Методи прогнозу балансу ґрунтових вод

11

ПЛАН

1. Втуп

2. Вологообіг в ландшафті широколистяного лісу

3. Показники інтенсивності вологообігу і його структура

4. Типологія геосистем за особливостями вологообігу.

5. Вологообіг в болотах

Використана література

Коротка історична довідка (за М.Д. Гродзинським). 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. З комплексних географо-екологічних позицій дослідили водний режим ґрунту 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 Хаббард-Брук (з 1961 p.), листяних лісів водозбору Ферноу (з 1951 p.), вологих гірських водозборів Ковіта (з 1934 p.). 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 гео-; системі водний досліджено найдокладніше, хоч і тут є багато не до кінця з'ясованих питань, особливо пов'язаних з антропічними впливами.

Водні потоки пронизують ландшафт подібно кровоносній системі. За участю водних потоків відбувається:

- основний мінеральний обмін між складовими ландшафту;

- зовнішні речовинні зв'язки переважно здійснюються через вхідні і вихідні водні потоки;

- переміщення вологи супроводжується формуванням Рощині, транспортуванням і акумуляцією хімічних елементів; переважна більшість геохімічних реакцій відбувається в водному середовищі;

Виділимо основні ланки процесу, вологообміну (на прикладі широколистяного лісу)

Транспірація - фізіологічне використовування води рослинами (в основному листками) транс - лат. - через спіро - лат. дихаю.

Підземний стік - вихід води із внутрішнього кругообігу.

Поверхневий стік - вихід води за межі ландшафту.

Ґрунтова Волга - найбільш активна частина внутрішнього волого обміну.

Інтенсивність волого обміну і його структура ( специфічні для різних ландшафтів і залежать від енергозабезпеченості і кількості опадів.

Узагальненим показником внутріландшафтного волого обміну можна вважати сумарне випаровування.

Співвідношення між зовнішнім і внутрішнім волого обміном виражає коефіцієнт випаровування.

В високих широтах зовнішні потоки вологи переважають над внутрішніми.

Векваторіальних, тропічних і субтропічних ландшафтах обидва типи потоків приблизно рівні.

В арідних ландшафтах зростає частка внутрішнього вологообміну, хоча за абсолютною величиною він зменшується

У внутріландшафтному вологообізі головну роль відіграє біота, особливо лісові угруповання.

І головною ланкою біологічного волого обігу є транспірація.

На одиницю продукуємої фітомаси витрачається в середньому - 400 мас одиниць води.

В холодному і вологому кліматі - менше

В жаркому і сухому - більше.

Із цієї кількості води у склад живого організму входять 1% води( 0.75 % - вільної води) ( 0.15 % - зв'язаної молекулярної води)

Основна маса вологи, яку споживають рослини - транспірується.

Враховуючи всю сукупність волого обміну біотою можна заключити, що 70 - 80 % внутрішнього волого обігу забезпечується біотою.

Типологія. Г. М. Висоцький та А. А. Роде розробили критерії виділення типів водного режиму ґрунту, які мають ландшафтне. екологічний 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 с ремі багатоводні роки, в середньому один раз на 10-15 років); непромивного режиму (ґрунтові геогоризонти промочуються, але вода не досягає рівня ґрунтових вод); аридного режиму (ґрунтовий профіль сухий протягом цілого року); випітного режиму (переважають висхідні потоки вологи з ґрунтових вод, капілярна кайма яких піднімається до поверхні ґрунту, і ґрунтові води випаровуються фізично); десуктивно-випітного режиму (на відміну від попереднього типу, капілярна кайма ґрунтових Вод не виходить m 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 сумок опадів та сумарним випаровуванням) виділяються такі геосистеми: гіпергумідні (різниця між річними опадами та випаровуванням становить 1600 мм і більше); пергумідні (800-1600); гумідні (400-800); субгумідні (0-400); субаридні (-400-0) мезоаридиі (-400-800); аридні (-800- -1600); екстрааридн (-1600 мм і менше). Ця градація співвідношення річних опадів; та випаровування в цілому відповідає діапазонам гідрокліматичних факторів, що визначають певний напрям зонального ґрунтоутворення та формування біомів (В.Р. Волобуєв, 1973 Д.М. Циганов, 1983). Геосистеми України належать до гумідного (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); додатньодекомпенсованого балансу (прихідні статті водного балансу переважають над витратними, внаслідок чого рівень ґрунтових вод піднімається); від'ємно-декомпенсованого баланс (витратні статті переважають над прихідними, рівень ґрунтових вод знижується).

З екобіоцентричної точки зору важливо розрізняти 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): мезоморфні (нормальні умови зволоження, характерні для сухих луків); субмезоморфні (лучно-степові місцезростання); семіксероморфні (середньостепові місцезростання); субксероморфні (сухо-степові); ксероморфні (нанівпустині); гіперксероморфні (пустині).

Болотами називаються ділянки земної поверхні з надлишковим зволоженням, що зайняті вологолюбною (гідрофільною), пристосованою до нестатку кисню у ґрунті, рослинністю. На цих ділянках йде процес торфонакопичення; товща торфу така, що корені основної маси рослин не досягають підстилаючого мінерального ґрунту. Ділянки, на котрих товща торфу мала і корені рослин розташовані у мінеральному ґрунті, належать до заболочених земель.

Болота утворюються при заболоченні суходільних ділянок або заростанні природних водоймищ.

Формування боліт на суходолах відбувається в областях з уповільненим стоком, малою річковою мережею, а також у місцях, де притік води перевищує її відтік. Заболоченню сприяє неглибоке розташування водонепроникного ґрунту (глина), що викликає постійну надлишкову кількість вологи у поверхових горизонтах.

При таких умовах у хвойному лісі з'являються спочатку зелені мохи, потім мох сфагнум, який припиняє доступ кисню до коренів дерев. У зв'язку з цим відбувається поступове вимирання дерев та перехід лісу у болото.

Заболочення луків відбувається під впливом щільнокущових злаків. Їхня дернина ускладнює доступ кисню у ґрунт, а також затримує опади між купинами; виникає накопичення органічних речовин (торфу), лучна рослинність гине; утворюється осокове болото. Потім під впливом браку зольного живлення осока поступається місцем моху.

У місцях вікової мерзлоти заболоченню сприяє товща мерзлого ґрунту, що затримує усю воду на поверхні землі.

Утворення боліт можливе у підніжжя схилу річкової долини, якщо цей схил безперервно зволожується ґрунтовими водами, що виходять на поверхню.

Болота утворюються при заростанні водоймищ: озер, річкових стариць, заводей (рис. 1). Внаслідок відкладення мулу на дні озера, так званого сапропелю, та виносу в озеро мінеральних і органічних речовин, змитих з площі водозбору, відбувається поступове обміління озера. Воно починає від берегів заростати водяною рослинністю, яка відмирає з часом і падає на дно. Це сприяє подальшому обмілінню озера. З бігом часу водяна рослинність вкриває все озеро і утворюється болото з характерною водолюбною рослинністю. Відмираюча рослинність, яка насичена водою, внаслідок нестачі у воді кисню повністю не розкладається та перетворюється у торф.

Рис. 1. Схема заростання озера (по В. Р. Вільямсу):

а - мінеральне дно озера, б - в - вапняковистий сапропелевий мул, г - землистий торф, д - осоковий торф, є - очеретяний торф; 1 - вільно плаваючі водяні рослини, 2 - рдести й латаття, 3 - лепеха болотяна, 4 - рогіз, 5 - очерет, 6 - великі осоки, 7 - дрібні осоки, 8 - кореневі злаки, 9 - злаки.

У залежності від стадії розвитку розрізняють такі типи боліт: низинні, перехідні та верхові.

Низинні болота відносно багаті мінеральними речовинами, що сприяє розвитку трав'яної рослинності: осоки, очерету, зелених мохів. Потужність торфу в таких болотах невелика.

Перехідні болота - це болота, в яких внаслідок зростання потужності торфу та зменшення в ньому мінеральних речовин осокова рослинність замінюється на чагарники та дерева.

Верхові болота - це подальший процес накопичення органічних речовин та зменшення мінеральних солей, який приводить до розповсюдження моху сфагнум. Сфагнум швидше росте у центрі болота. Завдяки цьому поверхня болота приймає випуклу форму. Центр болота буває на 5 м і більше вище своїх країв.

2. Живлення та гідрологічний режим, стік з боліт.

Болото має ряд гідрологічних особливостей у порівнянні з озером, річкою та суходолом. У торфових болотах вміщується від 89 до 94% води і лише 11 - 6% сухої речовини, яка й утримує у болоті таку величезну кількість води. Зв'язаність води у болоті сухою речовиною торфу виключає можливість її використання для додаткового живлення річок.

Гідрологічний режим боліт обумовлюється такими чинниками, як джерела живлення, структурою та властивостями торфу, рухом води у торфових ґрунтах, коливанням рівня ґрунтових вод, випаровуванням, стоком з боліт.

Умови живлення боліт різних типів неоднакові й залежать від висотного положення боліт. Низинні та перехідні болота живляться головним чином ґрунтовими водами та поверхневими водотоками під час їх розлиття. Верхові болота живляться‚ головним чином‚ атмосферними опадами.

Вода у торфовому болоті поділяється на вільну, яка відділяється від торфу під впливом сили тяжіння, та зв'язану з торфовою масою.

Найбільша кількість води, яка утримується ґрунтом у порах при наявності вільного стоку, називається повною вологоємкістю. Повна вологоємкість торфу у декілька разів перевищує цей показник для мінеральних ґрунтів; у сфагнових торфах вона досягає 92 - 94%, у низинних трав'яних торфах - 89-91%.

Шари торфу, що розташовані вище рівня ґрунтових вод, характеризуються коефіцієнтом фільтрації. Коефіцієнт фільтрації торфу залежить від типу болота та ступеня розпаду торфу. Найбільший коефіцієнт фільтрації мають верхні, а найменший - нижчі ущільнені шари торфу. З глибиною внаслідок збільшення ступеня розпаду торфу водопроникнення його падає. Коефіцієнт фільтрації нижніх шарів торфу, що дуже розпалися, а також ущільнених шарів має значення близько нуля.

Фільтрація води у торфовому відкладі відбувається в основному у верхньому слабо ущільненому шарі. Цей шар - від поверхні болота до середнього положення найнижчих рівнів ґрунтових вод на болоті - називається активним шаром болота; нижче розташований інертний шар.

Активний шар болота характеризується зміною рівня ґрунтових вод, високим коефіцієнтом фільтрації та мінливою вологістю. Для верхових боліт його активна товща в середньому дорівнює 0,3 м, для низинних боліт - 1,5 м.

Інертний шар відрізняється постійним вмістом води та дуже малим водопроникненням торфу; практично вся волога в інертному шарі знаходиться у зв'язаному стані. Завдяки цьому з торфового відкладу у річку може надходити лише вільна вода, що акумулюється в активному шарі.

На коливання рівня ґрунтових вод впливають рельєф болота, характер рослинності, клімат, осушувальні канали. Рівень ґрунтових вод на болоті не утворює горизонтальної поверхні, а повторює зміни рельєфу. Мережа осушувальних каналів понижує цей рівень.

Під впливом клімату на болоті виникають сезонні коливання рівня ґрунтових вод. Весняне водопілля підвищує його (весняний максимум). Мінімальний рівень спостерігається влітку (літній мінімум) при підвищенні температури повітря та збільшення випаровування. Зниження температури повітря восени при наявності атмосферних опадів викликає підйом рівня ґрунтових вод (осінній максимум).

Повільний стік води з боліт узимку при відсутності поверхневого живлення приводить до поступового зниження рівня ґрунтових вод узимку (зимовий мінімум).

Завдяки великій вологоємкості болото спроможне акумулювати значний об'єм води. Але у зв'язку з малою водовіддачею торфу, а також у зв'язку з низьким розташуванням боліт, вода, що накопичилась у торфі, не використовується на живлення річок, а губиться на випаровування, особливо влітку.

Дослідження показують, що коефіцієнт стоку з заболочених територій дорівнює 0,19 - 0,28, а з слабо заболочених 0,32 - 0,40, що майже у 1,5 рази вище.

Болота впливають на внутрішньорічний розподіл стоку.

Стік з боліт здійснюється, як правило, шляхом фільтрації у активному шарі. Тому зниження рівня ґрунтових вод нижче межі активного шару супроводжується або повним припиненням стоку, або зменшенням його до надто малих значень. Внаслідок цього з верхового болотного масиву під час низького стояння рівня ґрунтових вод (взимку та літом) стік припиняється.

Стік з низинних боліт формується за рахунок ґрунтових та поверхневих вод, що надходять на поверхню болота при розливі річок, та в меншій мірі за рахунок атмосферних опадів. Такі умови призводять до того, що на низинних болотах стік влітку буває трохи вище, ніж на верхових. Отож низинні болота забезпечують більш стійке живлення річок влітку, ніж верхові. Таким чином, верхові та низинні болота по різному впливають на внутрішньорічний розподіл стоку.

Вплив боліт на максимальний стік весняного водопілля залежить від типу боліт, розташування болотних масивів на водозборі та від ступеню заболочення басейну.

Дослідження показують, що при заболоченні до 35%, модуль максимального стоку водопілля знижується. Це пояснюється головним чином неспівпадінням піків водопілля з заболочених та суходільних частин водозбору.

При заболоченні водозбору більш 35% максимальний модуль стоку водопілля зростає; при заболоченні 80-100% максимальний модуль стоку буває вище, ніж з незаболоченого басейну. При повному заболоченні сніготанення, а отже і стік, відбувається одночасно з усього басейну. Крім того, при повному заповненні ємності активного шару талі води стікають до річки, в той час коли на незаболочених водозборах частина талих вод фільтрується у ґрунт.

Поява стоку з боліт після дощів залежить від шару опадів та глибини знаходження ґрунтових вод. Якщо рівень ґрунтових вод знаходиться нижче активного шару болота, то невелика кількість опадів, що випадає, може викликати підйом ґрунтових вод тільки в межах інертного шару болота. Ці опади повністю акумулюються у цьому шарі і не впливають на стік.

При розташуванні рівня ґрунтових вод в межах активного шару кожний підйом рівня ґрунтових вод від опадів супроводжується різким збільшенням витрати води у річках, що витікають з боліт.

3. Тепловий режим. Особливості випаровування з боліт і їх замерзання

В залежності від положення рівня ґрунтових вод виділяються три стадії в процесі випаровування.

Перша стадія відноситься до умов повного насичення ґрунту боліт водою. Рівень ґрунтових вод знаходиться на поверхні торфу або нижче, але в межах зони капілярного підняття у найбільших порах. У цьому випадку випаровування цілком зумовлюється метеорологічними чинниками.

При подальшому зниженні цього рівня, коли вже не всі, а лише невеликі пори зможуть подавати воду до поверхні, настає друга стадія випаровування.

При зниженні рівня ґрунтових вод нижче зони капілярного підняття настає третя стадія випаровування, коли капілярний потік до поверхні відсутній, і ґрунт починає просихати на певну глибину.

Коливання місячного випаровування з року в рік також відповідає зміні рівня ґрунтових вод. У ті місяці, коли спостерігаються різкі коливання рівня ґрунтових вод, випаровування також сильно змінюється і, навпаки, при незначних коливаннях рівня ґрунтових вод випаровування з року в рік змінюється мало. Випаровування з верхових боліт у липні та серпні нижче, ніж з водної поверхні. Це пояснюється зниженням рівня ґрунтових вод у ці місяці, погіршенням водопостачання сфагнового моху та зниженням транспірації

У зонах лісостепу та степу вологолюбна рослинність низинних боліт може випаровувати навіть більше, ніж сусідні незаболочені території.

СПИСОК ВИКОРИСТАНИХ ДЖЕРЕЛ

1. Архангельский А.М. и др. Методика полевых физико-географических исследований: Учебное пособие для университетов и педвузов. - М.: Высш. шк., 1972. - 304 с.

2. Басманов Є.І. Друковані праці.

3. Басманов Є.І. Загальна гідрологія: Конспект лекцій. - Харків, 2004. - www.Basmanov.sky.net.ua.

4. Басманов Є.І. та ін. Географія України: Навч. посібник. - Харків, 1993. - 184 с.

5. Бисвас А.К. Человек и вода. - Л.: Гидрометеоиздат, 1975. - 288 с.

6. Богословский Б.Б. Озероведение. - М.: Изд-во МГУ, 1960. - 335 с.

7. Богословский Б.Б., Самохин А.А., Иванов К.Е., Соколов Д.П. Общая гидрология. - Л.: Гидрометеоиздат, 1984. - 420 с.

8. Быков В.Д., Васильев А.В. Гидрометрия. - Л.: Гидрометеоиздат, 1977. - 477 с.

9. Важнов А.В. Гидрология рек. - М.: Изд-во МГУ, 1976. - 338 с.

10. Великанов М.А. Гидрология суши. М.: Изд-во МВТУ, 1925. - 192 с.

11. Владимиров А.М. Гидрологические расчеты. -Л.: Гидрометеоиздат, 1990. - 365 с.

12. Гидрологические и водно-балансовые расчеты. - Киев: Вища шк., 1987. - 274 с.

13. Горошков И.Ф. Гидрологические расчеты. - Л.: Гидрометеоиздат, 1979. - 431 с.

14. Гродзинський М.Д. Основи ландшафтної екології. - К.: Либідь, 1993. - 222с.

15. Гродзинський М.Д. Стійкість геосистем до антропогенних навантажень. - К.: Лікей, 1995. - 233с.

16. Гродзинський М.Д., Шищенко П.Г. Ландшафтно-экологический анализ в мелиоративном природопользовании. К.: Либідь, 1993. - 224с.

17. Гуцуляк В.М. Ландшафтно-геохімічна екологія. Чернівці: Рута, 1994. - 317с.

18. Гуцуляк В.М. Ландшафтно-геохімічна екологія. Чернівці: Рута, 2001. - 248с.

19. Давыдов Л.К., Дмитриева А.А., Конкина Н.Г. Общая гидрология. - Л.: Гидрометеоиздат, 1973. - 460 с.

20. Евстегнеев В.М. Речной сток и гидрологические расчеты. - М.: Изд-во МГУ, 1990. - 301 с.

21. Железняков Г.В., Неговская Т.А., Овчаров Е.Е. Гидрология, гидрометрия и регулирование стока. - М.: Урожай, 1984. - 432.с.

22. Исаченко А.Г. Ландшафтоведение и физико-географическое районирование. - М.: Высшая школа, 1991. - 266с.

23. Сочава В.Б. Введение в ученике о геосистемах. Наука, 1978. - 319с.