Коротка історична довідка. Дослідженнями водного режиму займалось багато визначних ландшафтознавців та

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

Завдяки організації в 60-х роках 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 р.), 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 (моделі Німана — Хенкса, 1973, Ерелінгера — Міллера, 1975, Будаговського, 1976, Сиротенко, 1980 та ін.).

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 процеси 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.5), потоки вологи об'єднані в цикл, тобто в геосистемі здійснюється круговорот води. 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 зв'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 фітогеогоіризонтами (цей процес називають інтерцепцією). Перехоплена листям волога RF лише в мізерних частках засвоюється ним, деяка частина води RS (5—20 %) стікає по стовбурах, а основна маса FЕ 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 пустинь суттєвим джерелом надходження вологи є роса й тумани. Ю. Одум (1986) наводить дані для західного узбережжя США, де туман за рік може давати в 2—3 рази більше води, аніж її випадає з дощами, й високі дерева за рахунок цього отримують вологи до 150 см.

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 МЕ. 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.

Рис. 5.Схема потоків вологи в геосистемі:

R — атмосферні опади; V — конденсація водяної пари; S, SS — води поверхневого стоку; Т — транспірація; SЕ — фізичне випаровування з поверхні ґрунту; FЕ — випаровування з поверхні фітогеогоризонтів (інтерцепційна втрата); S_i — низхідний потік вологи в ґрунті; SR — всмоктування вологи корінням; К — транспорт вологи до транспіруючих поверхонь рослин; Рh — втрати вологи на фотосинтез; SG_i-— відтік ґрунтових вод за межі геосистеми; G — поповнення ґрунтових вод геосистеми підземними

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 нездатна.

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 складає в середньому 1,2 м/год.

У рослині дуже незначна частина вологи витрачається на фотосинтез Рh, аосновна 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 води 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 транспірації 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 геосистемі 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 грунтово-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: 1) ґрунтових (розвиваються процеси оглеєння, заболочення, вторинного засолення ґрунтів), 2) геоморфологічних (іригаційна ерозія), 3) 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.

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. В Карпатах, як стверджує О.В. Чубатий (1966), 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. А згідно з даними М.І. Коронкевича (1976), 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.

Поиск по сайту: