Потоки вологи

Коротка історична довідка. Дослідженнями водного режиму займалося багато визначних ландшафтознавців та екологів – Л. Г. Раменський, Г. М. Висоцький, П. С. Погребняк ⁶⁷ та ін. Вони встановили основні закономірності потоків вологи в природних системах, розробили принципи класифікації водних режимів місцезростань, індикації умов за рослинним покривом. З комплексних географо-екологічних позицій дослідили водний режим ґрунту А. А. Ізмаїльський ⁶⁸, А.А.Роде та інші ґрунтознавці, рослин – Р.Слейчер.

Завдяки організації у 60-х роках ХХ ст. широких комплексних стаціонарних досліджень геосистем малих водозборів виявлено більш тонкі закономірності потоків вологи в природних та антропічно змінених геосистемах. Найбільше такі дослідження проводились у США, де з 1935 р. організовано комплексні спостереження за стоком на сотнях експериментальних та репрезентативних водозборах. Найбільш детальні дослідження ландшафтно-екологічної спрямованості виконуються в екосистемах мішаних лісів водозбору Хаббард-Брук (з 1961 p.), листяних лісів водозбору Ферноу (з 1951 р.), вологих гірських водозборів Ковіта (з 1934 р.). Аналогічні дослідження організовано і в інших країнах. Отримані експеримен­тальні дані та розвиток математичного моделювання в екології дали змогу створити серію моделей водного режиму природних систем.

Загальна схема. Потоки води у вертикальному профілі геосистеми мають величезне значення як для її окремих елементів, так і для забезпечення зв’язків між ними. Цілісність геосистеми багато в чому зумовлена потоками води, які пронизують її подібно до кровоносної системи. Водні потоки забезпечують міграцію хімічних елементів, транспортування поживних речовин до рослин, продуційні процесії тощо. Вода – один з основних лімітуючих екологічних факторів і від її кількості в геосистемі, збалансованості потоків залежать численні властивості геосистеми, що визначають її потенціал.

Як видно із загальної схеми водних потоків (рис.11, додаток А), потоки вологи об’єднані в цикл, тобто в геосистемі здійснюється круговорот. Він може бути збалансованим (маса води на вході в геосистему дорівнює її масі на виході), і тоді водний і пов’язані з ним режими лишаються незмінними. При незбалансованих потоках у геосистемі відбувається прогресуюча гідроморфізація (при додатному балансі) або ксерофітизація (при від’ємному).

Волога до геосистеми надходить з атмосферними опадами R за рахунок конденсації водяної пари V, а також з підземними водами G (якщо вони пов’язані крізь гідравлічні вікна з ґрунтовими), поверхневим стоком S (якщо геосистема розташована на схилі), з річковими водами F під час повені та паводків (якщо геосистема розташована на заливній заплаві).

Надходячи до геосистеми, дощові води частково затримують­ся фітогеогоризонтами (цей процес називають інтерцепцією). Пе­рехоплена листям волога лише в мізерних частках засвоюєть­ся ним, деяка частина води (5-20 %) стікає по стовбурах, а основна маса FE випаровується, а відтак не бере участі ні в транс­пірації, ні в зволоженні ґрунту (так звана інтерцепційна втрата). Розмір цієї втрати залежить від інтенсивності та тривалості опа­дів, сумарної листяної поверхні фітогоризонтів.

Крім дощів та снігу, у геосистемах мор­ських узбережжів та пустель суттєвим дже­релом надходження вологи є роса й тума­ни.

Частина опадів М, що потрапляє до земної поверхні, може затримуватись мортгоризонтом (лісовою підстилкою або степовою повстю). Цей горизонт відзначається високою гігроскопічністю та вологоємністю, тому всмоктує та утримує значну кількість вологи, яка може і зов­сім не досягти поверхні ґрунту. Ця волога витрачається майже виключно на фізичне випаровування ME. Дійшовши до поверхні ґрунту, напрямок та інтенсивність потоків води залежать від ста­ну зволоженості поверхневих горизонтів ґрунту в момент випадан­ня опадів. Якщо ґрунт знаходиться в стані повного водонасичення, низхідного потоку вологи у ґрунті не буде, і вона витрачатиметься на фізичне випаровування з поверхні ґрунту SE, а якщо ця по­верхня схилова – і на площинний стік SS. Проте здебільшого в момент випадання дощу вологість ґрунту менша за величину його польової вологоємності, і тому формується потік води в глибину ґрунту. Інтенсивність цього потоку залежить від водопроникності ґрунту. При глибокому рівні залягання ґрунтових вод найбільш водопроникні дернові піщані ґрунти, найменш – солонці, глинисті каштанові.

З ґрунту волога поглинається коренями рослин. Це поглинан­ня тим інтенсивніше, чим більша всмоктуюча поверхня кореневої системи та чим легше входять у контакт корені та ґрунтова воло­га. Активна поверхня коренів у трав’янистих рослин становить приблизно 1 см²/см³, а в дерев – 0,1 см²/см³. Контакт коренів з вологою ґрунту визначається його механічним складом: найгір­ший він у глинистих ґрунтах, найкращий – у піщаних.

Надходження води до рослин залежить також від температу­ри ґрунту, оскільки вона впливає на всмоктуючу здатність коренів і на їх ріст. З теплих ґрунтів рослини витягують воду легше, ніж з холодних, а при зниженні температури до кількох градусів ви­ще нуля більшість рослин поглинати воду не здатна.

Надходячи до рослини, вода з кореня транспортується до її транспіруючих поверхонь. Залежно від фізіологічних та анатоміч­них особливостей рослин швидкість цього потоку різна. Найбіль­ша вона в ліан (150 м/год) та трав’янистих рослин (10-60), а у хвойних становить у середньому 1,2 м/год.

У рослині дуже незначна частина вологи витрачається на фо­тосинтез Ph, а основна її частина (97 % і більше) випаровується (транспірується) – Т. Для продукування 1 г сухої речовини рос­линам необхідно витратити на транспірацію в 400-600 разів біль­шу масу води: дуб витрачає 340 г води, бук – 170, сосна – 300, пшениця – 540, люцерна, конюшина 700-800 г. Це зумовлює до­сить тісну залежність маси, транспірованої від фітомаси геосистеми. Так, при однаковій кількості опадів (850-870 мм) буко­вий ліс витрачає на транспірацію 522, а субальпійські луки 100-200 мм вологи. Величина та інтенсивність транспіраціїї Т зале­жать не тільки від надземної фітомаси, а й від едафічних факто­рів, особливо від освітленості, сухості повітря, вітру. Проте чітка залежність транспірації від цих факторів існує лише до того ча­су, поки відкриті продихи рослин. При нестачі вологи рослини, закриваючи продихи, регулюють витрату вологи. Так, при повністю закритих продихах хвойні дерева здатні зменшити транспірацію на 97 %, листяні – на 80-90, трави – на 70-85 %.

Антропічні аспекти. Потоки вологи в екосистемі відзначаються високою чутливістю до дії антропічних факторів. З цим пов’я­зана можливість їх регулювання людиною, що й робиться при водних та агролісомеліораціях. Проте через недостатнє врахуван­ня складних закономірностей структури водних потоків у геосистемах меліорація часто призводить до небажаних або й катастро­фічних екологічних наслідків.

Надмірне зволоження геосистем при іригації призводить до посилення низхідних потоків вологи в ґрунті, які можуть досягти засолених горизонтів порід або мінералізованих ґрунтових вод, де насичуються солями і, піднімаючись у міжполивний період до по­верхні, засолюють ґрунтову товщу. При зрошенні водоспоживання рослин поліпшується, але якщо ґрунтово-іригаційні води насичу­ються солями, споживання вологи з ґрунту зменшується і може бути навіть меншим, ніж у богарних умовах. Так з’являється ан­тропогенна фізіологічна сухість рослин – неможливість спожива­ти воду при її достатній кількості. Крім змін водного режиму, зро­шення призводить і до комплексу змін інших процесів у геосистемі – насамперед ґрунтових (розвиваються процеси оглеєння, заболочення, вторинного засолення ґрунтів), геоморфологічних (іригаційна ерозія), енергетичних (внаслідок зміни альбедо та збільшення витрат тепла на випаровування).

Не менш суттєво змінюються водні потоки при осушенні зе­мель. Тут головна небезпека – переосушення, тобто зниження рів­ня ґрунтових вод нижче деякої критичної глибини, що може зу­мовити дефляцію, обміління річок, відмирання їх верхів’їв тощо.

Вплив лісу та лісонасаджень на водний режим досліджено до­сить ґрунтовно. Вислів Г. М. Висоцького (1932) «Ліс сушить рів­нини та зволожує гори» зберіг значення й досі, хоч і деталізова­ний та підправлений новими дослідженнями. Друга його частина («зволожує гори») залишається без змін, якщо під «горами» ро­зуміти будь-який сильно почленований рельєф та схили.

Основною причиною більшої зволоженості лісових схилових геосистем є зменшення лісом такої важливої витратної статті вод­ного балансу, як поверхневий стік води. З численних досліджень експериментальних водозборів у гірських регіонах США видно, що зведення лісу призводить до збільшення поверхневого водного стоку на 200-400 мм на рік. У Карпатах суцільне зведення лісу зумовлює збільшення стоку на 266-302 мм, а вирубування 28 % запасу деревини – на 132 мм. Спеціальні дослідження на 37 водозборах Фінляндії дали змогу встановити досить тісну кореляційну залежність між поверхневим стоком та лісистістю – приріст запасів деревини на 100 м³/га зу­мовлює зменшення річного стоку в середньому на 80 мм. У схи­лових геосистемах рівнинних ландшафтів ліс здатний до 80 % зменшити витрати води на поверхневий стік. Поверхневого стоку з залісених геосистем практично немає в тих районах, які знаходяться на південь від ізолінії річкового стоку менше 50 мм (в Україні ця межа про­лягає трохи на північ від межі між лісостеповою та степовою зо­нами).

«Висушувальний» вплив лісу на рівнинні геосистеми проявляється насамперед у збільшенні транспірації—вона може бути в 2-3 рази більшою, ніж з агрогеосистем. Важливе значення має також перехоплення листяною поверхнею опадів (до 40%) і їх витрата на фізичне випаровування. Вплив лісу на ґрунтові води залежить від глибини їх залягання – ліс знижує рівень близьких коренедосяжних вод і підвищує рівень глибокозалягаючих.

Типологія. Геосистеми за типом водно­го режиму поділяються на такі: промивного режиму (низхідні по­токи вологи переважають над висхідними, і вода, що просочуєть­ся крізь ґрунт, досягає рівня ґрунтових вод); періодично промив­ного режиму (атмосферна вода досягає рівня ґрунтових вод в ок­ремі багатоводні роки, в середньому один раз на 10-15 років); непромивного режиму (ґрунтові геогоризонти промочуються, але вода не досягає рівня ґрунтових вод); аридного режиму (ґрунтовий профіль сухий протягом цілого року); випітного режиму (переважають висхідні потоки з ґрунтових вод, капілярна кайма яких піднімається до поверхні ґрунту, і ґрунтові води випаро­вуються фізично); десуктивно-випітного режиму (на відміну від попереднього типу, капілярна кайма ґрунтових вод не виходить на поверхню, і їх витрата здійснюється не за рахунок фізичного ви­паровування, а через транспірацію); водозастійного режиму (ха­рактерний для боліт); паводкового режиму (характерний для за­плав річок).

За співвідношенням статей водного балансу (річною сумою опадів та сумарним випаровуванням) виділяються такі геосисте­ми: гіпергумідні (різниця між річними опадами та випаровуванням 1600 мм і більше); пергумідні (800-1600); гумідні (400-800); субаридні (–400–0); мезоаридні (–400–800); аридні (–800 – –1600); екстрааридні (–1600 мм і менше).

Ця градація співвідношення річних опадів та випаровування в цілому відповідає діапазонам гідрокліматичних факторів, що визначають певний напрям зонального ґрунтоутворення та формування біомів. Геосистеми України належать до гумід­ного (лісова зона), субгумідного (лісостеп) та субаридного (степ) типів.

За збалансованістю водного балансу є такі геосистеми: із збалансованим балансом (у річному циклі водний баланс дорівнює нулю); додатно-декомпенсованого балансу (приходні статті вод­ного балансу переважають над витратними, внаслідок чого рівень ґрунтових вод піднімається); від’ємно-декомпенсованого балансу (витратні статті переважають над приходними, рівень ґрунтових вод знижується).

З е к о б і о ц е н т р и ч н о ї т о ч к и з о р у важливо розрізня­ти геосистеми за рівнем забезпеченості вологою рослинних угру­пувань. Виділяються такі типи геосистем: гідроморфні (водойми); субгідроморфні (прибережно-водні місцезростання); гігроморфні (болота); субгігроморфні (лучно-болотні та вологі луки): мезоморфні (нормальні умови зволоження, характерні для сухих луків); убмезоморфні (лучно-степові місцезростання); семіксероморфні (середньостепові місцезростання); субксероморфні (сухостепові); ксероморфні (напівпустелі); гіперксероморфні (пустелі).