• Гідрологія і Гідрометрія
• Господарське право
• Економіка будівництва
• Економіка природокористування
• Економічна теорія
• Земельне право
• Історія України
• Кримінально виконавче право
• Медична радіологія
• Методи аналізу
• Міжнародне приватне право
• Міжнародний маркетинг
• Основи екології
• Предмет Політологія
• Соціальне страхування
• Технічні засоби організації дорожнього руху
• Товарознавство продовольчих товарів

Тлумачний словник
Авто
Автоматизація
Архітектура
Астрономія
Аудит
Біологія
Будівництво
Бухгалтерія
Винахідництво
Виробництво
Військова справа
Генетика
Географія
Геологія
Господарство
Держава
Дім
Екологія
Економетрика
Економіка
Електроніка
Журналістика та ЗМІ
Зв'язок
Іноземні мови
Інформатика
Історія
Комп'ютери
Креслення
Кулінарія
Культура
Лексикологія
Література
Логіка
Маркетинг
Математика
Машинобудування
Медицина
Менеджмент
Метали і Зварювання
Механіка
Мистецтво
Музика
Населення
Освіта
Охорона безпеки життя
Охорона Праці
Педагогіка
Політика
Право
Програмування
Промисловість
Психологія
Радіо
Регилия
Соціологія
Спорт
Стандартизація
Технології
Торгівля
Туризм
Фізика
Фізіологія
Філософія
Фінанси
Хімія
Юриспунденкция

Потоки вологи

Мета:вивчити потоки вологи, коротку історичну довідку, загальну схему, антропічні аспекти, типологію потоку вологи, основні терміни.

План:

1.Коротка історична довідка.

2.Загальна схема.

3.Антропічні аспекти.

4.Типологія потоку вологи.

Коротка історична довідка.

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 р.), листяних лісів водозбору Ферноу (з 1951 р.), вологих гірських водозборів Ковіта (з 1934 р.). 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.).

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 (мал. ), 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 додатному 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 ґрунтовими), 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 фітогеогоіризонтами (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 FЕ випаровується, а відтак не бере участі ні в транспірації, ні в зволоженні ґрунту (так звана інтерцепційна втрата). Розмір цієї втрати залежить від інтенсивності та тривалості опадів, сумарної листяної поверхні фітогоризонтів.

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

Мал. . Схема потоків вологи в геосистемі:

R — атмосферні опади; V — конденсація водяної пари; S, SS — води поверхневого стоку; Т — транспірація; SЕ — фізичне випаровування з поверхні ґрунту; FЕ — випаровування з поверхні фітогеогоризонтів (інтерцепційна втрата); S_i — низхідний потік вологи в ґрунті; SR — всмоктування вологи корінням; К — транспорт вологи до транспіруючих поверхонь рослин; Рh — втрати вологи на фотосинтез; SG_i-— відтік ґрунтових вод за межі геосистеми; G — поповнення ґрунтових вод геосистеми підземними

З ґрунту 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 ґрунту визначається його механічним складом: найгірший він у глинистих ґрунтах, найкращий у піщаних.

Надходження води до рослин залежить також від температури ґрунту, оскільки вона впливає на всмоктуючу здатність коренів і на їх ріст. З теплих ґрунтів рослини витягують воду легше, ніж з холодних, а при зниженні температури до кількох градусів вище нуля більшість рослин поглинати воду нездатна.

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 Рh, аосновна 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 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 %.

Антропічні аспекти.

Потоки вологи в геосистемі відзначаються високою чутливістю до дії антропічних факторів. З цим пов'язана 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 ґрунті, які можуть досягти засолених горизонтів порід або мінералізованих ґрунтових вод, де насичуються 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 ґрунту 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, зрошення призводить і до комплексу змін інших процесів у геосистемі: 1) ґрунтових (розвиваються процеси оглеєння, заболочення, вторинного засолення ґрунтів), 2) геоморфологічних (іригаційна ерозія), 3) енергетичних (внаслідок зміни альбедо та збільшення витрат тепла на випаровування).

Не менш суттєво змінюються водні потоки при осушенні земель. Тут головна небезпека — переосушення, тобто зниження рівня ґрунтових вод нижче деякої критичної глибини, що може зумовити дефляцію, обміління річок, відмирання їх верхів'їв тощо.

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. Чубатий (1966), суцільне зведення лісу зумовлює збільшення стоку на 266—302 мм, а вирубування 28 % запасу деревини — на 132 мм. 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 геосистем практично немає в тих районах, які знаходяться на південь від ізолінії річкового стоку менше 50 мм (в Україні ця межа пролягає 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—3 рази більшою, ніж з агрогеосистем. Важливе значення має також перехоплення листяною поверхнею опадів (до 40%) і їх витрата на фізичне випаровування. Вплив лісу на ґрунтові води залежить від глибини їх залягання — ліс знижує рівень близьких коренедосяжних вод і підвищує рівень глибокозалягаючих.

Типологія потоку вологи.

Г.М. Висоцький та А.А. Роде розробили критерії виділення типів водного режиму ґрунту, які мають ландшафтно-екологічний зміст. Базуючись на них, геосистеми за типом водного режиму поділяються на такі: 1) промивного режиму (низхідні потоки вологи переважають над висхідними, і вода, що просочується крізь ґрунт, досягає рівня ґрунтових вод); 2) періодично промивного режиму (атмосферна вода досягає рівня ґрунтових вод в окремі багатоводні роки, в середньому один раз на 10—15 років); 3) непромивного режиму (ґрунтові геогоризонти промочуються, але вода не досягає рівня ґрунтових вод); 4) аридного режиму (ґрунтовий профіль сухий протягом цілого року); 5) випітного режиму (переважають висхідні потоки вологи з ґрунтових вод, капілярна кайма яких піднімається до поверхні ґрунту, і ґрунтові води випаровуються фізично); 6) десуктивно-випітного 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); 7) водозастійного режиму (характерний для боліт); 8) паводкового режиму (характерний для заплав річок).

За співвідношенням статей водного балансу (річною сумою опадів та сумарним випаровуванням) виділяються такі геосистеми: 1) гіпергумідні (різниця між річними опадами та випаровуванням становить 1600 мм і більше); 2) пергумідні (800—1600); 3) гумідні (400—800); 4) субгумідні (0—400); 5) субаридні (-400—0); 6) мезоаридні (-400—800); 7) аридні (-800— -1600); 8) екстрааридні (-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: 1) із збалансованим балансом (у річному циклі водний баланс дорівнює нулю); 2) додатньо-декомпенсованого балансу (приходні статті водного балансу переважають над витратними, внаслідок чого рівень ґрунтових вод піднімається); 3) від'ємно-декомпенсованого балансу (витратні статті переважають над приходними, рівень ґрунтових вод знижується).

З екобіоцентричної точки зору важливо розрізняти геосистеми за рівнем забезпеченості вологою рослинних угруповань. Виділяються такі типи геосистем: 1) гідроморфні (водойми); 2) субгідроморфні (прибережно-водні місцезростання); 3) гігроморфні (болота); 4) субгігроморфні (лучно-болотні та вологі луки); 5) мезоморфні (нормальні умови зволоження, характерні для сухих луків); 6) субмезоморфні (лучно-степові місцезростання); 7) семіксероморфні (середньо-степові місцезростання); 8) субксероморфні (сухо-степові); 9) ксероморфні (напівпустині); 10) гіперксероморфні (пустині).

6.4.Міграція та обмін мінеральних речовин

Мета:вивчити міграцію та обмін мінеральних речовин, коротку історичну довідку, загальну схему, основні терміни.

План:

1.Коротка історична довідка.

2.Загальна схема міграції та обміну мінеральних речовин.

Коротка історична довідка.

У межах ландшафтознавства дослідженням міграції, розсіювання та акумуляції речовин займається геохімія ландшафту. Основи цієї науки започаткували В.І. Вернадський та О.Є. Ферсман, теоретичні положення сформулював у 20—30-ті роки Б.Б. Полинов, а в повоєнний час розвинули О.І. Перельман, М.А. Глазовська. В екології розвиток подібного наукового напряму пов'язаний з іменами Дж. Хатчінсона та Ж. Фортескью. Останньому належить велика узагальнююча монографія з проблематики геохімії навколишнього середовища. Починаючи з 70-х років, в екології інтенсивно розвиваються дослідження потоків речовин в екосистемах. Число публікацій з цієї проблеми поступово перевищило кількість праць з традиційної для екології популяційної тематики. Особливого значення надається аналізу круговоротів поживних елементів рослин, визначення токсичних концентрацій різних елементів у живих організмах. Аналогічні питання щодо ґрунтів почали розробляти ґрунтознавці та агрохіміки, стосовно поверхневих вод — гідрохіміки та гідробіологи. Синтезувати всі ці результати — важливе завдання ландшафтної екології.

Загальна схема.

Хімічні елементи, що складають географічну оболонку, по-різному проявляють себе в геосистемах. Це стосується як їх мас у геосистемі, так і особливостей поведінки — міграції між елементами вертикальної структури, здатності включатися в круговороти, поглинатися рослинами тощо. За висловом Р. Ріклефса (1979), кожний елемент в екосистемі має власну долю. Проте виділяються деякі загальні закономірності потоків різних речовин у геосистемах, тому й існують загальні підходи до їх дослідження.

Загальну схему потоків мінеральних речовин у геосистемі наведено на мал. . Як видно, основні вхідні потоки речовин до геосистеми надходять з атмосферними опадами R та пилом D, за рахунок вивітрювання первинних мінералів гірських порід W, розчинення солей осадових порід S, в результаті господарської діяльності А.

1 — ландшафтно-геохімічні бар'єри; 2 — мінеральні речовини, що нагромаджуються на бар'єрі; 3 — осадові галогенні породи; 4 — водоносний горизонт з мінералізованими водами.

R — надходження речовин з атмосферними опадами; D — надходження речовин з пилом; DR — вимивання дощами речовин, затриманих листяною поверхнею; Р — розчинення солей осадових галогенних порід; S — надходження речовин з поверхневим стоком; IW — надходження речовин з боковим притоком ґрунтових вод; АW — винесення речовин з боковим відтоком ґрунтових вод; М — мінеральні речовини опаду; V — низхідний потік речовин з водним розчином; K — поглинання речовин коренями рослин; F — транспортування речовин рослиною; А — нагромадження речовин на ландшафтно-геохімічних бар'єрах; W — висхідний потік речовин з йодним розчином; SS — винесення речовин поверхневим стоком

З атмосферними опадами на поверхню Землі щорічно потрапляє 1800 млн т, або 12 т/км², розчинних речовин, а на територію України — 7,3 млн т, або 12,1 т/км². Найбільше цим шляхом надходить сірки (до 2,6 т/км² в південних районах України) трохи менше — кальцію та азоту (табл. ). За рахунок осаду з атмосфери пилу до геосистем щорічно надходить до 10 т/км² речовин, а в промислових регіонах — в десятки разів більше.

Утворення легкорозчинних солей при вивітрюванні первинних мінералів — процес, що відбувається в усіх геосистемах але дуже повільно. Надходження ж до геосистем солей внаслідок розчинення солей осадових порід може бути значним у регіонах, де породи галогенної формації залягають близько до поверхні. В Україні такими регіонами є Прикарпаття та Закарпаття, Дніпровсько-Донецька западина, Донбас та інші, де широко розповсюджені соляні відклади (купольні структури, штоки тощо). За орієнтовними розрахунками В.А. Ковди (1947), з подібних структур у Прикаспійській низовині щорічно надходить близько 3,5 млн. т солей, а В.М. Боровський (1978) для цього регіону наводить цифру на 2 порядки більшу.

Мінеральні речовини, що надійшли до геосистеми, можуть знаходитись у вигляді її резервного фонду або здійснювати круговорот у її вертикальному профілі. Резервний фонд становлять речовини, що знаходяться у нерухомих формах, а також легкодоступні речовини, накопичені в геосистемі в надмірних кількостях, через що вся їх маса не може бути охоплена круговоротом. Речовини резервного фонду частково поповнюються за рахунок мігруючих речовин і також можуть включатися в міграційні процеси. Ці процеси зумовлені двома основними факторами: 1) потоком води та її властивостями як хімічної речовини (за О.Е. Ферсманом,— гідрогенезом); 2) синтезом та розкладом органічної речовини (біогенезом).

Роль води як фактора міграції речовин полягає не тільки в її мобільності в геосистемі. У її водному середовищі відбувається переважна більшість хімічних реакцій. Потік води у вертикальному профілі геосистеми супроводжується процесами розчинення, вилужування, іонного обміну, адсорбції, в результаті чого хімічні елементи та сполуки певних геомас переходять до водного розчину і далі переміщуються з ним. Внаслідок випаровування вологи, кристалізації, сорбції та інших гідрогенних процесів з водного розчину випадають мінеральні речовини, акумулюючись у певних геомасах або геогоризонтах. Нарешті, практично тільки з водним розчином мінеральні речовини з ґрунту можуть потрапити до рослин і далі взяти участь у біогенній міграції по трофічній сітці геосистеми.

Фізико-хімічні, термодинамічні та інші умови геогоризонту, крізь який проходить потік водного розчину, визначають ступінь рухомості кожного з хімічних елементів та їх сполук. Практично в усіх геосистемах у вертикальній структурі виділяються суміжні геогоризонти, які значно відрізняються один від одного за цими умовами. Тут різко змінюються умови міграції різних речовин — одні з них випадають з розчину і концентруються, інші мігрують менш інтенсивно і накопичуються частково, треті не реагують на зміну умов міграції. В геохімії ландшафту місця, де різка зміна умов міграції призводить до накопичення елементів, називаються ландшафтно-геохімічними бар'єрами (термін ввів О.І. Перельман). Залежно від параметрів, значення яких різко змінюються на бар'єрі, виділяють їх різні типи. При цьому на кожному з типів бар'єрів накопичується характерна асоціація хімічних елементів. У різних геосистемах кількість та склад ландшафтно-геохімічних бар'єрів неоднакові. Так, у лісових геосистемах України переважають кислі та глейові бар'єри, степових — лужні, випаровувальні та ін.

З ландшафтно-екологічної точки зору, крім типу бар'єру, важливо враховувати і його місцеположення у вертикальній структурі геосистеми. Так, бар'єри, розміщені в ґрунті нижче його кореневмісного шару, в екологічному плані можуть відігравати позитивну роль — токсичні елементи, що тут накопичуються, рослинами споживатися не можуть і водночас цей бар'єр перешкоджає осягненню токсичними елементами ґрунтових вод, лімітуючи їх забруднення. Такий бар'єр виконує функцію консерватора («кладовища») забруднень у геосистемі. Натомість бар'єри, розташовані в межах кореневмісного шару ґрунту, можуть бути вкрай небезпечними для рослин.

Напрямок, гідрогенних потоків речовин у геосистемі відповідає напрямку потоку вологи. При переважанні низхідних потоків води речовини можуть виноситися за межі ґрунту і досягати рівня ґрунтових вод. Внаслідок цього розсолюються ґрунти, підвищується мінералізація ґрунтових вод, а при інтенсивних потоках вологи в піщаних ґрунтах зростає дефіцит поживних речовин. Проте частіше хімічні елементи накопичуються на бар'єрах у педогеогоризонтах та в зоні аерації. При висхідних потоках води внаслідок фізичного випаровування ґрунтових вод вміст солей у ґрунті та підґрунті зростає, що призводить до засолення геосистем.

Важливим фактором міграції речовин у геосистемі є життєдіяльність рослин. Встановлено, що практично всі хімічні елементи, що містяться в географічній оболонці необхідні рослинам і споживаються ними. З них незамінні лише деякі: N. Р, К, S, Са, Мg (макроелементи — споживаються у великих кількостях) та Fе, Мn, Zn, Сu, Мо, В та СІ (мікроелементи—споживаються у менших кількостях).

З атмосфери надземні органи рослин засвоюють мінеральні речовини в дуже незначних кількостях, а основна їх маса поглинається з ґрунту. Корінь здобуває мінеральні речовини шляхом: поглинання іонів з ґрунтового розчину; обмінного поглинання сорбованих іонів (віддає іони Н+ та НСО₃-, а замість них отримує іони поживних солей); розчинення зв'язаних запасів мінеральних речовин (виділяючи органічні кислоти, корінь вивільняє з хімічно зв'язаного стану елементи, зокрема важкі метали, і потім легко поглинає їх). Потрапивши до кореня, іони переносяться до інших органів рослин. Це перенесення потребує витрат енергії, джерелом якої є дихання рослин, тому інтенсивність поглинання ними мінеральних речовин визначається едафічними факторами дихання (оптимальним температурним режимом, освітленістю, співвідношенням між вологістю та аерацією ґрунту тощо).

Фітоценозом протягом року поглинається значна маса мінеральних речовин (табл. ). З неї частина F залишається в річному прирості фітомаси (для широколистих лісів ця величина становить 70—120 кг/га), частина Fz разом з фітомасою, що поїдається первинними консументами, переходить до наступного трофічного рівня і далі мігрує по трофічній сітці аналогічно потокам енергії. Частина мінеральних елементів з фітоценозу надходить до атмосфери внаслідок транспірації Т, з хімічними виділеннями рослин (фітонцидами) Рh та з пилком K. З досліджень, проведених біля Валдайського озера, відомо, що ліс південної тайги за рік перекачує в атмосферу близько 8 т/км² речовин, при цьому з пилком — 4,7 т/км².

Більша частина мінеральних речовин, накопичена фітоценозом протягом року, повертається до ґрунту з річним опадом Z. Ця кількість може становити 80—90 % річної маси накопичених рослинами речовин. Завдяки цьому рослинність виконує в геосистемі важливу роль у замиканні потоків мінеральних речовин (їх організації у круговорот). Це дає змогу геосистемі неодноразово протягом року використовувати мінеральні речовини в продуційному процесі та утримувати їх від вимивання в корененедосяжні педогеогоризонти.

Таблиця

Надходження розчинених мінеральних речовин з атмосферними опадами, т/км² за рік

(за Л.М. Горєвим, А.М. Ніканоровим, В.І. Пелешенко, 1989)

Таблиця

Залучення елементів до біологічного круговороту, кг/га за рік

(за Т.І. Євдокимовою, Т.Л. Бистрицькою, 1976)

Читайте також:

1. Вантажопотоки
2. Вантажопотоки, їх види та формування.
3. Види звітів про грошові потоки.
4. Визначення вмісту вологи і сухих речовин.
5. Випаровування вологи.
6. Внутрішнім джерелом фінансування є накопичені нетто-грошові потоки, що виникають при здійсненні міжнародних операцій.
7. ГРОШОВИЙ ОБОРОТ ТА ГРОШОВІ ПОТОКИ
8. Грошові потоки як об’єкт фінансового менеджменту
9. Документні потоки в установі
10. Екологічне значення опадів і грунтової вологи.
11. Засади функціонування світового ринку і міжнародні потоки фінансових ресурсів.
12. Захист від впливу вологи

Переглядів: 2572