3.2.2 Антропічні аспекти
Практично будь-який аспект діяльності людини в геосистемі призводить до зміни у ній інтенсивності енергетичних потоків. Причому змінюються величина та співвідношення не тільки внутрішньогеосистемних потоків, а й вхідних та вихідних. Через забруднення атмосфери аерозолями дещо збільшується відбита радіація, тому до геосистем може надходити менше сумарної радіації. Так, смог здатний зменшити її на 30-40%. У потоці сумарної радіації збільшується частка розсіяної, що призводить до деякого нівелювання експозиційних відмінностей геосистем схилів.
У агросистемах значне збільшення надходження енергії пов’язане із внесенням органічних добрив. Частина цієї додаткової енергії йде на формування врожаю, невелика частина консервується в гумусі, а значно більша (на схилах – до 60-70%) непродуктивно втрачається геосистемою разом з виносом поверхневим та грунтовим стоком.
Трансформація характеру діяльності поверхні геосистеми внаслідок розорювання, зведення лісів, меліорації тощо призводить до зміни величини альбедо, а через неї – і до зміни структури радіаційного балансу. Так, альбедо геосистем із степовою рослинністю становить 19-23%, а свіжозораних агроугідь на їх місці 5%; широколистих лісів 12-17%, а полів зернових культур на їх місці – 22-28%. Відповідно змінюється і частка відбитої радіації.
Зміни вертикальної структури геосистеми, пов’язані із зведенням природної рослинності, призводять до трансформації трофічної стркутури геосистем, а відтак – і потоків енергії між біотичними елементами. Найсуттєвішими тут є щорічні втрати енергії, накопичені геосистемою у фітомасі. Внаслідок цього зменшується потік енергії, який надходить до детритного циклу – основи процесу продукування гумусу. Загалом трофічна структура агрогеосистем сильно спрощується, інтенсивність потоків енергії від продуцентів значно зменшується, а сама сітка потоків стає менш розгалуженою.Це, зокрема, зумовлює низьку стійкість агросистем порівняно з природними.
3.2.3 Типологія
Ю.Одум (1986) запропонував такий поділ екосистем за основним джерелом надходження енергії: природні, що отримують енегію тільки від Сонця; природні, що отримують енергію від Сонця та додаткову енергетичну субсидію від інших природних джерел (заплави, схили, прибережні частини естуаріїв, маршів, конуси виносу тощо); антропізовані, що отримують енергію від Сонця та додаткову субсидію від людини (найбільш типові – агроекосистеми); промислово-міські системи, що отримують енергію палива (урбоекосистеми, індустріальні зони). У такому вигляді ця схема надто проста, проте за умови її розширення може бути корисною в багатьох відношеннях. За кількістю енергії, яку отримує геосистема, розрізняються такі геосистеми: мегатермні (радіаційний баланс RB > 80 ккал/см2 на рік, поширені в екваторіальній зоні); макротермні (RB 50-70, поширені в торпіках); мезотермні (RB 50-70, суб –і середземномор’я); субмезотермні (RB 40-50, неморальна зона); субмікротермні (RB 30-40, суббореальна зона) мікротермні (RB 20-30, бореальна зона); нанотермні (RB < 20 ккал/см2 на рік, поширені в суб – та арктичній зонах).
Ці градації радіаційного балансу орієнтовні. Не слід вважати, що всі геосистеми певної термозони відносяться тільки до одного енергетичного типу. Оскільки надходження енергії до геосистеми залежить від експозиції та стрімкості схилу і деяких інших місцевих факторів, в одній ландшафтній зоні трапляються геосистеми різних енергетичних типів. Наприклад, у лісостеповій – сумікротермні (на рівнинах, терасах, пологих схилах), мікротермні (на схилах північної) та субмезотермні (південної експозиції).
За ступенем поглинання сонячної радіації рослинним покривом (перехопленням світла фітогеогоризонталями та ступенем освітленості поверхні грунту) геосистеми можна поділити на геліоморфні (геосистеми лише з трав’яним покривом чи позбавлені його); субгеліоморфні (чагарники, рідколісся); семігеліоморфні (світлохвойні, дрібнолисті ліси); сціоморфні (зімкнені темнохвойні та широколисті ліси). Від типу затіненості геосистеми суттєво залежать видовий склад, продуктивність, конкурентні відношення та деякі інші ознаки нижніх фітогеогоризонтів.
ЛЕКЦІЯ №4
Процесна ландшафтна екологія
4.1 Потоки вологи
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.
4.1.1 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).
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 грунтовими), 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 RF лише в мізерних частках засвоюється ним, деяка частина води RS 5-20%) стікає по стовбурах, а основна 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 фітогоризонтів.
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 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 випадання 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 вологопроникності грунту. При глибокому рівні залягання грунтових вод найбільш 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 грунтова волога. Активна поверхня коренів у трав’янистих рослин становить приблизно 1 см2/см3, а у 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 і на їх ріст. З теплих грунтів рослини витягують воду легше, ніж з холодних, а при зниженні температури до кількох градусів вище нуля більшість рослин поглинати воду нездатна.
Надходячи до рослин, 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 транпірації 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%.