В

Вологообіг у ландшафті

олога має для ландшафту величезне значення. Без неї неможливе органічне життя у ньому, зупиняється міграція багатьох хімічних елементів, втрачається ґрунт тощо. Однак волога у ландшафті не міститься немов у замкненому резервуарі. Вона організована у систему складних потоків й залучена у низку важливих процесів. Їх сукупність складає вологообмін ландшафту. Його принципова схема наведена на рис. 24.

Волога до ландшафтного комплексу надходить з декількох джерел – з атмосферними опадами (R див рис. 24), за рахунок конденсації водяної пари V, з підземними водами G (якщо крізь гідравлічні вікна вони потрапляють до ґрунтових вод), з поверхневим стоком S (якщо ландшафтний комплекс розташований на схилі) і з річковими водами F під час повені та паводків (для заплав). Надходячи до ландшафтного комплексу, дощові води частково затримуються фітогоризонтами й основна маса цієї вологи випаровується, а відтак не бере участі ані в транспірації, ані в зволоженні ґрунту. Ця частина вологи називається інтерцепційною втратою. Її розмір залежить від інтенсивності та тривалості опадів, а також від потужності та зімкненості фітогоризонтів ландшафтного комплексу.

Частина опадів М, що потрапляє до земної поверхні, може затримуватись мортгоризонтом (лісовою підстилкою або степовою повстю). Цьому горизонту властива висока гігроскопічність і вологоємність, тому він всмоктує та утримує значну масу вологи. Вона може й не досягати поверхні ґрунту й майже повністю витрачається на фізичне випаровування МЕ.

Рисунок 24. Схема потоків вологи у ландшафтному комплексі:

R – атмосферні опади; V – конденсація водяної пари; S і SS – поверхневий стік; T – транспірація; FE – випаровування з поверхні фітогоризонтів; S_i – низхідний потік вологи у ґрунті; SR – всмоктування вологи коренями рослин; K – транспортування вологи від коренів до транспіруючи поверхонь рослин; P_h – втрати вологи на фотосинтез; SG_i – відтік ґрунтових вод за межі ландшафтного комплексу; G – поповнення запасів ґрунтових вод підземними.

Волога, що потрапила до поверхні ґрунту, може витрачатися різними шляхами. Вони залежать від ступеня зволоженості поверхневих горизонтів ґрунту в момент випадання опадів. Якщо ґрунт знаходиться у стані повного водонасичення, то низхідного потоки вологи у ґрунт не буде й вона витрачатиметься на фізичне випаровування SE, а якщо ця поверхня похила – то й на площинний стік SS. Якщо під час випадання дощу вологість гнуту менша за величину його польової вологоємності, то формується потік вологи вглиб ґрунту. Інтенсивність його потоку залежить від водопроникності ґрунту. При глибокому рівня залягання ґрунтових вод найбільш водопроникні дернові піщані ґрунти, найменш – солонці, глинисті каштанові ґрунти.

З ґрунту волога поглинається коренями рослин. Воно тим інтенсивніше, чим більша всмоктуюча поверхня кореневої системи фітоценозу й чим легше входять у контакт корені та ґрунтова волога. Найкращий цей контакт у піщаних ґрунтах, найгірший – у глинистих. Надходження вологи до рослин з ґрунту залежить також від його температури, оскільки вона впливає на всмоктуючу здатність коренів і на їх ріст. З теплих ґрунтів рослини всмоктують вологу легше, а при зниженні температури до кількох градусів вище нуля більшість рослин поглинати воду нездатна.

Надходячи до рослин, вода з їх коренів транспортується до поверхонь, що транспірують вологу. На транспірацію Т рослини витрачають до 97% і більше спожитої ними вологи й лише лічені її відсотки йдуть на забезпечення реакції фотосинтезу Рh. Так, для того, щоби утворився 1 г фітомаси (в сухій масі) дуб витрачає 340 г води, сосна – 300, бук – 170, пшениця – 540, а люцерна та конюшина – 700 – 800 г. В результаті, на транспірацію ландшафти мішаних лісів витрачають понад половину отриманої з опадами вологи (діброви Східної Європи – 71% або 420 мм, букові ліси Данії – 62% або 522 мм), а в гігроморфних умовах, коли рослини крім атмосферної вологи споживають ґрунтові води, транспірація може набагато перевищувати кількість опадів. Наприклад, у ландшафтних комплексах заростей тростини вона сягає 160 – 190% від суми опадів і становить шар у 1300 – 1600 мм.

Потоки вологи у ландшафті дуже чутливі до дії антропогенних чинників. Його надмірне зволоження при зрошувальних меліораціях призводить до посилення низхідних потоків вологи у ґрунті, які можуть досягати засолених горизонтів порід або високо мінералізованих шарів ґрунтових вод. В результаті цього води насичуються водорозчинними солями й, підіймаючись у міжполивний період до поверхні, засолюють ґрунт. При цьому, хоча вологи у ґрунті стає більше, її споживання рослинами може зменшитись, оскільки містить надмірну кількість солей. Так виникає ефект, що називають фізіологічною сухістю – неможливість рослинами споживати воду при її достатній кількості. Не менш суттєво змінюється вологообіг й при осушенні ландшафтних комплексів.

Зміни людиною рослинного покриву ландшафту, особливо вирубка лісів, призводять до істотною зміни вологообігу. Наприклад, у Карпатах суцільне зведення лісу збільшує поверхневий стік на 266 – 302 мм, а вирубання 28% запасів деревини – на 132 мм. Площинна ерозія ґрунтів розораних рівнинних ландшафтів – наслідок головним чином зведенням природної рослинності, яка стримувала потоки вологи по поверхні схилу.