§ 3.3. ПОТОКИ ВОЛОГИ

жимів місцезростань, індикації умов зволоження за рослинним покривом. З комплексних географо-екологічних позицій дослідили водний режим грунту 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 Хаб- бард-Брук (з 1961 p.), листяних лісів водозбору Ферноу (з 1951 p.), вологих гірських водозборів Ковіта (з 1934р.). 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.).

Можна вважати, що серед інших речовинних потоків у геосистемі водний досліджено найдокладніше, хоч і тут є багато не до кінця з'ясованих питань, особливо пов'язаних з антропічними впливами.

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. 9), 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 додатньому балансі) або ксерофітизація (при від'ємному).

48

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

3OHT1B.

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,

Рис. 9. Схема потоків вологи в геосистемі:

тому всмоктує та утримує значну кількість вологи, яка може і зовсім не досягти поверхні грунту. Ця волога витрачається майже виключно на фізичне випаровування ME. Дійшовши до поверхні грунту, напрямок та інтенсивність потоків води залежать від стану зволоженості поверхневих горизонтів грунту в момент випаданая опадів. Якщо грунт знаходиться в стані повного водонасичення, низхідного потоку вологи у грунті не буде, і вона витрачатиметься на фізичне випаровування з поверхні грунту SE, а якщо ця поверхня схилова — і на площинний стік SS. Проте здебільшого в Момент випадання дощу вологість грунту менша за величину його польової вологоємності і тому формується потік води в глибину грунту. Інтенсивність цього потоку залежить від водопроникності грунту. При глибокому рівні залягання ґрунтових вод найбільш

49

водопроникні дернові піщані грунти, найменш — солонці, глинисті каштанові.

З грунту 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 грунту визначається його механічним складом: найгірший він у глинистих грунтах, найкращий у піщаних.

Надходження води до рослин залежить також від температури грунту, оскільки вона впливає на всмоктуючу здатність коренів

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 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 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 рослиним криваючи 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'я- зана 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 грунті, які можуть досягти засолених горизонтів порід або мінералізованих ґрунтових вод, де

60

насичуютъся 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 грунту 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, зро-

мовити дефляцію, обміління річок, відмирання їх верхів'їв тощо. Вплив лісу та лісонасаджень на водний режим досліджено досить грунтовно. 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» ро-

зуміти 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. В Карпатах, як стверджує О. В. Чу-

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 геосис-

лягає 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—З рази більшою, ніж з агрогеосистем. Важливе значення має також перехоплення листяною поверхнею опадів (до 40%) і їх витрата на фізичне випаровування. Вплив лісу на грунтові води

51

залежить від глибини їх залягання — ліс знижує рівень близьких коренедосяжних вод і підвищує рівень глибокозалягаючих.

Типологія. Г. М. Висоцький та А. А. Роде розробили критерії виділення типів водного режиму грунту, які мають ландшафтноекологічний зміст. Базуючись на них, геосистеми за типом водного режиму поділяються на такі: промивного режиму (низхідні потоки вологи переважають над висхідними, і вода, що просочується крізь грунт, 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 (грунтові геогоризонти промочуються, але вода не досягає рівня ґрунтових вод); аридного режиму (ґрунтовій профіль сухий протягом цілого року); випітного режиму (переважають висхідні потоки вологи з ґрунтових вод, капілярна кайма яких піднімається до поверхні грунту, і грунтові води випаровуються фізично); десуктивно-випїтного 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 випаровуван-

тичних факторів, що визначають певний напрям зонального

ного (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); додатньо-декомпенсованого балансу (прихідні статті водного балансу переважають над витратними, внаслідок чого рівень

ти геосистеми за рівнем забезпеченості вологою рослинних угруповань. Виділяються такі типи геосистем: гідроморфні (водойми); субгідроморфні (прибережно-водні місцезростання); гігроморфні (болота); субгігроморфні (лучно-болотні та вологі луки): мезо-

52