это позволило проследить динамику эрозионно-аккумулятивных процессов на склонах при прямом сравнении полученных результатов. Почвенно-морфологический метод даёт суммарную оценку воздействия эрозионно-аккумулятивных процессов на строение почвенных профилей за весь период земледельческого освоения. Использование радиоактивного изотопа 137Cs чернобыльского происхождения даёт возможность определить темпы эрозии и аккумуляции, в данном случае, за период с 1986 г. Временной интервал использования расчётной модели ограничивается доступностью информации о метеорологических характеристиках, входящих в модель, данных о границах земельных угодий и севооборотах. При этом следует учитывать, что точность отдельных входных параметров, необходимых для расчёта по модели, сокращается по мере увеличения временного интервала при ретроспективном анализе, что не может не сказаться на точности расчётов. Полевые исследования включали: 1) выбор пяти геоморфологически стабильных опорных участков и отбор образцов на них для определения пространственной вариабельности первоначального атмосферного выпадения изотопа 137Cs; 2) выбор трёх пар репрезентативных и морфологически схожих склоновых трансект; 3) проведение почвенной съёмки и отбор образцов для радиоизотопного анализа в тех же точках вдоль выбранных трансект (закладывалось от 9 до 18 разрезов на трансекте в зависимости от длины и сложности микрорельефа склона); 4) проведение геодезической съёмки склоновых трансект с использованием оптического теодолита и DGPS. Подготовка образцов почвы к радиоцезиевому анализу включала в себя их сушку, разрушение агрегатов и гомогенизацию, сухой просев через сито с ячейкой 2 мм для отделения гравийной и более крупных фракций. Лабораторные измерения содержания изотопа 137Cs в почвенных пробах были выполнены в лаборатории института глобального климата и геоэкологии РАН. Измерения активности 137Cs по линии 661,66 КэВ проводились по стандартной методике на сертифицированном МАГАТЭ гаммаспектрометрическом комплексе на базе полупроводникового коаксиального гамма-детектора n-типа из высокочистого германия (EG&G ORTEC LOAX HPGe) соединённого с усилителем и спектрометрическим устройством производства фирмы ORTEC. Продолжительность измерения каждого отдельного образца составляла не менее 12 ч. Результаты применения радиоизотопного метода Для определения объёмов первоначального выпадения 137Cs из атмосферы было выбрано 5 опорных площадок, расположенных в непосредственной близости от исследуемых склонов (рис. 4). Выбор нескольких площадок был обусловлен необходимостью оценки возможного тренда выпадений 137Cs чернобыльского происхождения, обусловленного тем, что они связаны с выпадением одного или нескольких дождей. Статистические ха- 52 рактеристики результатов оценки вариабельности начального выпадения на каждой из площадок приведены в табл. 2. Установлено, что уровни загрязнения территории изотопом 137Cs существенно превосходят предшествующее загрязнение территории 137Cs глобального происхождения. При этом 137Cs чернобыльского происхождения составляет более 90% от общего содержания 137Cs в почве, что подтверждается независимыми данными, полученными при составлении Атласа радиоактивного загрязнения Европейской части России, Украины и Беларуси [1998 ] . На основании полученных средних значений содержания 137 Cs на опорных площадках, был получен тренд начального выпадения изотопа, с нарастанием в северо-западном направлении (рис. 4А). Аналогичный тренд был выявлен и при выполнении мелкомасштабного радиоэкологического мониторинга [Атлас.., 1998 ]. Из картыврезки (рис. 3Б), представляющей собой часть одного из листов данного атласа, очевидно, что измеренные значения 137Cs, направление и магнитуда совпадают с нашими полевыми данными. Основываясь на данной информации, были установлены опорные значения выпадения изотопа для склоновых трансект 1-5 (рис. 4А). Склоновая трансекта 6 находится вне зоны тренда (рис. 4Б). Таблица 2. Общая характеристика опорных участков и статистика запасов изотопа 137Cs Опорный участок Ref-1 Ref-2 Ref-3 Ref-4 Ref-5 Землепользование Содержание 137Сs (Бк м-2) n среднее ± доразброс значеверительный ний интервал (90%) 12 30470-33038 31754±1284 Открытый луг Заброшенная (>20 лет) пашня, поросшая луговой растительно- 11 18164-37128 стью и кустарником Пастбище 9 23209-32051 Луг у края леса 12 31696-52512 Пашня 4 30175-37944 б) CV, % n 9 2 27699±2573 19 12 27573±1688 42289±3431 34654±1942 11 16 10 4 8 6 а) n – фактическое число отобранных образцов; б) CV – коэффициент вариабельности; в) n0 – минимально необходимое число образцов, которые следует отобрать для получения среднего значения в пределах доверительного интервала для уровня значимости 90% при указанном коэффициенте вариабельности. Основываясь на этом, для данной трансекты было использовано постоянное опорное значение начального выпадения изотопа, равное 31700 Бк/м2. Начальное выпадение изотопа 137Cs с доверительным интервалом ±90% для каждой склоновой трансекты графически представлено на рис. 4. Пространственная вариабельность изотопа 137Cs чернобыльского происхождения обусловлена особенностями выпадения дождей в период с конца апреля до середины мая 1986 г. [ Атлас.., 1998] . 53 Рис. 4. Распределение относительной мощности горизонтов почв A+AE и запаса 137Cs в почве вдоль трансект 1 (А), 2 (Б), 3 (В), 4 (Г), 5 (Д) и 6 (Е).: 1) мощность горизонтов почв A+AE; 2) запас 137Cs в почве; 3) продольный профиль склона вдоль трансекты; 4) положение контурных лесополос. 54 Рис. 4 (продолжение). Распределение относительной мощности горизонтов почв A+AE и запаса 137Cs в почве вдоль трансект 1 (А), 2 (Б), 3 (В), 4 (Г), 5 (Д) и 6 (Е).: 1) мощность горизонтов почв A+AE; 2) запас 137Cs в почве; 3) продольный профиль склона вдоль трансекты; 4) положение контурных лесополос. 55 Рис. 4 (продолжение). Распределение относительной мощности горизонтов почв A+AE и запаса 137Cs в почве вдоль трансект 1 (А), 2 (Б), 3 (В), 4 (Г), 5 (Д) и 6 (Е).: 1) мощность горизонтов почв A+AE; 2) запас 137Cs в почве; 3) продольный профиль склона вдоль трансекты; 4) положение контурных лесополос. 56 Информация об осадках за данный период с трёх ближайших метеорологических станций свидетельствует, что в данный период в регионе выпадали дожди низкой интенсивности со слоем осадков менее 10 мм/день. В то же время, выявились значимые различия в магнитуде дождей между отдельными метеостанциями. Данная пространственная структура выпадения осадков в основном контролировалась направлением движения дождевых облаков и местным рельефом [Исаев, 2002 ], предопределив тем самым характер выпадения изотопа 137Cs чернобыльского происхождения. Распределение содержания 137Cs в точках отбора вдоль шести исследованных трансект также показано на рис. 4. На основе сопоставления вариабельности содержания изотопа вдоль трансект с приведённым интервалом опорных значений, можно заметить существенное перераспределение 137 Cs уже через 20 лет после выпадения. Значительные различия выявляются и при сопоставлении распределения содержания изотопов на схожих элементах парных склонов с традиционной обработкой и с использованием лесополос. Это особенно ярко проявляется на трансектах 2 и 4 (рис. 4Б, Г), где практически по всей длине склонов, за исключением подножий, отмечается значимое сокращение содержания 137Cs. Такой характер перераспределения изотопа наглядно свидетельствует об интенсивном смыве с большей части склона и переотложении наносов у его основания. Несколько иное распределение изотопа 137Cs наблюдается вдоль трансекты 6 (Рис. 4Е). В верхней части склона оно сходно с другими трансектами без лесополос. Однако в нижней половине наблюдается чередование содержания изотопа 137Cs выше и ниже опорного значения. Подобное пространственное распределение объясняется особенностями морфологии склона в этом части склона. В частности рядом с трансектой присутствуют небольшие депрессии, которые отводят часть поверхностного стока, образуя местные зоны аккумуляции. Другая причина связана с возможным изменением землепользования в последние годы: верхняя часть склона – пашня, а нижняя часть – залежь. В любом случае в целом для трансекты также преобладают потери 137Cs. Трансекты с контурными террасами и лесополосами характеризуются гораздо более сложными изменениями запасов изотопа 137Cs вдоль склона. На трансекте 1 (рис. 4А) увеличение содержания изотопа 137Cs наблюдается выше каждой из лесополос, хотя амплитуда его существенно варьирует от места к месту. Более комплексное распределение изотопа отмечается вдоль трансекты 3 (рис. 4В). В пределах данной трансекты отмечается достаточно ограниченное перераспределение 137Cs. Только на 7 из 18 точек отбора содержание изотопа существенно отличается от содержания на опорном участке (рис. 4В). Перераспределение 137Cs вдоль трансекты 5 также в основном незначительно, хотя локальный прирост запаса изотопа непосредственно выше лесополос наблюдается на большей части сегментов склона (рис. 4Д). Противоположная ситуация (пониженное содержание 137Cs непосредствен57 но ниже лесополос) наблюдается здесь ниже 2-го и 3-го рядов лесополос. Это можно объяснить низким контролем на этом участке за их состоянием (вытаптывание скотом, не проводилась расчистка стокозадерживающих канав, подсадка деревьев), что, вероятно, приводило к перетеканию концентрированного стока через лесополосы и формированию ниже размывов. Таким образом, контурные террасы и лесополосы оказывают значительное влияние на сокращение перераспределения изотопа 137Cs. На трансектах с традиционной обработкой отмечаются значительные потери изотопа на большинстве точек опробования. Из трансект с лесополосами наиболее значительное перераспределение 137Cs наблюдается в пределах трансекты 1 по сравнению с трансектами 3 и 5 (рис. 4А, В, Г). Это можно объяснить различиями в севооборотах после 1986 г. Поле, на котором расположены трансекты 1 и 2 (рис. 1В), засевалось яровыми и озимыми зерновыми, а также пропашными культурами, чередующимися с периодами содержания под паром. В то же время поля, на которых расположены трансекты 3 и 5 (рис. 1В), преимущественно засевались однолетними и многолетними травами. В последние годы весь склон с трансектой 5 и нижняя часть склона с трансектой 3 использовался в качестве пастбища. Поскольку чернобыльские выпадения в районе составляют более 90% суммарных запасов 137Cs, было принято решение пренебречь перераспределением глобальных выпадений 137Cs и сконцентрировать внимание на оценке перераспределения наносов с 1986 г. При расчётах по калибровочным моделям принималось допущение о выпадении всего запаса 137Cs как одномоментном событии. Подобное предположение допустимо для территорий значительного чернобыльского радиоактивного загрязнения. Кроме того, в связи с низкой интенсивностью осадков, с которыми выпал изотоп 137 Cs, можно утверждать, что его перераспределение с поверхностным стоком в этот момент не происходило, и изотоп сорбировался на почвенных частицах. Предполагая, что выпадение изотопа – единичное событие, можно для расчёта перераспределения наносов использовать наиболее простые калибровочные модели – пропорциональную и простую масс-балансовую модели [Walling & He, 1999 ], так как они не включают параметр временной вариабельности выпадения изотопа 137Cs. Для использования данных моделей требуется только наиболее общая информация, а именно – содержание изотопа на опорном участке, дата выпадения, глубина вспашки и плотность почвы. В результате удалось избежать неопределённостей, связанных с получением входящих параметров, характерных для более комплексных масс-балансовых моделей. Среднегодовые темпы перераспределения наносов, рассчитанные по моделям для всех точек опробования, представлены графически для всех 6 склоновых трансект (рис. 5). Рассчитанные значения темпов смыва в целом для каждой трансекты вместе с протяжённостью зон смыва и аккумуляции для трансект представлены в табл. 3. Значения, полученные для боль58 шинства точек опробования, указывают на очень интенсивное перераспределение наносов за последние 20 лет (табл. 3). Наиболее значительные потери почвы от эрозии наблюдаются на склоновых трансектах 4, 1 и 2. Промежуточные значения получены для трансект 5 и 6. Сравнительно низкие, но всё же значительные величины для зон эрозии получены для трансекты 3 (табл. 3). После разделения полученных значений на внутрисклоновый смыв (расчёт смыва для всей длины трансекты, но без учёта аккумуляции) и вынос наносов за пределы поля (при учёте внутрисклоновой аккумуляции) различия между склоновыми трансектами с традиционной обработкой и с почвозащитными мероприятиями становятся более очевидными (табл. 3). Таблица 3. Темпы перераспределения наносов на исследованных склоновых трансектах, определённые радиоцезиевым методом (для каждого трансекта верхняя строка – расчёт по пропорциональной модели, нижняя – по масс-балансовой модели) Протяжённость зоны Склоновый смыва трансект (м/% длины трансекта) Пара склонов а) Трансект 1 320/69,6 б) Трансект 2 460/93,9 Трансект 3 590/73,8 1 а) 2 б) а) Трансект 4 740/96,1 Трансект 5 590/78,7 3 б) Трансект 6 а) б) 630/86,3 СреднегодоСреднегодовая Протяжённость Вынос вой смыв в аккумуляция в зоны аккумулянаносов за пересчете на пересчете на ции пределы всю длину всю длину скло(м / % длины склона склона на трансекта) (т/га/год) (т/га/год) (т/га/год) 43,5 3,6 39,9 80 / 17,4 52,8 4,1 48,7 54,9 3,7 51,2 30 / 6,1 67,6 4,5 63,1 14,2 1,9 12,3 60 / 7,5 15,8 2,0 13,8 59,3 2,4 56,9 30 / 3,9 78,9 3,1 75,8 23,7 5,0 18,7 80 / 10,7 27,0 5,3 21,7 26,7 2,2 24,5 100 / 13,7 31,1 2,3 28,8 Склоновые трансекты с контурными террасами и лесополосами; Склоновые трансекты без почвозащитных мероприятий. Следует заметить, что даже для склонов с лесополосами, протяжённость зон аккумуляции очень ограничена в пространстве (рис. 5). Вероятно, существенная аккумуляция наблюдается внутри лесополос. Но её достаточно сложно учесть из-за высокой неравномерности переотложения наносов по длине лесополосы. Поэтому при расчётах предполагается, что аккумуляция или эрозия в лесополосах не наблюдаются, и они рассматриваются как стабильные участки. Данное предположение, конечно, не реалистично, и поэтому результаты расчётов выноса наносов за пределы трансект с лесополосами следует априори считать завышенными. 59 Рис. 5. Результаты расчёта темпов перераспределения наносов различными методами для склоновых трансект 1 (а), 2 (б), 3 (в), 4 (г), 5 (д) и 6 (е). Условные обозначения: расчёт среднегодовой интенсивности смыва по 1) почвенно-морфологическому методу; 2) по расчётной модели при отсутствии лесополос; 3) по расчётной модели при наличии лесополос; 4) радиоцезиевым методом по пропорциональной модели; 5) радиоцезиевым методом по простой масс-балансовой модели; 6) продольный профиль склона вдоль трансекты; 7) положение контурных лесополос. 60 Рис. 5 (продолжение). Результаты расчёта темпов перераспределения наносов различными методами для склоновых трансект 1 (а), 2 (б), 3 (в), 4 (г), 5 (д) и 6 (е). Условные обозначения: расчёт среднегодовой интенсивности смыва по 1) почвенно-морфологическому методу; 2) по расчётной модели при отсутствии лесополос; 3) по расчётной модели при наличии лесополос; 4) радиоцезиевым методом по пропорциональной модели; 5) радиоцезиевым методом по простой масс-балансовой модели; 6) продольный профиль склона вдоль трансекты; 7) положение контурных лесополос. 61 Рис. 5 (продолжение). Результаты расчёта темпов перераспределения наносов различными методами для склоновых трансект 1 (а), 2 (б), 3 (в), 4 (г), 5 (д) и 6 (е). Условные обозначения: расчёт среднегодовой интенсивности смыва по 1) почвенно-морфологическому методу; 2) по расчётной модели при отсутствии лесополос; 3) по расчётной модели при наличии лесополос; 4) радиоцезиевым методом по пропорциональной модели; 5) радиоцезиевым методом по простой масс-балансовой модели; 6) продольный профиль склона вдоль трансекты; 7) положение контурных лесополос. 62 Результаты применения почвенно-морфологического метода Наибольшей проблемой метода в районах интенсивного сельскохозяйственного землепользования является определение эталонных характеристик почвенного профиля. В районе исследований затруднительно найти участок с ненарушенными почвами, профиль которых можно использовать для всех склоновых трансект. Поэтому использовался опорный разрез с распаханного приводораздельного участка трансекты, который сопоставлялся с вариабельностью горизонтов A+AE в естественных условиях (по данным Г.П. Сурмача [ 1 956, 1992 ] . Типичный профиль серых лесных почв на приводораздельной части склонов состоит из следующих почвенных горизонтов: Ap (пахотный горизонт средней мощности 27-30 см); AE (транзитный горизонт средней мощностью около 15 см); EB (верхняя транзитная часть иллювиального горизонта средней мощностью 30 см); B (некарбонатный иллювиальный горизонт до глубины 180-190 см); ниже располагается карбонатная материнская порода – лёссовидный суглинок. Эта информация была получена на основе анализа большого числа почвенных профилей серых лесных почв. Важной морфологической характеристикой почвенных горизонтов AE и EB, по который диагностируются серые лесные почвы, является то, что они чётко выделяются и могут быть легко определены, даже если они эродированы или вовлечены в распашку. Данная информация была использована для проверки возможности использования почвенных профилей из разрезов, расположенных на распаханных приводораздельных частях исследованных трансект, в качестве эталонных. Было установлено, что все 4 почвенных разреза, используемые в качестве опорных; почвенный разрез в верхней части склоновой трансекты 5 использовался в качестве опорного для трансект 1, 2 и 5, так как их водораздельные части расположены рядом, имеют мощности почвенных горизонтов очень близкие к стандартному профилю. Таким образом, разрезы верхних частей исследуемых склоновых трансект могут использоваться в качестве опорных для оценки перераспределения наносов на склонах на основе почвенно-морфологического метода. Результаты описания разрезов, расположенных на всех 6 склоновых трансектах, графически представлены на рис. 4. На верхнем графике представлено изменение вдоль склона относительного сокращения или прироста суммарной мощности почвенных горизонтов A+AE по сравнению с опорными разрезами, выбранными для данной трансекты. Почвенные разрезы располагались в тех же точках, что и места отбора проб на 137Cs, что позволяет проводить прямые сравнения результатов. Аналогично содержанию 137Cs, наблюдаются существенные различия почвенных профилей на склоновых трансектах с лесополосами и без них. Склоновые трансекты с лесополосами (рис. 4А, В, Д) характеризуются относительно более резкими флуктуациями мощности почвенных горизонтов, связанных напрямую с почвозащитными мероприятиями. Для склоно63 вых трансект с традиционной обработкой (рис. 4Б, Г, Е) свойственно более постепенное изменение мощности почвенных горизонтов, в основном контролируемое морфологией склонов. Точки с приростом мощности почвенных горизонтов относительно эталонного значения редки, что говорит о доминирующей тенденции сноса почвенного материала за период земледельческого освоения для всех исследованных склонов. Тем самым, суммарное воздействие почвозащитных мероприятий до сих пор не компенсировало предшествующей деградации почв вследствие развития интенсивного, а местами и катастрофического [ Козменко, 1954; Сурмач, 1992] смыва. Для всех склоновых трансект, за исключением трансекты 4, был принят период распашки 300 лет. Для трансекты 4 он был определён в 100 лет (табл. 1). Это допущение базировалось на анализе имеющихся карт и исторических данных для различных периодов времени (начиная с 1695 г.). Плотность почвы, которая необходима для пересчёта слоя смытой или намытой почвы в единицы массы с единицы площади, были взяты из результатов лабораторной обработки интегральных проб для радиоизотопного анализа с глубины 0-30 см. Результаты количественной оценки темпов перераспределения наносов почвенно-морфологическим методом представлены на рис. 5 и в табл. 4. Темпы перераспределения наносов, установленные почвенноморфологическим методом, сравнительно невелики (4,7-14,7 т/га/год) и хорошо сопоставимы с типичными значениями для данного региона (5-15 т/га/год) [Литвин, 2002 ]. Фактически средние темпы перераспределения наносов, полученные почвенно-морфологическим методом, представляют собой интеграцию сравнительно непродолжительных отрезков времени с интенсивным смывом, обусловленным различными факторами, как например, сведение естественной растительности, земельная реформа 1861 г., коллективизация 1930-х гг., отдельные экстремальные эрозионные события, а также более продолжительные периоды со сравнительно низкими темпами смыва. Для склоновых трансект с лесными полосами ситуация ещё более комплексная, так как почвозащитный эффект воздействия лесополос наложился на ранее сильно эродированные почвы. Как уже отмечалось, склоны, на которых были высажены лесные полосы и созданы контурные террасы, изначально характеризовались высокой степенью смытости почв. После почти 80 лет использования почвозащитных мероприятий для трансект 1 и 3 интенсивность потерь почвы, рассчитанная почвенно-морфологическим методом, снизилась практически в 2-3 раза по сравнению с трансектами 2 и 4, на которых почвозащитные мероприятия не проводились (рис. 5, табл. 4). Исключением является трансекта 5, где до посадки лесополос в нижней части склона был смыт практически весь плодородный слой [Козменко, 1954; Сурмач, 1992] . Очевидно, что для восстановления почвенного покрова на данной трансекте требуется существенно большее время. 64 Результаты расчёта по модели Расчёт по модели проводился по линиям тока, снятым с оцифрованной топографической карты масштаба 1:25000, как с наиболее подробного имеющегося топографического источника. Для трансект без лесополос линии тока строились для существующей морфологии и морфометрии склонов, для трансект с лесополосами рассматривалось два случая: для расчёта смыва до создания лесополос линии тока строились на всю длину склона, аналогично трансектам без лесополос; для периода действия противоэрозионных мероприятий склон разбивался на отдельные сегменты между лесополосами, для каждого из которых строились короткие линии тока. Таким образом, принималось допущение о функционировании контурных террас и лесополос при отсутствии прорывов через них склоновых потоков. Данное допущение, несомненно, является не вполне реалистичным, поскольку в период полевых работ наблюдались прорывы склоновых потоков, несущих значительное количество наносов, через лесополосы на участках их запущенного или угнетённого вытаптыванием крупным рогатым скотом состояния. Таким образом, сравнение получаемых по модели результатов при расчёте «с лесополосами» и «без лесополос» даёт близкую к максимально возможной оценку снижения интенсивности склонового смыва в результате позитивного эффекта почвозащитных мероприятий. Таблица 4. Темпы перераспределения наносов на исследованных склоновых трансектах, определённые почвенно-морфологическим методом СреднегодоПротяжёнВынос Среднегодовой Протяжёнвая аккумуность зоны наносов за ность зоны смыв в переляция в пересмыва Пара Склоновый пределы счете на всю аккумуляции склонов трансект счете на всю (м / % длидлину склона (м / % длины склона длину склона ны трансектрансекта) (т/га/год) (т/га/год) (т/га/год) та) а) 1 а) 2 б) 5,1 50 / 10,9 0,4 4,7 Tрансект 2 470 / 95,9 9,0 20 / 4,1 0,1 8,9 650 / 81,3 4,7 0/0 0 4,7 680 / 88,3 16,3 90 / 11,7 1,6 14,7 670 / 89,3 9,4 0/0 0 9,4 730 / 100,0 8,5 0/0 0 8,5 Tрансект 4 Tрансект 5 б) а) 350 / 76,1 Tрансект 3 б) а) 3 Tрансект 1 б) Tрансект 6 Склоновые трансекты с контурными террасами и лесополосами; Склоновые трансекты без почвозащитных мероприятий. Как можно видеть (рис. 5, табл. 5) модель показывает весьма высокую потенциальную почвозащитную эффективность контурных лесополос. Если рассматривать все шесть склоновых трансект при отсутствии лесополос, то полученные расчётом темпы потенциального среднегодового смыва (для использованных севооборотов) составляют 19,9-25,9 т/га/год. Данная 65 величина несколько выше имеющихся представлений о темпах смыва в этой районе [Литвин, 2002 ], но это вполне объяснимо. Исследованные склоны опираются непосредственно на главную долину (р. Зушу) или привязанные к ней глубоко врезанные балки и, таким образом, отличаются несколько большей длиной и уклонами, чем типичные в региональном масштабе склоны. Наибольшими величинами потенциального расчётного смыва отличаются те трансекты, на которых сейчас существуют лесополосы (23,9-25,9 т/га/год против 19,9-21,6 т/га/год у склонов без лесополос). Это подтверждает отмеченный выше факт, что для создания лесополос выбирались наиболее подверженные смыву склоны. Расчёт для существующих лесополос закономерно даёт снижение интенсивности смыва в 3-4 раза (6,0-9,2 т/га/год). Оценка эффективности применения почвозащитных мероприятий Достаточно хорошее совпадение пространственного распределения зон сноса и аккумуляции, полученное радиоцезиевым и почвенноморфологическим методами, указывает на высокую объективность полученных данных, как минимум на качественном уровне (рис. 5). Однако существенные различия в средних для каждого склона темпах перераспределения наносов, полученных двумя независимыми полевыми методами (табл. 5), требуют детального разбора. Темпы перераспределения наносов, рассчитанные на основе использования радиоцезиевого метода (табл. 3, 5), на трансектах 1, 2 и 4 существенно превышают характерные темпы смыва для данного региона (5-15 т/га в год) [Литвин, 2002 ]. В то же время, почвенноморфологический метод и расчёты по эрозионной модели дают сравнительно близкие к литературным оценкам и сравнимые между собой результаты (рис. 5, табл. 5). Существенные расхождения средних значений отмечаются лишь для трансект 2 и 6. Существуют две основные причины столь существенного завышения темпов перераспределения наносов, полученных радиоцезиевым методом. Во-первых, вполне вероятно, поверхностный сток и смыв после выпадения стокоформирующего дождя мог удалить существенную часть изотопа с поверхности почвы до первой вспашки почвы после выпадения изотопа 137 Cs чернобыльского происхождения, и, соответственно, до его перемешивания в пределах пахотного горизонта, так как в этот период времени максимум содержания изотопа располагался на поверхности почвы [ W alling, Quine, 1990 ]. Поскольку использованные калибровочные модели предполагают равномерное распределение изотопа в пахотном горизонте, неучёт этого явления может привести к существенному завышению расчётной интенсивности смыва. Согласно метеорологическим данным по трём ближайшим метеостанциям (Мценск, Орёл и Верховье) за тёплый период 1986 г. выпало 5-10 дождей со слоем осадков более 10 мм, которые потенциально могли привести к формированию поверхностного стока. На метеостанции Орёл 5 июня 66 1986 г. отмечено выпадение 28 мм осадков. На метеостанции Мценск 10 июля 1986 г. выпало осадков около 25 мм/сутки. Наиболее значительные осадки, вероятно, фронтального характера, отмечены 26 августа 1986 г. на метеостанциях Орёл и Мценск (35 и 25 мм/сутки соответственно). 1 2 3 Темпы перераспределения наносов (т/га/год) Расчёты по (смыв /аккумуляция/вынос наносов за модели (т/га/год) пределы склона) Радиоцезиевый метод (пропорциональная без лесополос Почвенномодель) морфологический Радиоцезиевый метод метод с лесополосами (масс-балансовая модель) 43,5 / 3,6 / 39,9 23,9 а) Трансект 1 5,1 /0,4 / 4,7 52,8 / 4,1 / 48,7 6,0 54,9 / 3,7 / 51,2 19,9 б) Трансект 2 9,0 / 0,1 / 8,9 67,6 / 4,5 / 63,1 14,2 / 1,9 / 12,3 24,0 а) Трансект 3 4,7 / 0,0 / 4,7 15,8 / 2,0 / 13,8 9,2 59,3 / 2,4 / 56,9 21,6 б) Трансект 4 16,3 / 1,6/ 14,7 78,9 / 3,1 / 75,8 23,7 / 5,0 / 18,7 25,9 а) Трансект 5 9,4 / 0,0 / 9,4 27,0 / 5,3 / 21,7 6,8 26,7 / 2,2 / 24,5 20,5 б) Трансект 6 8,5 / 0,0 / 8,5 31,1 / 2,3 / 28,8 а) Склоновые трансекты с контурными террасами и лесополосами; б) Склоновые трансекты без почвозащитных мероприятий. Склоновый трансект Пара склонов Таблица 5. Сравнение величин темпов перераспределения наносов на исследованных склоновых трансектах, полученных различными методами С большой долей вероятности можно полагать, что такие суточные суммы осадков в этот период года в большинстве случаев связаны с выпадением стокоформирующих ливней высокой интенсивности. В этот год поле, на котором находятся трансекты 1 и 2, было засеяно кукурузой и ячменём, а поле, где располагается трансекта 4 – частично овсом, частично находилось под паром. Вполне вероятно, что на этих склонах мог произойти достаточно сильный смыв. Особенно это касается поля со склоновой трансектой 4. Но кукуруза и ячмень были убраны к концу августа, что также могло способствовать смыву. Поскольку именно на трансектах 1, 2 и 4 имеет место наиболее существенное завышение величин смыва и выноса почвы со склонов, определённых радиоцезиевым методом, недоучёт смыва части свежевыпавшего изотопа при расчётах по калибровочным моделям представляется наиболее очевидным объяснением. По оценкам, выполненным на участке находившейся под паром трансекты 4 тут же после ливня интенсивностью порядка 20 мм/час во время проведения полевых работ 11 августа 2003 г., непосредственно измеренный по объёмам эрозионных и аккумуля67 тивных форм вынос почвы за пределы склона за ливень составил около 13 т/га [Кузнецова и др., 2007а, б ]. Даже при условии полностью равномерного перемешивания 137Cs в пахотном горизонте, со смытым материалом за пределы склона было вынесено около 1% всего запаса изотопа в пахотном горизонте исследуемого участка склона, при относительно умеренной интенсивности эрозионного события. Для учёта вынос части свежевыпавшего 137Cs и пересчёта среднегодового смыва для трансекты 4 была использована комплексная расчётная модель, в которой сохранялось допущение о постоянном значении среднегодового смыва. В первый год смывался свежевыпавший 137Cs, распределённый по глубине экспоненциально приблизительно в верхних 4 мм почвы [ W alling and Quine, 1990] . В последующие годы расчёт производился по пропорциональной модели, с учётом равномерного распределения по пахотному горизонту оставшегося после смыва в первый год изотопа. В результате для трансекта 4 было получено среднее значение интенсивности выноса почвы 14,8 т/га/год, практически идентичное величине, полученной почвенно-морфологическим методом (14,7 т/га/год) и близкое к рассчитанному по модели (21,6 т/га/год). Таким образом, можно говорить о том, что использование радиоизотопного метода позволило получить объективную картину пространственного расположения зон сноса и аккумуляции на трансектах (рис. 5). Но вероятный смыв с поверхности почвы части свежевыпавшего 137Cs чернобыльского происхождения, который не был учтён в расчётах, привёл к существенному завышению оценок среднегодовых темпов смыва. Аналогичная картина завышения темпов смыва при использовании радиоцезиевого метода выявлена и рядом других исследований [Montgomery еt al, 1997, Turnage et al., 1997 ]. Использование интегрального подхода, когда для определения одного и того же параметра параллельно используется несколько независимых методов, позволило выявить данную проблему. С другой стороны, нельзя отрицать возможность того, что более высокие темпы смыва на исследованных склонах, полученные при использовании радиоцезиевого метода, частично отражают реальную тенденцию последних десятилетий, связанную с изменением количества и структуры выпадения осадков на исследуемой территории. Как видно из диаграмм (рис. 6), по данным ближайшей метеостанции Мценск, на фоне нормальных межгодовых флуктуаций наблюдается устойчивая тенденция к увеличению годового количества осадков (рис. 6А) и, что ещё более важно с точки зрения интенсивности смыва почв – заметное увеличение повторяемости стокоформирующих дождей (рис. 6Б). Аналогичные тенденции выражены и по данным соседних метеостанций. При сохранении неизменных севооборотов с заметной долей пара и пропашных культур это, очевидно, приводит к увеличению вероятности выпадения стокоформирующего ливня на эрозионноопасный агрофон. Таким образом, более высокие, по сравнению с другими методами, значения интенсивности смыва, полученные радиоцезиевым ме68 тодом, могут отчасти отражать реальное повышение интенсивности смыва в течении последних 20 лет на конкретно изученных полях. Рис. 6. Анализ ряда суточных наблюдений за осадками на метеостанции Мценск (около 50 км к ЗСЗ от объекта исследований) за период с 1960 по 2003 г. (отсутствуют данные по 1973 г. и по ноябрю-декабрю 1976 г.). А) суточный ход осадков (1) и ход годового количества осадков (2); Б) количество дней с суточной суммой осадков, превышающей 10 мм (1), 20 мм (2) и 40 мм (3) за каждый год наблюдений. Результаты использования почвенно-морфологического и радиоцезиевого методов показывают, что применение почвозащитных мероприятий существенно снижает темпы перераспределения наносов (табл. 5, 6). Максимальное относительное сокращение потерь почвы со склонов отмечено для второй пары трансект (80% радиоцезиевым методом и 68% почвенноморфологическим методом). Для первой пары склонов сокращение составило 47% почвенно-морфологическим методом и 22-23% радиоцезиевым. На69 конец, для третьей пары радиоцезиевый метод даёт относительное сокращение темпов перераспределения наносов на 24-25%, но, согласно почвенноморфологическому методу, деградация почв на мелиорированном склоне на 11% выше, чем на немелиорированном. Данное противоречие объясняется крайне высокой степенью смытости почв на склоновой трансекте 5 ещё до посадки лесополос, что не позволило почвенному профилю восстановиться в достаточной степени [ Сурмач, 1992 ]. С другой стороны, радиоцезиевый метод, который характеризует темпы перераспределения почв за последние 20 лет, повсеместно показывает не менее чем 20%-ое их сокращение на мелиорированных склонах (табл. 6). Следует учитывать, что при расчёте выноса материала всеми методами не учитывалась, в силу технических трудностей и недостаточности времени полевых работ, возможная аккумуляция наносов в лесополосах и, особенно, стокозадерживающих канавах. То есть, фактический эффект воздействия мелиоративных мероприятий на сокращение потерь почвы со склонов превышает приведённые величины, которые являются минимальными оценками. Таблица 6. Разница (в %) между темпами перераспределения наносов на склонах без лесополос (чётные трансекты) и с лесополосами (нечётные трансекты) внутри каждой пары склонов, оценённая различными методами Радиоцезиевый метод Склоновые вынос наносов трансекты смыв внутри за пределы склона склона Почвенно-морфологический Расчёт по мометод дели вынос наносов вынос наносов смыв внутри за пределы за пределы склона склона склона 2-1 21-22% 22-23% 43% 47% 75% 4-3 76-80% 78-82% 71% 68% 62% 6-5 11-13% 24-25% -11% -11% 74% Расчётная модель, входные данной которой базировались на допущении об идеальном функционировании всех лесополос (т.е. их полной непроницаемости для стока воды и наносов), дала близкие оценки для всех 3 пар склонов – интенсивность смыва для склонов с лесополосами (без учёта внутрисклонового переотложения наносов) ниже на 62-75%, что соответствует уменьшению осреднённых по всему склону темпов смыва в 3-4 раза по сравнению с традиционной обработкой. Важно заметить, что эрозионная модель рассчитывает потенциальный смыв со склонов для выбранного севооборота без учёта внутрисклоновой аккумуляции. Это близко к максимальным значениям эффективности почвозащитной мелиорации, показанной полевыми методами для 2-ой пары склонов (трансекты 3 и 4), где относительные показатели близки для всех трёх использованных методов (7882% для радиоцезиевого метода, 68% для почвенно-морфологического метода и 62% для расчётной модели). 70 Для 1 и 3 пар склонов полевые методы указывают на существенно меньшее снижение темпов смыва по сравнению с расчётами по модели (табл. 6). Помимо рассмотренных выше причин, это может быть также связано с невозможностью в последние десятилетия поддерживать лесополосы в нормальном состоянии (подсадка деревьев, очистка стокозадерживающих канав, предотвращение вытаптывания крупным рогатым скотом) из-за совершенно недостаточного финансирования. Нарушенное состояние многих лесополос непосредственно наблюдалось нами в полевых условиях. Таким образом, по данным трёх независимых методов склоны с лесными полосами на контурных террасах, в основном, характеризуются существенно более низкими темпами перераспределения наносов по сравнению с обрабатываемыми склонами без лесополос аналогичной морфологии (табл. 5, 6). Тем не менее, фактическая эффективность лесных полос изменяется в достаточно сильной степени в зависимости от местных условий конкретного склона – степени эродированности почвы до момента создания лесополос на конкретном склоне, поддержания должного ухода за лесополосами и т.д. Выводы Склоны с почвозащитными мероприятиями, представленными контурными валами-террасами с двухрядными лесополосами со стокозадерживающими канавами в междурядьях, характеризуются существенно меньшими темпами эрозионно-аккумулятивных процессов, чем склоны аналогичные по всем морфометрическим характеристики с традиционной обработкой почвы. Использование радиоизотопного и почвенно-морфологического методов дало достаточно широкий разброс значений относительной эффективности почвозащитных мероприятий – снижение выноса почвы на склонах с лесополосами составило от 11 до 82%. В одном случае (для третьей пары склонов), согласно почвенно-морфологическому методу, потери почвы на мелиорированном склоне оказались на 11% выше, чем на немелиорированном. Данное противоречие объясняется крайне высокой степенью смытости почв на склоновой трансекте 5 ещё до посадки лесополос, что не позволило почвенному профилю восстановиться в достаточной степени. Более однородные значения противоэрозионной эффективности лесополос, полученные расчётной моделью (62-75%), близки к максимальным значениям, вычисленным полевыми методами для 2-ой пары склонов. Следует также учитывать, что при расчёте выноса материала всеми методами не учитывалась, в силу технических трудностей и недостаточности времени полевых работ, возможная аккумуляция наносов в лесополосах и, особенно, в стокозадерживающих канавах. Фактический эффект воздействия мелиоративных мероприятий на сокращение потерь почвы со склонов превышает приведённые величины, которые являются минимальными оценками. Очень высокие среднегодовые темпы потерь почвы с трансект 1, 2 и 4, полученные для послечернобыльского периода радиоцезиевым методом, 71 вероятнее всего, являются завышенными в результате недоучёта смыва свежевыпавшего изотопа в 1986 г. до первой распашки склонов. С другой стороны, более высокие, по сравнению с другими методами, значения интенсивности смыва, полученные радиоцезиевым методом, могут отчасти отражать реальное повышение интенсивности смыва за последние 20 лет, связанное с климатически обусловленным увеличением частоты эрозионных событий. Таким образом, совместное использование трёх независимых методов позволяет получить более детальную информацию о пространственновременной вариабельности смыва почв и перераспределения наносов, чем применение одного метода. Использование интегрального подхода также позволяет обойти ограничения и снизить вероятность ошибок присущих индивидуальному использованию каждого метода. Отчасти это позволяет облегчить решение проблемы сравнения результатов, получаемых разными группами исследований, при условии обеспечения единого подхода к методическим и техническим вопросам. ЛИТЕРАТУРА Арманд Д.Л., Лидов В.П., Сетунская Л.Е., Хмелева Н.В. Физикогеографическая характеристика Новосильского и Острогожского ключевых участков // Сельскохозяйственная эрозия и борьба с ней. М.-Л.: Изд-во АН СССР. 1956. Атлас радиоактивного загрязнения Европейской части России, Белоруссии и Украины / Под. ред. Израэля Ю.А. М.: Росгидромет, Роскартография. 1998. Бачурина А.А., Петриченко И.А., Давыдова О.А. Некоторые данные о значительных осадках тёплого периода в различных регионах СССР // Труды ГГИ. Вып. 108. 1972. Беляев В.Р., Маркелов М.В., Голосов В.Н., Бонте Ф., Иванова Н.Н. Использование 137Cs для оценки современной агрогенной трансформации почвенного покрова в районах чернобыльского загрязнения // Почвоведение. 2003. № 7. Беляев Ю.Р., Беляев В.Р., Голосов В.Н., Маркелов М.В. Особенности трансформации рельефа малого освоенного водосбора северо-запада Русской равнины за период агрикультурного освоения // Геоморфология. 2004. № 1. Бобровицкая Н.Н. Эмпирический метод расчёта смыва со склонов // Сток наносов, его изучение и географическое распределение. Л.: Гидрометеоиздат, 1977. Василенко И.Я. Радиоактивный цезий-137 // Природа. № 3. 1999. Голосов В.Н. Эрозионно-аккумулятивные процессы в речных бассейнах. М.: ГЕОС. 2006. 72 Голосов В.Н., Маркелов М.В., Беляев В.Р., Жукова О.М. Проблемы определения пространственной неоднородности выпадений 137Сs для оценки темпов эрозионно-аккумулятивных процессов // Метеорология и гидрология. 2008. № 4. Докучаев В.В. Наши степи прежде и теперь. Спб. 1892. Исаев А.А. Атмосферные осадки. Часть I. Изменчивость характеристик осадков на территории России и сопредельных стран. М.: Изд-во МГУ. 2002. Кирюхина З.П., Серкова Ю.В. Вариабельность морфометрических показателей подзолистых почв и диагностика эродированности // Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 12. М.: Изд-во МГУ. 2000. Козменко А.С. Основы противоэрозионной мелиорации. М.: Сельхозгиз. 1954. Краснов С.Ф., Добровольская Н.Г., Литвин Л.Ф. Пространственновременные аспекты оценки эрозионного потенциала дождевых осадков // Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 13. М.: Изд-во МГУ. 2001. Кузнецова Ю.С., Беляев В.Р., Маркелов М.В., Иванова Н.Н. Анализ пространственно-временной неоднородности эрозионно-аккумулятивных процессов на пахотном склоне (ч. 1). Геоморфология. 2007а. № 1. Кузнецова Ю.С., Беляев В.Р., Маркелов М.В., Иванова Н.Н. Анализ пространственно-временной неоднородности эрозионно-аккумулятивных процессов на пахотном склоне (ч. 2). Геоморфология. 2007б. № 2. Ларионов Г.А. Разномасштабная оценка и картографирование природной опасности эрозии почв // Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 12. М.: Изд-во МГУ. 2000. Ларионов Г.А., Кирюхина З.П., Самодурова Л.С. Определение темпов смыва методом парных разрезов // Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 3. М.: Изд-во МГУ. 1973. Ларионов Г.А., Добровольская Н.Г., Краснов С.Ф., Лю Б.Ю., Неринг М.А. Теоретико-эмпирическое уравнение фактора рельефа для статистической модели водной (дождевой) эрозии // Эрозия почв и русловые процессы. М.: Изд-во МГУ. 1998. Вып. 11. Литвин Л.Ф. География эрозии почв сельскохозяйственных земель России. М.: ИКЦ Академкнига. 2002. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в её бассейне. М.: Изд-во АН СССР. 1955. Новиков Н.Е., Петелько А.И, Селивестров Л.П. Противоэрозионный оазис в южном Нечерноземье. Орёл: 2000. 73 Петелько А.И., Богачёва О.В. Влияние агрофона на сток талых вод // Двадцать четвёртое пленарное межвузовское координационное совещание по проблеме эрозионных, русловых и устьевых процессов. Барнаул: 2009. Силантьев А.Н., Шкуратова И.Г. Обнаружение промышленных загрязнений почвы и атмосферных выпадений на фоне глобального загрязнения. Л.: Гидрометеоиздат. 1983. Сурмач Г.П. Почвенно-эрозионные исследования на Среднерусской возвышенности // Сельскохозяйственная эрозия и борьба с ней. М.-Л.: Издво АН СССР. 1956. Сурмач Г.П. Рельефообразование, формирование лесостепи, современная эрозия и противоэрозионные мероприятия. Волгоград: 1992. Цветков М.А. Изменение лесистости Европейской России с конца XVII столетия до 1914 г. М.: Изд-во АН СССР. 1957. Ясинский С.В. Формирование гидрологического режима водосборов малых равнинных рек. Автореф. дисс…. докт. геогр. наук. М.: ИГ РАН. 2009. Яцунский В.К. Изменения в распределении землепользования в Европейской России с конца XVIII века до Первой мировой войны // Вопросы сельского хозяйства, крестьянства и революционных движений в России. М.: Изд-во АН СССР. 1978. Golosov V.N., Walling D.E., Panin A.V., Stukin E.D., Kvasnikova E.V., and Ivanova N.N. The spatial variability of Chernobyl-derived Cs-137 inventories in small agricultural drainage basin in Central Russia 11 years after the Chernobyl incident // Applied Radiation and Isotopes. № 51. 1999. Montgomery, J.A., A.J. Busaca, B.E. Frazier, and D.K. McCool. Evaluating soil movement using cesium-137 and the revised universal soil loss equation // Soil Science Society of America Journal. 1997. № 61. Turnage, K.M., S.Y. Lee, J.E. Foss, K.H. Kim, and I.L. Larsen. Comparison of soil erosion and deposition rates using radiocesium, RUSLE and buried soils in dolines in East Tennessee // Environmental Geology. 1997. № 29. Walling, D.E., and He, Q. Improved models for estimating soil erosion rates from cesium-137 measurements // J. Environ. Qual. 1999. № 28. Walling, D.E., and Quine, T.A. Calibration of caesium-137 measurements to provide quantitative erosion rate data // Land Degradation and Rehabilitation. 1990. № 2. Wishmeier, W.H., and Smith, D.D. Predicting rainfall erosion losses from cropland east of Rocky Mountains. Agric. Handbook No. 282. Washington: 1965. 74 В.П. Бондарев, В.Р. Беляев, Н.Н. Иванова, О. Эврар ОЦЕНКА ВЫНОСА ЗАГРЯЗНЯЮЩИХ ВЕЩЕСТВ С НАНОСАМИ СО СКЛОНОВ В ДОЛИНУ РЕКИ ДЛЯ ГЕОЭКОЛОГИЧЕСКИХ ЦЕЛЕЙ (на примере бассейна р. Локна) * Загрязнение окружающей среды вредными веществами различного класса опасности – одна из острейших проблем современности. Оценка геоэкологических последствий этого явления осложняется тем, что, попадая в природные системы, загрязняющие вещества включаются в общий круговорот веществ и начинают перемещаться в ландшафте. Существует довольно много механизмов этого перемещения. В гумидных ландшафтах основной ареной трансформации первичного поля загрязнения являются водосборные бассейны рек. В случае сорбции загрязнителей почвенными частицами (радионуклиды, ионы тяжёлых металлов и пр.), их миграция определяется основными агентами перемещения почвенно-грунтового материала. Для сельскохозяйственно освоенных равнин гумидных областей умеренного климатического пояса это, в первую очередь, эрозионные процессы, во многом спровоцированные хозяйственной деятельностью человека. Кроме того, на характер перемещения вещества влияют также собственно склоновые процессы– оползание, солифлюкция, осыпание и обваливание с более крутых склонов и т.д. Количественная оценка перемещения наносов (а, следовательно, и сорбируемых ими загрязняющих веществ) со склонов в русла рек – одна из актуальных проблем флювиальной геоморфологии. В последние годы появляется все больше количественных данных о темпах смыва почвы со склонов. Однако их недостаточно для достоверного расчёта коэффициента доставки наносов в речные русла. В данной работе предлагается комплексная методика определения коэффициентов доставки наносов со склонов малой реки с использованием морфометрических методов, математического моделирования и прослеживания радиоизотопных трассеров для количественной оценки перераспределения наносов и связанных с ними загрязняющих веществ. В основе исследования лежит несколько важных положений. Первое – представления Р. Хортона [1948], который выявил наличие закономерностей строения речной сети от самых малых её элементов до наиболее крупных, придавая большое значение самым малым элементарным притокам. Второе – закон единства эрозионно-аккумулятивных процессов в пределах всего речного бассейна, начиная с приводораздельных территорий и заканчивая руслом реки, который был сформулирован Н.И. Маккавеевым [1955]. Третье – представления С.М. Шумма, Р.Дж. Чорли, Ю.Г. Симонова о * Выполнено при финансовой поддержке РФФИ (проекты РФФИ-НЦНИ 09-05-91057, 10-0500385, 10-05-00357), программы Президента РФ для поддержки молодых учёных – кандидатов наук (проект МК-8023.2010.5) и программы Президента РФ для поддержки ведущих научных школ (проект НШ-79.2012.5). 75 том, что водосборный бассейн является геоморфологической системой с прямыми и обратными связями, имеющей сложную структуру и характеризующейся особенностями функционирования, на которые оказывают влияние природные и антропогенные условия и факторы [Schumm, 1977; Chorley et al., 1985; Динамическая геоморфология, 1992]. Четвёртое – рассмотрение водосборного бассейна как сложной иерархической системы, в которой можно выделить, как минимум, 4 пространственных иерархических уровня: 1) склоны и днища малых водосборных бассейнов; 2) элементарные бассейны; 3) единичные малые водосборные бассейны; 4) ассоциации и группы малых бассейнов, которые формируются в том или ином крупном регионе [Бондарев, 2010]. Каждому из выделенных уровней соответствует свой комплекс процессов, развивающийся в характерном масштабе времени. Выделение этих уровней способствует правильной организации исследования, выбору методов изучения объектов, а также определению набора средств управления ими на каждом из уровней. При этом склоновому уровню придаётся особый статус базового, с которого начинается бассейновый анализ территории. Исходя из перечисленного, количественная оценка доли наносов, попадающих в долины и русла рек со склонов водосбора, имеет крайне важное геоэкологическое значение. Именно этому вопросу будет посвящён приведённый ниже анализ. Методика оценки баланса вещества в пределах малых водосборов Этапы бассейнового подхода. Одним их перспективных путей оценки поступления загрязняющих веществ со склонов водосбора в долину и русло реки или временного водотока служит комплексный бассейновый подход, который включает в себя несколько этапов. В первую очередь создаётся морфометрическая картосхема водосборного бассейна и оцениваются морфометрические параметры склонов, с которых происходит поступление наносов. Опираясь на полученные данные и используя одну из эрозионных моделей, рассчитывается количество наносов, поступающих в долину с каждого склона в отдельности и со всех склонов вместе. При этом наибольшую сложность представляет не оценка мобилизации наносов на эродируемых частях склонов (данная задача с той или иной степенью точности решается многими расчётными моделями), а определение их переотложения на различных промежуточных рубежах стока по пути транспорта и вычисление результирующего коэффициента доставки в принимающую долину (данная задача не решается обоснованно ни одной из существующих расчётных моделей без привлечения данных полевых исследований на ключевых участках). Наконец, с помощью некоторого маркера оценивается адекватность эрозионной модели процессам, происходящим на реальных склонах. Морфометрический анализ склонов водосборного бассейна. Методологической и методической основой исследования морфометрической структуры склонов водосборного бассейна может служить Хортон-анализ в модификации Стралера-Философова. Он наиболее формализован, и разные 76 исследователи, работающие с одними и теми же топографическими материалами, получают одинаковые результаты. Считается, что на топографических картах масштаба 1:25 000 отражена реальная устойчивая структура водосборного бассейна. При переходе к картам масштаба 1:100 000 происходит потеря одного порядка с сохранением относительных морфометрических закономерностей в изучаемом бассейне [Хортон, 1948; Chorley et al., 1985; Динамическая…, 1992]. Морфометрический анализ водосборных бассейнов хорошо зарекомендовал себя при изучении перераспределения наносов в пределах водосборных бассейнов различного порядка. Важно, что устойчивые закономерности были получены для разнообразных условий – от центральных частей Европейской России до Французских Альп. Есть удачный опыт применения морфометрического анализа в балансовых исследованиях в сочетании с 137Cs в качестве маркера перераспределения рыхлого материала в пределах малых бассейнов [Бондарев и др., 2005]. Закономерности изменения морфометрических характеристик, структуры и динамики элементарных склонов в зависимости от порядка водотока, на который они опираются, до сих пор остаются недостаточно изученными. В то же время подобные исследования имеют конкретный геоморфологический смысл. В частности, показано, что в зависимости от особенностей рельефа меняется тип склоновых процессов и почвообразования [Джерард, 1999]. Ранее были проведены исследования морфометрических характеристик склонов прилегающих к водотокам разного порядка в трёх разных областях Европейской России: в верховьях р. Клязьмы (Московская обл.); бассейне р. Сейма (Курская обл.); бассейнах рек Северного Кавказа (Кабардино-Балкария). Было установлено, что в разнообразных по природным условиям регионах прослеживаются довольно устойчивые морфометрические закономерности для склонов в пределах малых водосборных бассейнов. Каждый из склонов 1-го порядка вносит в общую структуру перемещения наносов небольшое количество рыхлого материала, т.к. их водосборы малы и уклоны незначительны [Бондарев, Симонов, 1999]. Но таких склонов много. Соответственно, с них в русла рек должно поступать относительно много частиц тонкого гранулометрического состава. Поэтому их вклад в преобразование рельефа зависит от числа водотоков. Следовательно, для оценки суммарной потенциальной геоморфологической работы склонов 1-го порядка важна плотность водотоков того же порядка. Именно она определяет объёмы поступления вещества в долины рек. С ростом порядков склоновых фасеток растут их площади и длина. Это сказывается в более заметном индивидуальном эффекте явлений, протекающих на каждой из фасеток в отдельности. При этом важны соотношения между количеством разнопорядковых фасеток. При нарастании расчленённости за счёт увеличения фасеток малых порядков влияние местных процессов должно падать. На изменение интенсивности склоновых процессов при увеличении порядков склонов в большей степени влияют их длины, а не уклоны, т.к. последние нарастают медленнее, чем длины. Форма продольного и поперечного профиля склоновых фасеток также значительно влияет на эту интенсивность. 77 Одним из комплексных морфометрических показателей, которые используются для оценки эрозионного потенциала склонов является LSфактор или фактор рельефа в универсальном уравнении эрозии почв (USLE) и ряде других производных моделей [Wishmeier and Smith, 1965; Ларионов, 1993] – комплексный показатель влияния на интенсивность ливневой эрозии почв морфометрических характеристик склонов: длины, уклона, формы и экспозиции. Методика определения фактора рельефа по морфометрическим данным, снятым с топографических карт, и принятые в используемой модификации модели расчётные формулы приводятся в работах Г.А. Ларионова [1993]. Значение LS-фактора, вычисленное для конкретного участка склона, показывает, во сколько раз интенсивность смыва на единицу эрозионного индекса осадков (ЭИО) на данном участке склона при его морфометрических характеристиках превышает интенсивность смыва на единицу ЭИО со стоковой площадки с эталонными параметрами длины и уклона. Использование его в качестве основного показателя для создания классификации элементарных склоновых фасеток по интенсивности проявления эрозионных процессов предпочтительнее, поскольку позволяет абстрагироваться от влияния таких факторов, как эродируемость почвы, почвозащитный коэффициент севооборота, противоэрозионные приёмы обработки почвы и др., которые учтены собственно в расчётных величинах смыва почвы. Для анализа морфометрической структуры и эрозионного потенциала рельефа водосборных склонов бассейна р. Локны (приток р. Плавы, Среднерусская возвышенность) нами использовались программные пакеты MapInfo (векторизация топокарты масштаба 1:25 000 для создания цифровой модели рельефа и подготовки тематических слоёв, создание карт сети тальвегов и структуры элементарных склонов, получение их осреднённых и экстремальных морфометрических характеристик, создание тематических карт на основе созданных классификаций), Surfer (создание цифровой модели рельефа, получение морфометрических характеристик тальвегов) и ArcGIS (создание цифровой модели рельефа, получение морфометрических характеристик склонов, визуализация расчётных данных по эмпирико-математической эрозионной модели, картографирование склонов водосборного бассейна), которые позволили работать с большими объёмами информации и создать основу для морфодинамического анализа водосборного бассейна. Эмпирико-математическая модель оценки потенциальной интенсивности водной эрозии почв на склонах. Эмпирические модели основаны на экспериментально установленных (обычно в ходе многолетних наблюдений на стоковых площадках) статистических зависимостях между параметрами, определяющими условия развития эрозионно-аккумулятивных процессов и их интенсивность. Нами использовалась эмпирико-математическая модель (ЭММ) для расчёта темпов смыва почвы с пахотных склонов, состоящая из двух основных компонент – модифицированного для использования на территории России универсального уравнения эрозии почв для расчёта смыва дождевыми водами и адаптированной Г.А. Ларионовым [1993] зависимости, 78 разработанной в Государственном гидрологическом институте (ГГИ) для расчёта смыва талыми водами [Сток наносов.., 1977; Инструкция.., 1982]. В основе обоих компонент модели лежит ряд эмпирических зависимостей между длиной и уклоном склона, осадками или запасом воды в снеге, характеристиками почвы, типом её обработки, растительным покровом и темпами смыва. Данные зависимости были установлены, многократно модифицировались и совершенствовались на основе исследований на опытных эрозионных площадках. В дальнейшем обе модели были существенно переработаны и снабжены необходимой справочно-информационной базой, охватывающей всю сельскохозяйственную территорию бывшего СССР. В рамках данной работы основные входные параметры для расчётной модели были частично получены в ходе полевых работ, при анализе топографических карт и космических снимков (характеристики рельефа склонов, почв, современный характер землепользования) или анализа данных (продолжительность активного освоения, характер землепользования в дореволюционный период), частично предоставлены сотрудниками Лаборатории эрозии почв и русловых процессов МГУ, ранее проводившими исследования на этой же территории (характеристики почв, типичные севообороты советского периода), частично взяты из базы данных, включённой в компьютерную реализацию модели (эрозионный потенциал осадков, запасы воды в снеге, эрозионные индексы культур и агрофонов). Использование радиоизотопа-маркера для верификации эрозионной модели. Одним из наиболее опасных видов загрязнения окружающей среды является радиоактивное, в частности, относительно долгоживущим (период полураспада около 30,2 года) изотопом искусственного происхождения 137Cs. Его глобальное распространение явилось следствием испытаний ядерного оружия в открытой атмосфере. Глобальное выпадение 137Cs продолжалось с 1954 г. по конец 70-х гг. XX в. После запрета на проведение ядерных испытаний поступление 137Cs в природную среду происходит, преимущественно, вследствие выбросов при нормальной работе АЭС. Несмотря на то, что концентрации радиоактивных продуктов в выбросах ниже допустимых, систематическое выпадение и дальнейшее перераспределение экзогенными процессами обуславливает их локальное накопление, которое может быть негативным для биоты и геосистемы в целом. Наиболее тяжёлые экологические последствия связаны с распространением радионуклидов в результате аварий, в том числе на Чернобыльской АЭС [Израэль и др., 1994; Атлас.., 1998]. Последние события в Японии на атомной электростанции «Фукусима-1» показали, что аварийные выбросы радиоактивных загрязняющих веществ в окружающую среду возможны даже в случае высокотехнологической защиты и качественного обслуживания атомных объектов. Попавший в атмосферу радиоактивный цезий выпадает, преимущественно, с осадками (хотя возможны и так называемые «сухие» выпадения в виде аэрозолей). Поступая на поверхность почвы, он быстро и прочно сорбируется почвенными частицами, в основном глинистыми минералами тон79 ких фракций, и в дальнейшем перемещается только вместе с ними. Это свойство 137Cs сделало его надежным маркером мобилизации, транспорта и переотложения почвенно-грунтовых частиц. Сравнивая удельный запас изотопа в исследуемой точке с фоновым запасом на геоморфологически стабильном участке, характеризующем первоначальный уровень выпадения 137 Cs из атмосферы (так называемым эталонным значением), можно оценить интенсивность перераспределения почвы и направленность процесса. Метод даёт интегральную оценку перемещения материала, суммируя вклад плоскостного и мелкоструйчатого смыва, ветровой эрозии, механическое перемещение почвы сельскохозяйственными орудиями [Walling and Quine, 1990; Голосов, 2000]. Для перехода от относительных величин изменения запаса изотопа в точках отбора проб почвы к количественным оценкам средних темпов перераспределения почвы разработаны калибровочные зависимости, в разной степени учитывающие особенности выпадения и последующего перемещения 137Cs [Сидорчук, Голосов, 1993; Walling and He, 1999]. Особенности применения метода, его преимущества и ограничения, методика полевых и лабораторных работ детально рассмотрены в ряде публикаций. Помимо количественной оценки эрозионно-аккумулятивных процессов, поведение изотопа 137Cs в речном бассейне может рассматриваться как аналог для любых загрязнителей, закрепляющихся в составе твёрдой фазы почвы [Ritchie and McHenry, 1990; Голосов, 2000]. Таким образом, изотоп 137Cs может выступать, как собственно загрязняющее вещество, так и в качестве маркера перемещения других сорбируемых почвенными частицами загрязнителей. В этом качестве он был использован для калибровки эрозионной модели. Регион и объекты исследования Бассейн р. Плавы расположен в наиболее возвышенной северозападной части Среднерусской возвышенности с холмисто-увалистым эрозионным рельефом и интенсивным долинно-балочным расчленением. Долина р. Плавы имеет субмеридианальное простирание, абсолютные отметки поверхности бассейна изменяются от 290 м в южной части до 137 м в северной. Площадь бассейна – 1856 км2, длина главной реки – около 90 км. Территория представляет собой эрозионно-денудационную моноклинальнопластовую возвышенность на северном крыле Воронежской антиклизы. Коренные породы (известняки, мергели и доломиты нижнего карбона) перекрыты относительно маломощным (первые метры) чехлом покровных лёссовидных карбонатных суглинков. В почвенном покрове преобладают выщелоченные и оподзоленные чернозёмы. Значительная земледельческая освоенность региона (распахивалось до 80% площади бассейна), расчленённый рельеф (средняя величина вертикального расчленения 60-70 м) и достаточное увлажнение (среднегодовой потенциал ливневых осадков 8,0 ед.) определяют активное проявление процессов эрозии на распаханных водосборных склонах. В последние десятилетия часть пашни была заброшена и 80 только в последние годы частично вновь включена в севооборот. Однако не менее 10-15% ранее распахиваемых земель до сих пор остаются залежью. Лесные массивы фрагментарно разбросаны по площади бассейна. Ключевым участком для бассейнового анализа склоновой составляющей трансформации первичного поля загрязнения был выбран водосборный бассейн р. Локны (площадь водосбора 174,8 км2, длина главной долины 24,7 км по топокарте масштаба 1:100 000), левого притока р. Плавы, впадающего в неё непосредственно в г. Плавске. Значительная часть района исследований была загрязнена радионуклидами в результате атмосферных выпадений продуктов аварии на Чернобыльской АЭС («Плавское цезиевое пятно» в пределах восточного чернобыльского следа) (рис. 1А, Б). Данный объект оптимален в качестве экспериментального водосбора-полигона, т.к. для этой территории имеется кондиционный картографический материал поля начального выпадения радиоизотопа, а также существует обширная база данных по темпам эрозионно-аккумулятивных процессов [Литвин, Голосов и др., 1996; Беляев, Маркелов и др., 2003]. За прошедшие с момента аварии 25 лет исходное поле загрязнения достаточно сильно трансформировано эрозионно-аккумулятивными процессами, и диапазон этой трансформации превышает величину исходной вариабельности выпадений. Результаты исследования и их обсуждение На 1-м этапе работ была составлена морфометрическая карта бассейна р. Локны. По топографическое карте масштаба 1:1 000 000 было выделено и проанализировано 1293 элементарных склоновых фасетки (табл. 1). Таблица 1. Обобщенные морфометрические показатели склонов водосборного бассейна р. Локны Количество Средняя плосклонов, щадь склона, n Fср Порядок склона Станд. Абс., Отн., Абс., отшт. % км2 клон., км2 1 798 62 0,13 0,08 2 277 21 0,13 0,11 3 123 9 0,13 0,12 4 47 4 0,19 0,15 5 51 4 0,23 0,20 Суммарная Средняя длиплощадь на линии однопорядкотока, вых склонов, Lср Fсум Станд. отАбс., Отн., Абс., клон., км2 % м м 102,1 58 221,9 80,0 36,2 21 288,5 110,6 15,7 9 258,7 100,4 8,9 5 256,7 99,8 11,8 7 315,5 113,8 Средняя величина эрозионУклон склона, ного фактора I рельефа, LSф ср Абс. Станд. отклон., Абс. Станд. отклон., 0,110 0,090 0,113 0,143 0,131 0,076 0,065 0,063 0,061 0,061 1,04 1,49 1,04 1,96 1,98 0,78 0,87 0,90 0,84 1,13 Площади днищ долин не учитывались (в связи с масштабом исследования), а за нижнюю границу склоновой фасетки принимался тальвег принимающего водотока. Река Локна имеет максимальный 5-й порядок. Если учесть, что использованный масштаб исследования предполагает в 81 среднем потерю 1-го порядка, то в действительности р. Локна и её водосборный бассейн соответствуют 6-му порядку. Во избежание путаницы в статье будут рассматриваться порядки, которые отражены на карте масштаба 1:100 000. При этом элементарной склоновой фасетке присваивался порядок эрозионной формы, на которую она опирается. Большая часть элементарных склонов в бассейне р. Локны (62%) имеет первый порядок. С возрастанием порядка количество однопорядковых склонов уменьшается и на уровне 4-5-го порядка не превышает 4-х процентов. Общая площадь склонов в бассейне 174,8 км2, распределение площадей склонов разных порядков примерно соответствует их распределению по количеству: наибольшая суммарная площадь (58%) соответствует 1-му порядку, далее она убывает и на уровне 4-5-го порядка составляет 5-7%. Особый интерес представляет анализ площадей элементарных фасеток. При средней их величине 0,14 км2 стандартное отклонение составляет 0,11 км2, т.е. наблюдается довольно значительный разброс величин. При этом средние площади склонов первых 3-х порядков одинаковы – 0,13 км2. Вероятно, это связано со стабилизацией структуры верхних звеньев гидрографической сети в современных ландшафтно-климатических условиях. В тоже время на последних порядках происходит увеличение средней площади. Если при этом обратить внимание на структуру уклонов склонов (линий стока) – увеличение уклонов с возрастанием порядка, то, можно предположить, что склоны 4-5-го порядка имеют больший потенциал развития линейной и плоскостной эрозии, а также других склоновых процессов. Об этом же свидетельствует и возрастание средней величины фактора рельефа эрозионной модели (LS-фактора) с ростом порядка склона от 1 до 2. На основе полученных морфометрических данных, с помощью модифицированной модели Г.А. Ларионова [1993] проведена количественная оценка потенциального смыва со склонов (табл. 2). В начале, для исключения влияния особенностей обработки почвы и севооборотов, был рассмотрен максимально возможный потенциальный смыв при постоянном содержании пахотных склонов под паром. Согласно расчётным величинам, средняя величина смыва с пара с элементарной склоновой фасетки составляет 46,2±31,9 т/га/год, возрастая с увеличением порядка (от 38,0±28,1 т/га/год до 72,6±40,4 т/га/год). Это, очевидно, отражает увеличение длин линий тока и крутизны склонов для фасеток более высоких порядков. Для того, что бы понять реальный вклад склоновой эрозии в баланс вещества в пределах водосборного бассейна, была проведена оценка смыва со склонов, находящихся в условиях усреднённого для этой территории севооборота. Очевидно, что количество наносов со склонов в этом случае сокращается. Средняя величина смыва с элементарной склоновой фасетки колеблется в интервале от 17,2±13,0/год до 33,3±19,1 т/га/год. 82 Рис. 1. Положение водосборного бассейна р. Локны: А – расположение в пределах Европейской части России; Б – в пределах водосборного бассейна р. Плавы) и морфометрическая картосхема бассейна (В). Порядки водотоков по Страллеру-Философову и их количество: 1 – 399; 2 – 82; 3 – 18; 4 – 4; 5 – 1. Порядки склоновых фасеток по Страллеру-Философову и их количество: 1 – 798; 2 – 277; 3 – 123; 4 – 47; 5 – 51. 83 Важным параметром, который может способствовать оценке баланса наносов в пределах водосборных бассейнов, является суммарный смыв со всех склонов определённого порядка (табл. 2). Его величина со всех склонов бассейна р. Локны в случае полной распашки по используемой расчётной зависимости составила бы 56822,0 т, а в случае типичного севооборота она сокращается до 27184,7 т., т.е. практически в 2 раза. При этом, структура смыва в процентном соотношении по порядкам остаётся приблизительно одинаковой как для пара, так и для типичного севооборота. Со склонов 1-го порядка (62% от общего числа склонов) поступает в долину 50-53% всего смытого материала (30315,3 т), 2-го порядка – 24-26%, последние 3 порядка дают не более 13% каждый. Таблица 2. Прогнозные величины годового смыва почвы со склонов водосборного бассейна р. Локны Средний смыв, т/га/год (по ЭММ) В условиях ПоряВ условиях типичного док пара севооборота склона АбсоАбсоСтанд. Станд. лют. лют. откл. откл. велич. велич. 1 38,0 28,12 17,2 13,0 2 53,3 30,38 24,1 14,0 3 38,0 32,54 29,4 15,3 4 71,6 29,69 32,8 13,9 5 72,6 40,39 33,3 19,1 Всего Суммарный смыв со всей площади склоновых фасеток каждого порядка, т/год (по ЭММ) В условиях пара В условиях типичного севооборота Абсолют- Относитель- Абсолютное Относительное значе- ная величизначение, ная величина, ние, т/год на, %. т/год %. 30315,3 53 13716,8 0,50 14765,8 26 6612,1 0,24 4672,7 8 3615,4 0,13 3366,4 6 1542,7 0,06 3701,8 7 1697,6 0,06 56822,0 27184,7 Выяснив закономерности поведения осреднённых величин, было проведено ранжирование показателей, используемых для картографирования эрозионных процессов на склонах водосборного бассейна. Для этого были выбраны следующие характеристики: а) LS-фактор (фактор рельефа); б) потенциальная интенсивность смыва почвы с поверхности пашни под паром; в) потенциальная интенсивность смыва почвы с поверхности пашни для типичного севооборота. Значения фактора рельефа (LS-фактора) были разбиты на 6 интервалов (табл. 3), с использованием равномерной шкалы с шагом 0,5. Большая часть склонов характеризуется величиной фактора рельефа в интервале от <0,5 до 1,5. Это объясняется высокой долей элементарных склоновых фасеток 1-го, 2-го и 3-го порядков, у которых средняя величина LS-фактора колеблется от 1,0 до 1,5. Около 33% от общего числа элементарных склонов бассейна характеризуются значениями эрозионного фактора рельефа более 1,5, т.е. по геоморфологическим условиям являются наиболее эрозионно опасными. Для оценки эрозионной опасности использовались интервалы значений смыва из несколько модифицированной классификации М.Н. Заслав84 ского [1979] (табл. 4). В случае полной распашки территории 77% от общего числа элементарных склоновых фасеток имеет эрозионную опасность, колеблющаяся от очень сильной до катастрофической. В то же время, в случае с типичным севооборотом происходит снижение их числа до 44%. Таблица 3. Классификация склонов по величине склонового фактора Категория Малый Ниже среднего Средний Выше среднего Большой Очень большой Интервалы значений склонового фактора Количество склонов, n, шт. < 0,5 259 0,5 – 1,0 366 1,0 – 1,5 239 1,5 – 2,0 180 2,0 – 2,5 111 > 2,5 138 Таблица 4. Классификация по величине смыва, т/га/год (по М.Н. Заславскому [1979], с изменениями) Интенсивность эрозии Слабая Средняя Сильная Очень сильная Катастрофическая Крайне катастрофическая Интервалы значений смыва, т/га/год <5 5 – 10 10 – 20 20 – 40 40 – 80 > 80 Количество склонов (пар), n, шт. Пар Типичный севооборот 25 102 56 242 210 379 377 417 443 149 182 4 Расчётные величины предельных значений смыва почвы с элементарных склоновых фасеток были сопоставлены с результатами оценки перераспределения почвы радиоцезиевым методом для 2-х склоновых профилей, на которых проводились полевые исследования состояния почвы и интенсивности эрозионно-аккумулятивных процессов. Поскольку используемая версия расчётной модели не позволяет оценивать внутрисклоновое переотложение наносов, из исследованных участков склонов были выбраны для сравнительного анализа такие, на которых этот процесс наименее развит в силу морфологии продольного и поперечного профиля, а также небольшого размера искусственной пахотной террасы (напаши) вдоль нижней границы пашни. Основные характеристики рассматриваемых склоновых профилей, средние и максимальные величины смыва протяжённость эродируемой части склонов, расчётные и оцененные радиоцезиевым методом, представлены в табл. 5. Форма продольного профиля склонов и изменение интенсивности эрозионно-аккумулятивных процессов вдоль них по данным сравниваемых методов показана на рис. 2. Как видно из приведённых данных (табл. 5 и рис. 2), сходимость результатов расчёта по ЭММ и радиоцезиевого метода существенно лучше для более простого короткого рассеивающего склона (рис. 2А). Здесь оба метода дают близкие величины средней интенсивности смыва по всей длине склона (13,5 и 11,4 т/га/год) и максимальной интенсивности смыва на скло85 не (39,9 и 46,4 т/га/год) по ЭММ и по радиоцезиевому методу соответственно (табл. 5), а также практически идентичную картину изменения интенсивности эрозионно-аккумулятивных процессов вдоль склона (рис. 2А). Рис. 2. Сопоставление расчётных величин смыва почвы (на стандартный 8польный севооборот с зерновыми, пропашными, однолетними травами и паром) с результатами оценки смыва по радиоцезиевому методу для двух склоновых профилей. А – короткий выпуклый рассеивающий склон; Б – длинный выпуклый слабо рассеивающий склон. Условные обозначения: 1 – продольный профиль склона; 2 – среднегодовые темпы смыва почвы, рассчитанные по ЭММ; 3) среднегодовые темпы эрозионно-аккумулятивных процессов, рассчитанные радиоцезиевым методом. Для более сложного по морфологии длинного выпуклого склона расчётная модель даёт несколько более высокие, чем радиоцезиевый метод, значения средней (22,2 т/га/год против 14,8 т/га/год) и максимальной (53,1 т/га/год против 46,4 т/га/год) интенсивности смыва (табл. 5). Кроме того, существенно отличается картина изменения интенсивности эрозионноаккумулятивных процессов вдоль склона (рис. 2Б). Чередование участков эрозии и аккумуляции в нижней трети склона по данным радиоцезиевого 86 метода может быть объяснено переотложением части наносов во время эрозионных событий средней интенсивности, когда расходы и транспортирующая способность склоновых потоков не достигают достаточной величины для выноса всего мобилизованного в верхней части склона материала за пределы пашни. Более сложно объяснить повышенную интенсивность смыва, полученную радиоцезиевым методом для средней части склона. Возможно, это связано с увеличением расходов склоновых потоков в верхней части склона за счёт дополнительного стока вдоль грунтовой дороги, идущей наискосок по отношению к простиранию склона в его верхней части (небольшая выемка в продольном профиле верхней части склона на рис 2, Б) и, таким образом, искусственно увеличивающей склоновый водосбор. Таблица 5. Сопоставление расчётных величин смыва почвы (на стандартный 8-польный севооборот с зерновыми, пропашными, однолетними травами и паром) с результатами оценки смыва по радиоцезиевому методу для двух склоновых профилей Профиль VL10 Морфология склона Короткий выпуклый рассеивающий склон Длина, м Порядок склона Средний уклон, градусы Максимальный уклон, градусы Экспозиция Средний потенциальный расчетный смыв, т/га/год Максимальный потенциальный расчетный смыв, т/га/год Длина эродируемого участка по данным ЭММ, м Средний смыв по радиоцезиевому методу, т/га/год Максимальный смыв по радиоцезиевому методу, т/га/год Длина эродируемого участка по радиоцезиевому методу, м Среднее значение LS-фактора Тип по среднему значению LS-фактора 250 1 3,6 9,8 З VL11 Длинный выпуклый слабо рассеивающий склон 610 3 2,3 4,8 З 13,5 22,2 39,9 53,1 200,0 550,0 11,4 14,8 46,4 46,4 175,0 470,0 0,94 2 3,03 6 В целом, сопоставление результатов расчёта по модели с радиоцезиевым методом показывает адекватность отображения моделью общей картины изменения интенсивности смыва почвы вдоль склонов (за исключением участков внутрисклонового переотложения наносов), при некотором завышении осреднённых по участкам склонов темпов смыва. Это необходимо учитывать при проведении классификации склонов и районирования территории по интенсивности смыва почвы на пахотных склонах на основании расчёта по ЭММ. Наиболее адекватные и близкие к результатам поле87 вых методов расчётные оценки получены для простых по морфологии склонов, тогда как для более сложных склонов необходима проверка расчётных оценок на ключевых участках для учёта вероятного завышения интенсивности смыва, в особенности для длинных склонов. Указанный вывод подтверждается также и результатами ранее проведённых аналогичных сопоставлений для других исследуемых объектов [Иванова и др., 2000; Кузнецова, Беляев и др., 2007а, б]. Заключение Для оценки экологической ситуации в регионе целесообразно в качестве методологической базы принять выявленные Р. Хортоном закономерности в строении водосборного бассейна, теорию единого эрозионноаккумулятивного процесса Н.И. Маккавеева, а также представления С.М. Шумма, Р.Дж. Чорли, Ю.Г. Симонова о водосборном бассейне, как о сложной геоморфологической системе. Эффективная оценка эрозионного потенциала склонов водосборного бассейна возможна при использовании комплексного подхода, включающего морфометрические и прогнозно-модельные методы, с использованием ГИС-технологий, а также метода радиоактивной метки для калибровки моделей смыва. Каждый из методов хорошо зарекомендовал себя при анализе отдельных аспектов решаемой проблемы. Совместное их использование позволяет шире посмотреть на проблему и получить полную информацию о процессах, происходящих в пределах водосборного бассейна. Выделение в пределах бассейна р. Локны элементарных склоновых фасеток на основе бассейнового анализа показало, что есть чёткая закономерность в структуре склонов, которые имеют параметры близкие к модальным. Полученные морфометрические данные позволили оценить эрозионный фактор рельефа склонов и показать возрастание средних его величин от 1 до 2 с увеличением порядка склона. Картографирование склонов водосборных бассейнов на основании классификации склонового фактора и прогнозной величины смыва почвы со склонов показали, что на данной территории довольно много участков с высокой и очень высокой эрозионной опасностью. С помощью радиоизотопного трассера установлено, что расчётные значения дают завышенную величину смыва, в некоторых местах более чем в 2 раза. Следовательно, требуется доработка прогнозной модели смыва почв для повышения точности количественных оценок, а также дополнительные исследования для определения величин доставки наносов со склонов в днища долин. Это позволит более достоверно определять поступление сорбируемых почвенными частицами загрязняющих веществ в русла рек, что будет способствовать адекватной оценке экологической ситуации в изучаемом районе. 88 ЛИТЕРАТУРА Атлас радиоактивного загрязнения Европы цезием после Чернобыльской аварии. Люксембург: Офис официальных публикаций Европейской комиссии. 1998. Беляев В.Р., Маркелов М.В., Голосов В.Н., Бонте Ф., Иванова Н.Н. Использование 137Cs для оценки современной агрогенной трансформации почвенного покрова в районах чернобыльского загрязнения // Почвоведение. 2003. № 7. Бондарев В.П. Иерархия малых водосборных бассейнов // Геоморфология. № 2. 2010. Бондарев В.П., Голосов В.Н., Кузнецов П.В. Влияние морфометрических характеристик овражно-балочных систем на перераспределение наносов в их днищах // Геоморфология. 2005. № 2. Бондарев В. П., Симонов Ю. Г. Морфометрия склонов овражнобалочных систем европейской части России // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 5. География. 1999. №4. Голосов В.Н. Использование радиоизотопов при исследовании эрозионно-аккумулятивных процессов // Геоморфология. 2000. № 2. Джерард А.Дж. Почвы и формы рельефа. Комплексное геоморфологическое исследование. Л.: Недра, 1984. Динамическая геоморфология. М.: Изд-во МГУ. 1992. Заславский М.Н. Эрозия почв. М.: Мысль, 1979. Иванова Н.Н., Голосов В.Н., Маркелов М.В. Сопоставление методов оценки интенсивности эрозионно-аккумулятивных процессов на обрабатываемых склонах // Почвоведение. 2000. № 7. Израэль Ю.А., Квасникова Е.В., Назаров И.М., Фридман Ш.Д. Глобальное и региональное радиоактивное загрязнение европейской территории бывшего СССР // Метеорология и гидрология. 1994. № 5. Литвин Л.Ф., Голосов В.Н., Добровольская Н.Г., Иванова Н.Н., Кирюхина З.П., Краснов С.Ф. Перераспределение 137Сs процессами водной эрозии почв // Водные ресурсы. 1996. Том 23. № 3. Инструкция по расчёту гидрологических характеристик при проектировании противоэрозионных мероприятий. Л.: ВСНОО-ОО. 1982. Кузнецова Ю.С., Беляев В.Р., Маркелов М.В., Иванова Н.Н. Анализ пространственно-временной неоднородности эрозионно-аккумулятивных процессов на пахотном склоне (часть 1). Геоморфология. 2007а. № 1. Кузнецова Ю.С., Беляев В.Р., Маркелов М.В., Иванова Н.Н. Анализ пространственно-временной неоднородности эрозионно-аккумулятивных процессов на пахотном склоне (часть 2). Геоморфология. 2007б. № 2. Ларионов Г.А. Эрозия и дефляция почв. М.: Изд-во МГУ, 1993. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М.: Изд-во АН СССР. 1955. 89 Сидорчук А.Ю., Голосов В.Н. Калибровка моделей почвенной эрозии на основе изучения выпадающих из атмосферы радиоизотопов // Почвоведение. 1993. № 7. Сток наносов, его изучение и географическое распределение. Л.: Гидрометеоиздат. 1977. Хортон Р.Е. Эрозионное развитие рек и водосборных бассейнов. Гидрофизический подход к количественной морфологии. М.-Л.: Изд-во иностр. Лит-ры. 1948. Chorley R.J., Schumm S.A., Sugden D.E. Geomorphology. Methuen– London–New York: Routledge, 1985. Ritchie, J.C., & McHenry, J.R. Application of radioactive fallout cesium137 for measuring soil erosion and sediment accumulation rates and patterns: A review // J. Environ. Qual. 1990. № 19. Schumm, S.A. The fluvial system. Wiley Interscience, N.Y. and London. 1977. Walling, D.E., and Quine, T.A. Calibration of caesium-137 measurements to provide quantitative erosion rate data // Land Degradation and Rehabilitation. 1990. № 2. Walling, D.E., and He, Q. Improved models for estimating soil erosion rates from cesium-137 measurements // J. Environ. Qual. 1999. № 28. Wishmeier, W.H., and Smith, D.D. Predicting rainfall erosion losses from cropland east of Rocky Mountains. Agric. Handbook No. 282. Washington, 1965. 90
