Влагооборот в ландшафте.

Значение воды в создании экологических и геофизических условий ландшафта. Во всех ландшафтах суши вода играет важную роль, являясь неразрывной частью природных территориальных комплексов. Она участвует во всех протекающих в них процессах, вступает во всевозможные связи и реакции. Вместе с тем вода активно перемещается и в пределах ландшафта находится в непрерывном движении и превращении: в поверхностном и подземном стоке, нисходящих и восходящих движениях в почвах и грунтах, транспирации и биологических превращениях в живых организмах, испарении и перемещениях в приземном слое воздуха. В атмосфере обновление влаги в среднем происходит за 10 суток, в почвах – за один год, в зоне активного водообмена (литогенной основе ландшафта) – примерно за 300 лет. В результате своих перемещений вода вместе с другими факторами создает единство связей внутри ландшафтов и между ними.

Вода способна накапливать тепловую энергии, поскольку обладает большой теплоемкостью и вместе с тем медленно расходует накопленное тепло. В этой связи вода является одним из средств ввода энергии в ландшафт. Поэтому разная увлажненность геосистемы непременно ведет к различиям энергетических уровней, тепловых характеристик, глубины и скорости проникновения тепла в литогенную основу ландшафта. Расходуется и выделяется тепло и при фазовых превращениях воды. что, безусловно, влияет на геофизику ландшафта. таким образом, вместе с водой перемещается и энергия.

Движущая масса воды оказывает механическое влияние на почвы и горные породы, способствуя их разрушению и перемещению. Вода участвует в процессах выветривания. Многие геофизические свойства почв и горных пород, литогенной основы ландшафта, а также входящей в ландшафты части атмосферы во многом определяются количеством содержащейся в них воды, их увлажненностью.

Вода практически растворяет все входящие в геосистемы химические элементы и соединения, и эти растворенные вещества остаются в водном растворе, в результате чего вода в ландшафтах никогда не бывает химически чистой. Вместе с перемещающейся в ландшафтах водой перемещается и растворенные в ней химические элементы. Кроме растворенной водой, перемещаются взвешенные и волочимые вещества. Именно вода является одной из активных действующих сил энергомассообмена в ландшафтах.

Проявление химических и биологических процессов в ландшафтах также невозможно без участия воды. Количество воды, ее химический состав, фазовое состояние и температура, режим поступления, скорость обращения и т.д. являются важнейшим факторами, определяющими биоту ландшафта. Живые организмы не могут функционировать без обмена со средой, и одну из главных ролей в этом обмене играет вода. Огромное разнообразие и приспособленность живых организмов к условиям увлажнения сами по себе показывают роль влаги в их существовании и развитии.

Таким образом, вода как физическое тело является непременным участником функционирования ландшафта. Накапливая и сохраняя энергию и растворяя вещества, вода участвует в энергомассообмене ландшафтов. Роль влаги в формировании ландшафтов подчеркивается фактом прямого совпадения характера ландшафтов с количеством влаги в тропических широтах, где тепловой фон примерно одинаков по всей территории и именно разница в увлажнении наравне с литогенной основой определяет и ландшафтные различия. Здесь влага является одним из ведущих геофизических факторов пространственной дифференциации ландшафтной оболочки. В других районах, где возрастают термические различия от места к месту, роль влаги в дифференциации ландшафтов не утрачивается: она вместе с теплом и литогенной основой определяет геофизические и экологические свойства ландшафтов.

Вода – это один из основных лимитирующих экологических факторов и от ее количества в ландшафте, сбалансированности потоков влаги зависят численные параметры геосистемы, определяющие ее потенциал.

Влагооборот относится к хорошо исследованным процессам функционирования ландшафта. Можно считать, что из всех вещественных потоков в геосистеме потоки влаги исследованы наиболее подробно. В ландшафтной экологии влагооборот исследуется в пределах конкретных геосистем, а не в связи с речными бассейнами, как это принято в гидрологии.

Общая схема влагооборота. Под влагооборотом понимается совокупность процессов превращения, перемещения и изменения количества влаги в природно-территориальном комплексе.

С влагооборотом тесно связан водный баланс территории. Еще в 1884 г. А.И.Воейков рассчитал водный баланс Каспийского моря по формуле: И=О+С, где И – испарение, О – осадки, С – сток.

Коллектив авторов под руководством М.И.Львовича (1969) предложил так называемый комплексный метод изучения водного баланса. Он состоит из следующих уравнений:

P = S + U + E; W = P − S = U + E, где

P – осадки, S – поверхностный сток; U – подземный сток; E – суммарное испарение; W – валовое увлажнение территории.

К.Н.Дьяконов (1991) приводит более детальное уравнение водного баланса, интеграционного механизма геосистем с горизонтальными связями

X₁+X₂+r=S_b+S_n+U+E+T+B_x±g±W

Z=S_b+S_n+U,

где X₁ – атмосферные осадки в жидкой фазе; X₂ – атмосферные осадки в твердой фазе (снег); r – роса; S_b – поверхностный весенний сток; S_n – внутрипочвенный сток; U – подземный сток; Z – суммарный русловой сток или интегральный сток для замыкающего створа геосистемы; E – физическое испарение; T – транспирация; B_x – аккумуляция влаги в годовом приросте биомассы; W – изменение влагозапасов в почве за некоторый интервал времени; g – фильтрационный поток воды из геосистемы и поток глубинных напорных вод в геосистему; Размерность членов уравнения кг/схм², мм/год, м³/год, л/схкм².

В различных геосистемах влагооборот может существенно отличаться. Так, А.А.Роде (1965) выделяет три основных типа водного режима почв. Промывной тип – характерен для областей, где сумма годовых осадков превышает испаряемость. В этих условиях геосистема подвергается сплошному промачиванию и нисходящее движение влаги в почве и горных породах преобладает над восходящим. Просачивающаяся вода достигает уровня грунтовых вод. Непромывной тип – характерен для областей с испаряемостью большей, чем осадки. В ПТК наблюдается дефицит влажности и почва промачивается лишь на некоторую глубину. Просачивающаяся влага не достигает уровня грунтовых вод. Влага, поступившая в ПТК, возвращается в атмосферу путем испарения и десукции и последующей транспирации. Выпотной тип – формируется в засушливом климате при близком уровне залегания грунтовых вод, из которых корни растений отсасывают влагу (десукция), при этом грунтовые воды как бы «отпотевают» через растения в атмосферу.

Влагооборот изучался многими экологами (П.Давинью и М.Танг, 1968; Ю.Одум, 1975 и др.). В.Лархер (1978) приводит интересную схему водного баланса дубового леса в облиственном и зимнем безлистном состоянии. В среднем за год выпадает 965, 9 мм осадков из которых 52,5 % вновь возвращается в атмосферу вследствие испарения воды, перехваченной растениями, транспирации и испарения почвы, 47 % просачивается, остаток накапливается в приросте биомассы.

Рассмотрим общую схему влагооборота в ландшафте. Основу влагооборота образуют твердые и жидкие атмосферные осадки, поступающие к верхней границе геосистемы. В геосистеме происходит их трансформация или перехват пологом растительности. Осадки, не задержанные растениями, поступают на поверхность почвы. Далее они могут уйти за пределы конкретного ландшафта в виде поверхностного стока или впитаться в почву, где пополняют запасы подземных вод и участвуют в элементарных почвообразовательных процессах. При определенных условиях запасы подземной воды могут либо уменьшаться, либо пополняться. Это может вызвать изменение режима и объема подземного и поверхностного стока.

В природной геосистеме вода расходуется в основном на испарение. Различают физическое испарение, которое может происходить как с растительности, так и с поверхности почвы, куда вода может поступать и из более глубоких горизонтов, а также испарение растениями, или транспирацию. Таким образом, суммарное испарение состоит из транспирации и физического испарения с поверхности почвы и растений.

В холодные сезоны года во многих геосистемах устанавливается снежный покров. Содержание воды в снежном покрове при выпадении осадков увеличивается, а при испарении (возгонке) и таянии – уменьшается. Изменения могут также происходить вследствие метелевого переноса снега. При промерзании почвы и грунтов часть подземной влаги может находиться в мерзлом состоянии. Но динамика ее в целом аналогична жидкой фазе.

Необходимо остановиться на содержании воды в растениях. Строго говоря, влага в живых растениях является их неотъемлемой частью и не может рассматриваться отдельно. Но для лучшего понимания распределения воды в геосистеме по его структурно-функциональным частям часто определяют содержание воды в растениях путем взвешивания. Знание этого соотношения часто очень важно в практических целях.

Большинство состояний природных геосистем характеризуется наличием лишь приходной и расходной части влагооборота. В результате схема влагооборота часто бывает очень простой и характеризуется тремя-четырьмя параметрами. Например, длительное время при зимних состояниях в геосистемах отсутствует транспирация и поверхностный сток, который лишь иногда заменяется метелевым переносом снега.

В отдельные состояния ПТК эта схема будет резко отличаться от среднегодичной схемы влагооборота. Интенсивность влагооборота и его структура (соотношение отдельных составляющих) специфичны для разных ландшафтов и зависят, прежде всего, от энергообеспеченности и количества осадков, подчиняясь зональным и азональным закономерностям.

Рассмотрим в отдельности составные части влагооборота более подробно.

Осадки и перехват их растительностью. Напомним, что под атмосферными осадками в метеорологии понимают воду в жидком или твердом состоянии, выпадающую из облаков или осаждающуюся из воздуха на поверхность земли и на предметы.

Частицы атмосферных осадков формируются в облаках в результате проникания конденсации или сублимации водяного пара, коагуляции частиц друг другом, расщемления и дробления частиц, их таяния и замерзания.

Атмосферные осадки подразделяют по агрегатному состоянию частиц (жидкие – дождь, морось; твердые – снег, град, крупа и смешанные). По форме выпадающих частиц (капли осадков и ледяные кристаллы различного вида: пластинки, столбики, крупинки, градины) и по характеру выпадения осадков (обложные, ливневые), а также по синоптической ситуации (осадки теплого, холодного фронтов и т.п.).

К наземным осадкам относятся осадки, образующиеся в самом ПТК: роса, иней, изморозь и гололед.

Атмосферные осадки, поступившие в ПТК, прежде чем достигнуть поверхности почвы, частично перехватываются растительностью. Попавшая на фитомассу (растительность) вода либо достигает поверхности почвы, стекая по стеблям и капая с ветвей или листьев, либо теряется при испарении с увлажненных поверхностей.

Растения используют те осадки, которые достигли поверхности почвы и проникли в нее. Только ничтожная часть воды всасывается непосредственно листьями и корой.

Количество осадков, достигших поверхности почвы, в основном зависит от двух факторов – интенсивности дождя и структуры надземной части геосистемы, в частности характера расположения растений.

Относительное количество осадков, пропускаемых сквозь крону, стекающих по стволу и расходуемых на испарение существенно различаются для лиственных (буковых) и вечнозеленых (еловых) деревьев. У бука гораздо больше стволовой сток и меньше потери, связанные с перехватом осадков. Интересно отметить, что доля стволового стока, выраженная в процентах, у бука близка и зимой, и летом, хотя бук принадлежит к листопадным породам (объясняется это тем, что для снега доля стволового стока больше). Вместе с тем потери на перехват у бука летом в 3 раза больше, чем зимой. У ели доля стволового стока и перехват меняются от лета к зиме незначительно, что, очевидно, связано с тем, что ель вечнозеленое растение.

Перехваченная вода, задержавшаяся на листьях и стеблях (Р.Слейчер. 1970), частично испаряется, а иногда и вовсе не достигает поверхности почвы.

Поверхностный сток в геосистемах. Осадки, попавшие на поверхность почвы и не перехваченные растениями, частично расходуются на поверхностный сток. Сток обычно наблюдается тогда, когда интенсивность поступления превосходит интенсивность впитывания и аккумуляция их превышает емкость поверхностного задержания. Поэтому поверхностный сток зависит от количества выпавших осадков, от интенсивности их выпадения и от формы поверхности. Последняя влияет на задержание воды.

Во многих фациях поверхностный сток вообще не возникает или же возникает в исключительных случаях. Это относится к фациям с автономным (элювиальным) режимом. На пологих склонах или даже склонах средней крутизны с лесной растительностью, с мощной подстилкой поверхностный сток также довольно редкое явление. Это связано с тем, что подстилка быстро впитывает в себя атмосферные осадки. Поэтому в целом ряде фаций из влагооборота выключается составляющая, связанная с поверхностным стоком.

В более крупные морфологические единицы ландшафта, такие, как урочище и местность, как составные части часто входят фации днищ оврагов, балок, долин и ущелий, к которым обычно бывает приурочен постоянный поток воды, связанный с русловым стоком. Поэтому в схемах влагооборота крупных ПТК поверхностный сток играет весьма существенную роль (за исключением аридных и, частично, семиаридных ландшафтов).

Перенос влаги в подземной части геосистемы. Перенос влаги в почве существенно зависит от ее влажности. При насыщении влагой большинство пор почвы заполнено водой, перенос влаги происходит в жидком виде. Описание переноса влаги в ненасыщенной почве сложнее, так как необходимо учитывать перенос водяного пара и фазовые переходы между водой и водяным паром. Если температура во всех точках почвы одинакова, то перенос влаги является суммой потоков воды и водяного пара. В случае наличия в почве температурных градиентов (что практически всегда наблюдается в природе) необходимо учитывать движение влаги под действием температурных градиентов.

Таким образом, перенос влаги в почве в естественных условиях носит сложный характер. Но гораздо больше проблем возникает при описании переноса влаги в корнеобитаемом слое, так как здесь необходимо учитывать еще площадь корней, архитектонику корневой системы в почве, функцию поглощения воды корнями. Так как для последнего явления в настоящее время удовлетворительная теория отсутствует, то используются различные полуэмпирические приемы. Учитывая сказанное, ясно, что пока еще невозможно количественно описать это крайне сложный процесс.

Однако важно знать, какова «судьба» воды попавшей в подземную часть геосистемы.

В гидрологии общий процесс движения воды, начиная с момента проникновения ее почву и кончая выходом на поверхность (в виде источников), делят на три фазы. В первой фазе частицы воды при увлажнении почвы дождем могут опуститься. Если же поверхность почвы высушивается, то может наблюдаться подъем частиц по законам пленочного или капиллярного движения. Таким образом, первая фаза происходит в поверхностном слое почвы, на который в сильной степени влияют метеорологические факторы – температура воздуха, солнечная радиация, скорость ветра и др.

Вторая фаза начинается с момента, когда частицы воды выходят из сферы влияния погодных условий и движутся вертикально вниз до встречи с водоупорным слоем.

Слой ПТК, в котором совершаются первые две фазы движения воды, называют зоной аэрации, т.е., иначе, зона аэрации – это толща от поверхности земли до уровня грунтовых вод.

Третья фаза представляет собой движение грунтовой воды в водоносном слое. Движение осуществляется под действием напорного градиента, или уклона, потока грунтовой воды.

Движение воды обычно ограничивается первыми двумя фазами, так как нижняя граница любой фации (в подавляющем большинстве случаев) проходит в зоне аэрации. Поэтому при рассмотрении влагооборота элементарных геосистем обычно подземный сток не рассматривается или же рассматривается в связи с инфильтрацией влаги через нижнюю границу фации.

Если в фациях из-за небольшой мощности их вертикального профиля подземные воды и подземный сток почти не имеют никакого значения, то в более крупных ПТК (ранга ландшафта и выше) они играют существенную роль.

Подземные воды обычно делятся на: 1) почвенные воды – подземные воды, заключенные в почвенной толще; 2) почвенно-грунтовые воды – воды, имеющие водоупор в грунтовой толще, а зеркало которых постоянно или периодически находится в почве; 3) грунтовые воды – безнапорные воды, находящиеся ниже почвенной толще, которые дренируются реками или вскрываются эрозионной сетью и понижениями рельефа; 4) артезианские воды испытывают гидростатическое давление и характеризуются определенным напором.

В настоящее время принято считать, что грунтовые воды образуются как от просачивания осадков, так и от конденсации и сорбции водяного пара. Движение подземных вод зависит от способности водоносных слоев пропускать воду, а значит, от последовательности залегания, толщины и водопроницаемости различных слоев или горизонтов.

Испарение и транспирация. Вода поступает в атмосферу с открытой водной поверхности, с почвы, лишенной растительного покрова и с влажной растительности путем испарения и транспирации через устицы листьев. Эти одновременно протекающие процессы некоторые ученые называют «суммарным» испарением (или «эвапотранспирация»), в то время как другие просто испарением.

На физическом уровне удовлетворительно разработана лишь молекулярно-кинетическая теория испарения с водных бассейнов. Испарение с поверхности почвы в естественных условиях зависит от целого ряда факторов, некоторые из которых трудно поддаются учету. Еще большие трудности вызывает расчет интенсивности транспирации.

Имеется ряд математических моделей передвижения воды в системе почва – растение - атмосфера. Но все они не лишены недостатков. Наиболее существенные из них, это 1) громоздкость и трудоемкость расчета, 2) модели содержат ряд эмпирических и полуэмпирических величин и коэффициентов и 3) эти модели составлены для конкретных растений или в лучшем случае растительных группировок, обычно изученных в лабораторных условиях.

Испарение удобнее всего представить как явление, зависящее от трех взаимосвязанных факторов: а) притока энергии к испаряющей поверхности, б) градиента или разности давлений пара между значениями у испаряющей поверхности и в атмосфере, в) сопротивления движению пара (Р.Слейчер, 1970). Интересно то, что при взаимодействии этих факторов в стационарных условиях интенсивность испарения поддерживается на некотором определенном уровне. Изменение одного из них, как считает Р.Слейчер, необязательно приводит к к пропорциональному изменению испарения; оно может вызвать изменение других факторов, в результате чего установится новое состояние равновесия.

После сильного дождя (или полива) верхние горизонты почвы насыщены водой и испарение с почвы в этой первой фазе явления такое же, как с поверхности воды. Эта влага, однако, быстро стекает по капиллярам, и влажность почвы уменьшается. При этом испаряющая поверхность передвигается в глубь почвы. В таких условиях испарение резко сокращается. Это в основном связано с тем, что водяной пар диффундирует теперь через почву (чтобы достичь ее поверхности). Вследствие этого проходимый им путь удлиняется и соответственно возрастает сопротивление его движению. При неизменных метеоусловиях и отсутствии притока грунтовых вод испарение с поверхности почвы все время уменьшается. Однако такое уменьшение испарения происходит со временем все медленнее. При неизменных метеоусловиях испарение с поверхности почвы, по Р.Слейчеру, вначале сравнительно быстро уменьшается. Приблизительно на 10 сутки влажность почвы в результате испарения становится равной 50 % от первоначальной. Далее изменение влажности идет медленнее. На 30 сутки влажность составляет 30 % от первоначальной и, как отмечает Р.Слейчер, должно установиться динамическое равновесие. В реальных условиях метеорологические факторы меняются довольно быстро, поэтому и теоретически предполагаемое равновесие в отношении давления пара между почвой и воздухом обычно не успевает установиться.

На участках, покрытых растительностью, за счет большой листовой поверхности растений резко возрастает площадь испаряющей поверхности и поэтому суммарное испарение растительного сообщества, как отмечает Р.Слейчер, на единицу занимаемой им площади может превосходить испарение с той же площади оголенной почвы или водной поверхности. Разность между суммарным испарением и испарением с открытой водной поверхности бывает особенно велика при наличии сильной адвекции и при специфической структуре растительного покрова, которые способствуют аэродинамической шероховатости. Этот эффект достигается, например, по Р.Слейчеру, при выкашивании участка вокруг точки наблюдений. В результате дополнительная теплота, поступающая за счет адвекции, легче расходуется на испарение обширным листовым пологом, чем поверхность почвы, и суммарное испарение резко возрастает.

Все сказанное, естественно, относится к растительному сообществу, достаточно хорошо обеспеченному почвенной влагой. Водный дефицит быстро меняет картину. В этих условиях устьица постепенно закрываются и транспирация сокращается до небольшой доли от ее максимального значения, наблюдаемого при открытых устьицах.

Интересно, что расходование воды фитоценозом независимо от его видового состава увеличивается почти пропорционально земной массе (В.Лархер, 1978). Это обусловлено тем, что при сравнимых метеорологических условиях суточные суммы транспирации разных видов травянистых растений могут различаться в пределах всего лишь 1: 6, тогда как различия между растительными сообществами в отношении сырой массы 1: 100.

Общая эвапотранспирация коррелирует с уровнем продуктивности. На этот факт обращали внимание многие экологи. Например. Ю.Одум (1975) считает, что в зрелых, или климаксных сообществах всех типов (пустыни, тундра, травянистая растительность и леса) эвапотранспирация может служить надежным показателем годовой чистой первичной продукции надземных частей. Это не относится, однако, к нестабильным или развивающейся растительности. Подобная зависимость между фактической годовой эвапотранспирацией (мм) и чистой первичной продукцией надземных частей (г/м²) объясняется тем, что фактическая годовая эвапотранспирация служит одновременно мерой доступности воды и солнечной энергии – главных факторов, лимитирующих интенсивность фотосинтеза. Отсутствие отмеченной корреляции между отмеченными параметрами в развивающихся сообществах объясняется тем, что у таких сообществ энергетический и водный обмен со средой не достиг еще условий равновесия.

В гидрометеорологических организациях хорошо разработана методика расчета испарения для крупных регионов по данным метеостанций. Наиболее обоснованным является комплексный метод определения испарения. Сущность этого метода заключается в том, что испарение равно испаряемости при влажности верхнего слоя почвы выше некоторого критического значения и пропорциональности испарения испаряемости и влажности верхнего слоя почвы при влажности верхнего слоя почвы ниже критического значения. Для определения критической влажности почвы применяется комплексный метод, метод теплового или метод водного баланса (М.И.Будыко, 1977; Л.Е.Зубенок, 1976).

Среднее годовое испарение колеблется от 200 т/га в пустынях и тундрах до 4000-6000 т/га в лесах умеренных широт. Максимальных значений 12 000 –13 000 т/га оно достигает во влажных экваториальных лесах.

Расход воды на фотосинтез. В процессе фотосинтеза расходуется сравнительно небольшое количество воды. Это вода может быть даже не учтена при составлении водного баланса, так как ее количество обычно меньше, чем погрешность определения остальных членов водного баланса. Однако эта вода играет большую роль, так как без нее не может происходить столь важный для функционирования геосистемы процесс фотосинтеза.

Количество воды, идущее на фотосинтез, рассчитывается по формуле фотосинтеза.

СО₂ + Н₂О + солнечная энергия и хлорофилл → [СН₂О] + О₂

Для расчета количества воды необходимо знать количество образовавшегося в результате фотосинтеза органического вещества и потери на дыхание.

Некоторое количество воды потребляется в процессе жизнедеятельности гетеротрофов. Оценить это количество довольно трудно, но оно явно меньше затрат воды на фотосинтез.

Антропогенное воздействие на влагооборот в ландшафте. Потоки влаги в ландшафте отличаются высокой чувствительностью к антропогенным факторам. С этим связана возможность их антропогенного регулирования, что и осуществляется при водных мелиорациях. При недостаточном учете сложных закономерностей структуры водных потоков в геосистеме мелиорация часто приводит к неблагоприятным или катастрофическим экологическим последствия. Так, существенно изменяются водные потоки при осушении земель. Здесь основная опасность – переосушение. Поскольку понижение уровня грунтовых вод ниже некоторой критической глубины может способствовать дефляции, обмелению рек и т.д.

При орошении геосистем происходит усиление нисходящих потоков влаги в почве, которые могут достигнуть засоленных горизонтов пород или минерализованных грунтовых вод, где насыщаясь солями и поднимаясь к поверхности, засоляют почвенную толщу. При орошении водообеспечение растений улучшается, но так как почвенно-ирригационные воды насыщены солями, то использование почвенной влаги уменьшается и может быть даже меньшим, чем в богарных условиях. Так появляется антропогенная физиологическая сухость растений, т.е. невозможность использовать воду при ее достаточном количестве. Кроме изменения водного режима, орошение приводит и к изменению других процессов в геосистеме. Например, почвенных (развиваются процессы оглеения, заболачивания, вторичного засоления почв), геоморфологических (эрозия) и т.д.

Не нашли, что искали? Воспользуйтесь поиском: