Мал. . 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, 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 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.