Міграція та обмін мінеральних речовин

Потоки вологи

Коротка історична довідка. Дослідженнями водного режиму займалося багато визначних ландшафтознавців та екологів – Л. Г. Раменський, Г. М. Висоцький, П. С. Погребняк ⁶⁷ та ін. Вони встановили основні закономірності потоків вологи в природних системах, розробили принципи класифікації водних режимів місцезростань, індикації умов за рослинним покривом. З комплексних географо-екологічних позицій дослідили водний режим ґрунту А. А. Ізмаїльський ⁶⁸, А.А.Роде та інші ґрунтознавці, рослин – Р.Слейчер.

Завдяки організації у 60-х роках ХХ ст. 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 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.

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 процесії 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 (рис.11, додаток А), потоки вологи об’єднані в цикл, тобто в геосистемі здійснюється круговорот. 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 пов’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 фітогеогоризонтами (цей процес називають інтерцепцією). Пе­рехоплена листям волога лише в мізерних частках засвоюєть­ся ним, деяка частина води (5-20 %) стікає по стовбурах, а основна маса FE 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 пустель суттєвим дже­релом надходження вологи є роса й тума­ни.

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 ME. 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.

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 не здатна.

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 становить у середньому 1,2 м/год.

У рослині дуже незначна частина вологи витрачається на фо­тосинтез Ph, а основна 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 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 транспіраціїї 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 екосистемі 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 ґрунтово-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 – насамперед ґрунтових (розвиваються процеси оглеєння, заболочення, вторинного засолення ґрунтів), геоморфологічних (іригаційна ерозія), 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.

Вплив лісу та лісонасаджень на водний режим досліджено до­сить ґрунтовно. Вислів Г. М. Висоцького (1932) «Ліс сушить рів­нини та зволожує гори» зберіг значення й досі, хоч і деталізова­ний та підправлений новими дослідженнями. Друга його частина («зволожує гори») залишається без змін, якщо під «горами» ро­зуміти будь-який сильно почленований рельєф та схили.

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. У Карпатах 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. 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. Геосистеми за типом водно­го режиму поділяються на такі: промивного режиму (низхідні по­токи вологи переважають над висхідними, і вода, що просочуєть­ся крізь ґрунт, досягає рівня ґрунтових вод); періодично промив­ного режиму (атмосферна вода досягає рівня ґрунтових вод в ок­ремі 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 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 на 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 сумою опадів та сумарним випаровуванням) виділяються такі геосисте­ми: гіпергумідні (різниця між річними опадами та випаровуванням 1600 мм і більше); пергумідні (800-1600); гумідні (400-800); субаридні (–400–0); мезоаридні (–400–800); аридні (–800 – –1600); 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. 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); додатно-декомпенсованого балансу (приходні статті вод­ного балансу переважають над витратними, внаслідок чого рівень ґрунтових вод піднімається); від’ємно-декомпенсованого балансу (витратні статті переважають над приходними, рівень ґрунтових вод знижується).

З е к о б і о ц е н т р и ч н о ї т о ч к и з о р у важливо розрізня­ти геосистеми за рівнем забезпеченості вологою рослинних угру­пувань. 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); убмезоморфні (лучно-степові місцезростання); семіксероморфні (середньостепові місцезростання); субксероморфні (сухостепові); ксероморфні (напівпустелі); гіперксероморфні (пустелі).

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 ⁶⁹, теоретичні положення сфор­мулював у 20—30-ті роки Б. Б. Полинов, а в повоєнний час роз­винули О. І. Перельман ⁷⁰, М. А. Глазовська ⁷¹ та їх численні учні. В екології розвиток подібного наукового напряму пов’язаний з іме­нами Дж. Хатчинсона та Ж. Фортескью. По­чинаючи з 70-х років ХХ ст. в екології інтенсивно розвиваються дослі­дження потоків речовин в екосистемах. 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.

Загальна схема. Хімічні елементи, що становлять 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. Кожний елемент в екосистемі має власну частину. 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 рис. А.12 (додаток А). 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, у результаті господарської діяль­ності А.

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 у південних районах України), трохи менше – кальцію та азоту (табл. Б.4, додаток Б). 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 значно поширені соляні відклади (купольні структури, штоки тощо).

Мінеральні речовини, що надійшли до геосистем, 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: потоком води та її властивостями як хімічної речовини (гідрогенезом); синтезом та розчиненням 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 переміщаються 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 гсосистемах 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 набар’єрі, виділяють їх різні типи. При цьому на кожному з типів бар’єрів накопичується характерна асоціація хімічних елемен­тів (табл. Б.5, додаток Б). 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 досягненню токсичними елементами ґрунтових вод, лімітуючи їх забруднення. Такий бар’єр виконує функцію консерватора («кла­довища») забруднень у геосистемі. Натомість бар’єри, розташо­вані у 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, P, K, S, Ca, Mg (макроелементи – споживаються у великих кількостях) та Fe, Mn, Zn, Cu, Mo, 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. Б.6, додаток Б). 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 (див. розд. 9.1). Частина мінеральних елементів з фітоценозу надходить до атмосфери внаслідок транспірації Т з хімічними виділеннями рослин (фітонцидами) Ph та з пилком К. 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 – 04,7 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.

Антропічні аспекти. Забруднення та самоочищення геосистем. З розрахунків мас хімічних елементів, які щорічно залучаються до техногенних потоків, відомо, що з 60-х років ХХ ст. геохімічна діяль­ність людини за потужністю не поступається природним проце­сам. За рахунок цієї діяльності поверхня суші щорічно збагачу­ється на мільйони тонн Р, Ті, Cu, Mn, Zn, Pb та інших елементів, на десятки тисяч тонн Rb, H, Zr. Основні джерела надходження забруднень до геосистем – атмосфера, внесення добрив та оброб­ка агрогеосистем пестицидами та отрутохімікатами, забруднені підземні води, захоронені в ґрунті та породах зони аерації тех­ногенні речовини, зрошення стічними та забрудненими річковими водами.

Потрапляючи до атмосфери, забруднюючі речовини (це 90 % газів і 10 % твердих частинок) досить швидко розсіюються. Середня тривалість знаходження газів у тропо­сфері становить 2-4 місяці, аерозолів – 4 місяці біля тропосфе­ри, 1 місяць у верхній та 6-10 діб у нижній тропосфері. Ці дані слід розглядати як орієнтовні, оскільки тривалість перебування викидів в атмосферу визначається багатьма метеорологічними умовами, які дуже мінливі в просторі й часі. Атмосферні забруд­нення можуть проникати в рослини внаслідок їх газообміну, оса­ду на поверхні листя та пагонах. При тривалій дії навіть неви­соких концентрацій забруднень у рослин виникають хронічні по­шкодження (депресія фотосинтезу, порушення росту, відмирання клітин тощо). Різні рослини неоднаково реагують на атмосферні забруднення. Найбільш чутливі до них лишайники, з дерев – яли­на (до дії HF, SO₂, HC1), сосна (до HF, NH₃ SO₂), горіх (HF, NH₃), береза (ПСІ). Стійкими вважаються туя, деякі види дубів, кленів, граб.

Чутливість рослин до атмосферних забруднень залежить від едафічних факторів. Встановлено такі основні закономірності: температура – з її підвищенням чутливість рослин дещо зростає; вологість повітря – в діапазоні 30-60% чутливість рослин зрос­тає слабо, понад 60% – різко; вологість ґрунту – чим вологі­ший ґрунт, тим чутливість більша, проте сукулентні галофіти на цей параметр практично не реагують; наявність поживних елемен­тів у ґрунті – рослинність бідних, особливо піщаних ґрунтів чут­лива до атмосферних забруднень, чим вищий у ґрунті вміст N, Р, К та СаСО₃, тим чутливість менша; при нестачі в ґрунті пев­ного елемента стійкість рослин до атмосферного забруднення менша.

Потрапляючи на поверхню ґрунту, забруднюючі речовини включаються у вертикальні потоки і при цьому можуть значно трансформувати їх налагоджений механізм. Це пов’язано з тим, що багато забруднюючих речовин здатні руйну­вати деякі важливі ландшафтно-гео­хімічні бар’єри, створювати нові, змі­нювати тип тих, які були раніше, вна­слідок зміни кислотно-лужних або окиснювально-відновних влас­тивостей ґрунту змінювати і швидкість міграції різних речовин. Проходячи крізь ґрунт, забруднені води можуть частково або й повністю очищуватись, проте сам ґрунт при цьому забрудню­ється. Хімізм цього забруднення та вертикальний розподіл акумульованих речовин залежить від типу ландшафт­но-геохімічних бар’єрів та їх місце­положення в геосистемі (див. табл. Б.5, додаток Б).

Будь-яку забруднюючу речовину, що потрапила до ґрунту, мо­жуть поглинати живі організми. З рослин-автотрофів, які акуму­люють забруднюючі речовини, починається забруднення всієї трофічної сітки геосистеми. На­копичення токсичних речовин у живих організмах збільшується з кожним наступним трофічним рівнем (додаток А, рис. А.13). Тому навіть незначна концентрація забруднюючих речовин у рослинах може викликати токсикацію тварин вищих трофічних рівнів.

Завдяки живим організмам забруднення залучається до кру­говороту мінеральних речовин, і виведення їх з геосистеми уск­ладнюється. Однак геосистеми мають певні механізми, що дозво­ляють їм знешкодити забруднення або вивести їх з круговороту та з геосистеми взагалі. Сукупність цих механізмів називається самоочищенням геосистем.

Самоочищення геосистем може реалізовуватись у трьох гру­пах процесів: винесення забруднень за межі геосистем ґрунтовими водами, вітром та з урожаєм; зв’язуванням забруднень у важкодоступні (зокрема нерозчинні) форми, так що їх споживання жи­вими організмами стає практично неможливим; розкладання токсич­них речовин на сполуки та елементи, які не є небезпечними для живих організмів.

Як умовну форму самоочищення геосистеми можна також вважати концентрацію забруднень на ландшафтно-геохімічних бар’єрах, які розташовані між ґрунтовим профілем та капілярною каймою ґрунтових вод (у так званому «мертвому горизонті»). Тут забруднюючі речовини можуть накопичуватися в легкорозчинній формі і в значних кількостях, але при цьому вони нешкідливі ні для рослин, ні для ґрунтових вод. Для коре­нів рослин забруднюючі речовини недосяжні, а проникнення їх до ґрунтових вод блокується ландшафтно-геохімічним бар’єром та (або) непромивним водним режимом геосистеми.

Типологія. Оскільки міграція мінеральних речовин визнача­ється багатьма факторами і призводить до різноманітних наслід­ків, типізувати геосистеми за особливостями речовинних потоків можна за багатьма ознаками.

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, Fe, Al, Ca, Na, Mg, НСОз, SО₄, H₂ S, СІ та ін. За переважаючою роллю певного типоморфного елемента або їх групи виділяються відповідні типи геосистем, наприклад: кислі (Н), кислі глейові (Н-Fe) – поши­рені у хвойних лісах; кальцієві (Са), кальцій-натрієві (Са-Na) – в степах; натрієві (Na), хлоридно-натрієві (СІ-Na) – в геосистемах степових западин та подів із солончаками тощо.

Запропонована класифіка­ція 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.

З а типом круговороту мінеральних елементів можна розділити на: азотні низькозольні застійні (розвинуті в тундрі); кальцієво-азотні середньозольні сильно загальмованого обороту (поширені у хвойних та дрібнолис­тих лісах); азотно-кальцієві середньозольні загальмованого оборо­ту (широколисті ліси); азотно-кремнієві середньозольні інтенсив­ного обороту (степи); натрієво-хлоридні дуже високозольні дуже інтенсивного обороту (солончаки) та інші типи, включаючи й такі, що враховують токсичні техногенні елементи, залучені до круго­вороту (наприклад, Sr-90 в соснових лісах біля Чорнобилю).

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: безбар’єрні; фітобар’єрні (лісові геосистеми з високим індексом листяної поверхні); ризо-педобар’єрні (геосистеми, ландшафтно-геохімічні бар’єри яких містяться в межах кореневмісного шару ґрунту); педобар’єрні (бар’єри знаходяться у ґрунті нижче кореневої системи); літобар’єрні; комплексно-бар’єрні (наприклад, фіторизобар’єрні, педо-літобар’єрні тощо).

Більшість геосистем належать до комплексно-бар’єрного типу.

Е к о б і о ц е н т р и ч н а т и п о л о г і я. Продуктивність та ви­довий склад рослинних угрупувань значною мірою визначаються вмістом у ґрунті поживних речовин (N, Р, К та мікроелементів), тому багатство місцезростання можна вважати одним з головних кри­теріїв класифікації екотопів. З ландшафтно-екологічного погляду найбільш відповідною можна вважати типологію умов місцезрос­тань за багатством ґрунту елементами живлення. Виділяються такі геосистеми: оліготрофні (вкрай бідні на солі – 34-80 мг/л), семіоліготрофні (солей ду­же мало – 75-82 мг/л), субмезотрофні (80-120), мезотрофні (по­рівняно насичені солями – 100-150), субевтрофні (добра забезпе­ченість солями – 150-200), евтрофні (найбільша забезпеченість со­лями за відсутності ознак засолення ґрунтів), пертрофні (забез­печеність солями більша за оптимум, але ще не пригнічує росту рослин).

За ступенем засоленості ґрунтів є такі геосистеми: глікофітні (слабкосолонцюваті ґрунти, ознаки пригнічення рослин невираз­ні), семігалофітні (глибокозасолені, середньосолонцюваті ґрунти), субгалофітні (середньо- та сильносолонцюваті засолені ґрунти), галофітні (солонці та поверхнево засолені ґрунти), супергалофітні (солончаки).

Дата добавления: 2017-02-01; Просмотров: 95; Нарушение авторских прав?; Мы поможем в написании вашей работы!