Сприятлива температура

Таблиця

Головні фактори і показники самоочищення геосистем

(за М.А. Глазовською, 1989; Дж. Фортескью, 1985; В.П. Солнцевою, 1982)

Механізм самоочищення	Головні фактори, що сприяють самоочищенню геосистем	Можливі кількісні показники
Винесення забруднень: з поверхневим стоком	Значний схил поверхні Високе ерозійне розчленування території Часта повторюваність інтенсивних опадів Незадернованість поверхні ґрунту Мала водопроникність ґрунту	Стрімкість схилу Густина ерозійної сітки Ерозійний індекс опадів Ґрунтозахисний коефіцієнт рослинності Коефіцієнт водопроникності ґрунту, оцінки протиерозійної стійкості ґрунту
з фільтраційними водами	Різко промивний водний режим ґрунту Висока водопроникність ґрунтів і підґрунтя Відсутність випаровувального та механічного ландшафтно-геохімічних бар‘єрів Мале кореневе живлення рослин	Відношення суми опадів до сумарного випаровування Коефіцієнт фільтрації Величина водоспоживання фітоценозу, величина транспірації
з вітропотоком	Часта повторюваність дефляційно небезпечних вітрів Наявність ландшафтно-геохімічних бар‘єрів на поверхні ґрунту (механічного, випаровувального) Сприятливий рельєф: навітряні схили, вузькі вододільні рівнини Мала протиерозійна стійкість ґрунту	Оцінка повторюваності Коефіцієнт зміни швидкості вітру по відношенню до горизонтальної поверхні Коефіцієнт дефляційної стійкості ґрунту
з рослинною продукцією	Щорічний збір врожаю Культури, що інтенсивно поглинають забруднення Концентрація забруднень у кореневмісному шарі ґрунту (різопедогоризонтах) Вміст забруднень у легкодоступних формах	Величина врожаю та поживних решток Коефіцієнт переходу елементів з ґрунту до корисних органів рослин Дані водної витяжки
Зв‘язування забруднень у важкодоступні форми	Висока сорбційна ємність ґрунту Наявність та потужність ландшафтно-геохімічних бар‘єрів (особливо - сорбційного) Важкий механічний склад ґрунту Врахування окислювально-відновлювальних та кислотно-лужних умов для визначення поведінки конкретних елементів	Сорбційна ємність Частка фізичної глини
Розклад токсичних сполук	Інтенсивний розклад рослинного опаду Розклад забруднень в атмосфері при фотохімічних реакціях Те саме при грозових розрядах Значне надходження сонячної енергії Врахування окислювально-відновлювальних та кислотно-лужних умов для визначення поведінки конкретних елементів і сполук	Відношення мортмаси до маси щорічного опаду Величина ФАР Повторюваність гроз Радіаційний баланс

Типологія забруднення та самоочищення геосистем

Оскільки міграція мінеральних речовин визначається багатьма факторами і призводить до різноманітних наслідків, типізувати геосистеми за особливостями речовинних потоків можна за багатьма ознаками. У ландшафтній екології питання типології геосистем за цими особливостями практично не розглядалось, а в рамках геохімії ландшафту запропоновано кілька схем класифікацій елементарних ландшафтів (М.А. Глазовська, 1964, 1988; О.І. Перельман, 1975 та ін.).

За хімічним складом особливе значення має типологія геосистем за елементами, які мають високий вміст (кларк) у геосистемі та енергійно мігрують і накопичуються в ній, визначаючи умови міграції й інших речовин. У геохімії ландшафту такі елементи називаються типоморфними і до них належать Н, Fе, А1, Са, Na, Мg, НС0₃, SО₄, Н₂S, СL та ін. За переважаючою роллю певного типоморфного елемента або їх групи виділяються відповідні типи геосистем: 1) кислі (Н), кислі глейові (Н—Fе)—поширені в хвойних лісах; 2) кальцієві (Са), кальцій-натрієві (Са—Nа) — в степах; 3) натрієві (Nа), хлоридно-натрієві (СL—Nа)—в геосистемах степових западин та подів із солончаками тощо (М.А. Глазовська, 1985).

Л.Є. Родін та Н.І. Базилевич (1965) запропонували класифікацію круговоротів зольних елементів та азоту, в якій враховано переважаючі елементи, що залучаються в круговорот, інтенсивність цього обороту (визначається відношенням щорічного опаду до всієї його маси), продуктивність та зональний тип екосистем, зольність рослин. Геосистеми за типом круговороту мінеральних елементів можна розділити на: 1) азотні низько-зольні застійні (розвинуті в тундрі), 2) кальцієво-азотні середньо-зольні сильно загальмованого обороту (поширені в хвойних та дрібнолистих лісах), 3) азотно-кальцієві середньо-зольні загальмованого обороту (широколисті ліси), 4) азотно-кремнієві середньо-зольні інтенсивногообороту (степи), 5) натрієво-хлоридні дуже високо-зольні дуже інтенсивного обороту (солончаки), 6) інші типи, включаючи й такі, що враховують токсичні техногенні елементи, залучені до круговороту (наприклад, Sr-90 в соснових лісах біля Чорнобиля).

Потоки та акумуляція мінеральних речовин у геосистемах багато в чому визначаються ландшафтно-геохімічними бар'єрами, тому інформативною буде типологія геосистем за складом та місцеположенням ландшафтно-геохімічних бар'єрів у їх вертикальній структурі. За цими критеріями виділяються такі типи геосистем: 1) безбар'єрні; 2) фітобар'єрні (лісові ґеосистеми з високим індексом листяної поверхні); 3) різо-педобар'єрні (ґеосистеми, ландшафтно-геохімічні бар'єри яких містяться в межах кореневмісного шару ґрунту) з їх поділом на підтипи залежно від типу бар'єру (наприклад, різо-педобар'єрні глейові, різо-педобар'єрні сорбційні, те ж лужносорбційні, якщо в ґрунті два бар'єри — лужний та сорбційний тощо); 4) педо-бар‘єрні (бар‘єри знаходяться у ґрунті нижче кореневої системи) та їх підтипи; 5) літобар'єрні та їх підтипи; 6) комплексно-бар'єрні (наприклад, фіто-різобар'єрні, педо-літобар'єрні тощо з їх більш детальною характеристикою на рівні підтипів). Більшість геосистем належать до комплексно-бар'єрного типу. Пропоновану типологію можна розвинути за рахунок врахування «ємності» бар'єрів—їх здатності гальмувати інтенсивність міграції речовин.

Екобіоцентрична типологія. Продуктивність та видовий склад рослинних угруповань значною мірою визначаються вмістом у ґрунті поживних речовин (N, Р, К та мікроелементів), тому багатство місцезростання Л.Г. Раменський, Г. Еленберг, П.С. Погребняк та інші екологи вважали одним з головних критеріїв класифікації екотопів. З ландшафтно-екологічного погляду найбільш відповідною можна вважати типологію умов місцезростань за багатством ґрунту елементами живлення, обґрунтовану Д.М. Цигановим (1983). Виділяються такі геосистеми: 1) оліготрофні (вкрай бідні на солі: 34—80 мг/л), 2) семіоліготрофні (солей дуже мало: 75—82 мг/л), 3) субмезотрофні (80—120), 4) мезотрофні (порівняно насичені солями: 100—150); 5) субевтрофні (добра забезпеченість солями: 150—200), 6) евтрофні (найбільша забезпеченість солями при відсутності ознак засолення ґрунтів), 7) пертрофні (забезпеченість солями більша за оптимум, але ще не пригнічує росту рослин).

За ступенем засоленості ґрунтів є такі ґеосистеми: 1) глікофітні (слабко-солонцюваті ґрунти, ознаки пригнічення рослин невиразні), 2) семігалофітні (глибоко-засолені, середньо-солонцюваті ґрунти), 3) субгалофітні (середньо - та сильно-солонцюваті засолені ґрунти), 4) галофітні (солонці та поверхнево засолені ґрунти), 5) супергалофітні (солончаки).

6.5.Продуційні процеси

Мета:вивчити продуційні процеси, коротку історичну довідку, загальну схему, антропічний аспект, типологію, основні терміни.

План:

1.Коротка історична довідка.

2.Загальна схема.

3.Антропічний аспект продуційних процесів.

4.Типологія.

Коротка історична довідка

Концептуальні основи аналізу продуційного процесу в екосистемі заклав Р. Шелфорд (1913), обґрунтувавши концепцію трофічних рівнів. На цій основі в екології досліджуються як енергетичні потоки так і процеси продукування біомаси, оскільки енергія по трофічній сітці передається з продукцією. Вперше балансову модель продуційного процесу запропонував у 1932 р. П. Бойсен-Йєнсен, а в подальшому балансовий підхід аналізу продуктивності розвинули Р. Уіттекер, Н.І. Базилевич, А.А. Тітлянова, і він фактично став основою розробки Джеєм Форрестером популярного в екології методу імітаційного моделювання екосистем.

Важливим етапом дослідження продуктивності екосистем було отримання оцінок біомаси та її складових (надземної, підземної, первинної, вторинної тощо). Хоч таку оцінку для біомаси Землі теоретично вирахував Ю. Лібіх ще в кінці XIX ст., даних щодо продуктивності та біомаси зональних екосистем планети фактично не було аж до розгортання робіт по Міжнародній біологічній програмі. Одержані дані в середині — кінці 70-х років обробили та систематизували Р. Уіттекер і Г. Лайкенс у США та Л.Є. Родін, Н.І. Базилевич, А.А. Тітлянова в Росії. При цьому оцінка біомаси Землі, зроблена Ю. Лібіхом, виявилася дуже близькою до сучасної, визначеної Р. Уіттекером за експериментальними даними.

Фотосинтез як основна ланка продуційного процесу в геосистемі тривалий час досліджувався в межах фізіології рослин. О.І. Будаговський, А.О. Нечипорович та Ю.К. Росе були першими, хто вказав у 1964 р. на фізико-географічну (геосистемну) складову цього процесу. З того часу в дослідженні еколого-географічних факторів фотосинтезу досягнуто значних успіхів, хоч ще багато аспектів цього питання не з'ясовано.

Екологічні та географічні аспекти продукування гумусу розглядали ще в 30-х роках І.В. Тюрін та В.Р. Вільямс. У повоєнні роки ці аспекти розвинули російські ґрунтознавці (Л.М. Александрова, М.М. Кононова та ін.) і особливо французька школа Ф. Дюшофура. З ландшафтно-екологічного погляду важливим є напрям сучасного ґрунтознавства, пов'язаний з оцінкою швидкості гумусоутворення та моделюванням цього процесу. Інтенсивна розробка цих питань почалася з середини 70-х років. З того часу одержано дані щодо швидкості процесу формування гумусу в різних типах ґрунтів (С. Боул, 1977; Л.М. Ганжара, 1981; Г.Я. Чесняк, 1988 та ін.), запропоновано ряд моделей гумусоутворення (Е. Скідмор, 1983; Ф.М. Лісецькнй, 1990 та ін.).

Загальна схема

Продуційний процес геосистеми зручно розглядати як інтегральний, що складається з утворення органічної речовини рослинами (первинними продуцентами), потоку цієї речовини по трофічній сітці (утворення вторинної продукції) ти продукування органічної речовини ґрунту. Крім власне утворення фіто - , зоомаси та гумусу, важливими результатами продуційного процесу є вуглецевий газообмін у геосистемі, зростання чисельності популяцій.

В основі продуційного процесу лежить фотосинтез. При ньому хімічно з'єднуються дві неорганічні сполуки — СО₂ та Н₂О і утворюється органічна речовина — глюкоза. Внаслідок численних біохімічних реакцій глюкоза перетворюється в різні цукри, жири та целюлозу — основний матеріал, з якого складаються стінки рослинних клітин. Крім СО₂ та води, рослини для синтезу органічних речовин використовують і інші мінеральні речовини. Надходячи з ґрунту до рослин, вони, сполучаючись із вуглецем, киснем та воднем, утворюють білки, нуклеїнові кислоти та пігменти. Процес створення фітомаси можна зобразити у вигляді сумарного рівняння:

Наявність світла та

СО₂+ Н₂О + мінеральні речовини = фітомаса + кисень + транспірована вода

Фотосинтез суттєво залежить від багатьох ландшафтно-екологічних факторів. З них найбільше значення мають: 1) світло, 2) температура, 3) вода, 4) поживні речовини в ґрунті. З інтенсивністю світла фотосинтез пов'язаний лінійною залежністю, але до деякого оптимального рівня. Цей рівень називається світловим насиченням і в середньому становить 1 ккал/м² хв. При його досягненні інтенсивність фотосинтезу може дещо знизитись або лишається сталою. Крім інтенсивності світла, фотосинтез залежить і від тривалості освітлення — чим вона вища, тим більше продукується фітомаси.

Температура в умовах недостатньої освітленості, коли світло є лімітуючим фотосинтез фактором, мало впливає на нього. Проте при помірній освітленості інтенсивність фотосинтезу зростає з 2— 5 раз при підвищенні температури на кожні 10 °С.Залежність між інтенсивністю фотосинтезу та температурою списується кривою дзвоноподібної форми з відносно вузьким діапазоном оптимальних температур.Температурний оптимум у різних видів рослин дуже різний і становить від 16 °С (для багатьох видів помірного поясу) до 38 °С (тропічні рослини). Зниження фотосинтезу при високих температурах пояснюється збільшенням витрат енергії на дихання.

Вода як фактор продуктивності виявляє різнобічну, але переважно посередню роль у фотосинтезі. Із зниженням вмісту вологи в ґрунті рослини зменшують її витрату на транспірацію і тому закривають продихи. Крізь них, крім вивільнення води, рослини поглинають з атмосфери СО₂, необхідний для фотосинтезу, тому при закритті продихів цей процес уповільнюється, а при зниженні вологості ґрунту нижче точки в'янення поступово припиняється.Різні види рослин неоднаково реагують на водний дефіцит, та все ж є тісна залежність між біопродуктивністю та сумарним випаровуванням. Теоретично її обґрунтував Г. Пенман у 1956 р., а емпіричну залежність установив М. Розенцвейг (1968):

lg F_N= (1,66 + 0,27) lg AE — (1,66 ± 0,007),

де F_N — чиста первинна продукція надземних частин, г/м²; АЕ — фактичне річне сумарне випаровування, мм.

Поживні речовини ґрунту. Для фотосинтезу, крім макроелементів, необхідні й мікроелементи, особливо Мn, Fе, СL, Zn, V. Наявність їх у ґрунті влегкодоступній формі і не в токсичних кількостях сприяє фотосинтезу. Проте в багатьох геосистемах при добрих гідро-кліматичних умовах для фотосинтезу його інтенсивність лімітується недостатньою кількістю поживних елементів у ґрунті, особливо тих, що знаходяться в мінімумі. При внесенні екологічно обґрунтованих норм мінеральних добрив фактор, що обмежує фотосинтез, знімається.

Утворена фітомаса (чиста первинна продукція) далі розподіляється між елементами геосистеми за схемою, аналогічною до потоків енергії по трофічній сітці. Згідно з Р. Уіттекером (1980), частка рослинної продукції, що споживається первинними консументами (травоїдними тваринами), становить в агроекосистемах 1 %, тундрових та пустинних 2—3, лісових 4—7, степових 10—15 %. І хоч у деяких геосистемах (наприклад, пасовищних) реальний відсоток первинної продукції, споживаної тваринами, може бути набагато більшим, засвоюється вона лише частково (1—15 %), а більша її частина виводиться тваринами з екскрементами та при диханні. Тому з переходом на кожний наступний трофічний рівень зоомаса зменшується на 2—3 порядки.

Продуктивність геосистем та розподіл продукції між окремими ланками трофічної структури досить суттєво змінюються залежно від ландшафтно-екологічних умов (табл. ).

Важливою складовою продуційного процесу в геосистемі є продукування мікробної маси. Внаслідок короткої тривалості життя переважної більшості популяцій мікроорганізмів (15—20 днів і менше) в помірному поясі за рік змінюється 6—7 їх поколінь, а в тропічному — більше 20. Окремі популяції бактерій дають за рік 30—40 генерацій і більше (Кожевін, 1973). Така велика швидкість відновлення біомаси призводить до значної величини її річної продукції.Так, за даними М. Віткампа (1974), у лісовому опаді добова продукція грибного міцелію становить 1 г/м², що приблизно відповідає продуктивності зернових культур. Майже такі самі оцінки продуктивності наводить Т.В. Арістовська (1980) і для мікроорганізмів ґрунту — від 0,15 до 3,9 мг/г за добу. За даними В.А. Ковди та І.В. Янушевської (1973), щорічна продукція мікроорганізмів становить 200—500 ц/га, що набагато перевищує продуктивність вищих рослин.

Характерна особливість продуційного процесу мікроорганізмів полягає в чітко вираженій його пульсації — протягом року періоди інтенсивного продукування мікробної маси змінюються періодами його затухання. Пояснити ці зміни коливаннями температури та вологості ґрунту не завжди вдається; можливо, в основі цього феномену лежать чисто популяційні причини.

Хоч щорічна продукція мікроорганізмів дуже висока, їх жива біомаса на конкретний момент значно менша. П.А. Кожевін та Д.Г. Звягінцев (1975) оцінюють її для: 1) дерново-підзолистих ґрунтів у 0,17 мг/г, 2) сірих лісових — 0,28, 3) чорноземів — 0,38 мг/г ґрунту. Маса мертвої органічної речовини мікроорганізмів завжди перевищує живу, і її роль в інтегральному продукційному процесі геосистеми вважається вельми істотною — більшість дослідників процесу гумусоутворення вважають, що мертві клітини мікроорганізмів є важливим матеріалом, з якого синтезується гумус.

Відтворення гумусу — не менш важлива ланка продуційного процесу в геосистемі, ніж продукування біомаси. Основним джерелом його формування є рослинний опад, екскременти тварин та клітини мікроорганізмів.

Швидкість та характер гуміфікації залежать від багатьох ландшафтно-екологічних факторів. З них найбільше значення мають: 1) кількість та склад рослинних решток, 2) режим вологості та аерації ґрунту, його кислотність, 3) видовий склад мікроорганізмів та інтенсивність їх діяльності, 4) мінералогічний та механічний склад ґрунту тощо. Багатофакторність процесу гумусонагромадження зумовлює складність теоретичних математичних моделей цього процесу. Проте емпіричні та емпірико-теоретичні моделі були запропоновані. Так, Ф.М. Лісецький (1990), узагальнивши наявні дані щодо темпів гумусонагромадження в різних типах ґрунтів, вивів досить простий вираз, що описує формування гумусового горизонту ґрунтів Н_Г (мм) на породах суглинкового механічного складу:

Н_Г= Q^2,1 (0,00051 — ke^-^bt),

де Q — енергетичні витрати на ґрунтоутворення, Мдж/м² за рік; k — коефіцієнт типу ґрунту (у підзолистих ґрунтах k становить 0,00035, у чорноземах типових і звичайних — 0,00039, у чорноземах південних і темно-каштанових ґрунтів — 0,00044, у світло-каштанових та чорноземах карбонатних — 0,0004); b — параметр інтенсивності формування гумусового горизонту в різні періоди формування ґрунту (у чорноземах і каштанових ґрунтах b становить 0,00034; у дерново-підзолистих та глейових ґрунтах — 0,00095): t — час, роки.

Процес гуміфікації йде повільно (табл. ), причому з вихідної маси рослинного опаду на гумус перетворюється не більш як 10—30 %.

Читайте також:

<== попередня сторінка	\|	наступна сторінка ==>
Забруднення та самоочищення геосистем	\|	Тема 8.

Не знайшли потрібну інформацію? Скористайтесь пошуком google:

Генерація сторінки за: 0.009 сек.