Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Динамика развития экологических факторов в выраженных по рельефу ландшафтах и их участие в формировании урожайности яровой пшеницы
1.1. Ландшафт и его структура дифференциации 10
1.2. Яровая пшеница и ее реакция на факторы внешней среды 14
1.3. Запас в почве свободной почвенной влаги 14
1.4. Микроклимат 26
1.5. Физические и водно-физические свойства почвы 27
1.6. Снег и глубина промерзания 30
1.7. Запас воды в снеге и процесс снеготаяния 38
1.8. Урожайность яровой пшеницы 42
Глава 2. Характеристика места проведения исследований, схемы опытов и методика их проведения
2.1. Климат 46
2.2. Рельеф 48
2.3. Почвы 49
2.4. Схемы опытов 50
2.5. Методики исследований 52
Глава 3. Особенности формировании экологических показателей в ландшафте
3.1. Микроклиматические особенности рельефа на фациальном уровне в исследуемом ландшафте и роль ценозов в их формировании
3.2. Мониторинг физических свойств чернозема южного на основных рельефных элементах ландшафта
Глава 4. Процесс формирования снегового покрова и глубины промерзания почвы в ландшафте
4.1. Экологические особенности формирования снегового покрова по фациям рельефа
4.2. Влияние рельефа и мощности снегового покрова на глубину промерзания почвы, запас воды в снег, процесс снеготаяния и эрозии на почве
4.3 Роль ценозов в формировании мощности снегового покрова и глубины промерзания почвы
Глава 5. Перераспределение запасов свободной влаги почвы в пространстве и во времени
5.1. Перемещение почвенных запасов свободной влаги в пространстве и времени в различных экологических условиях
5.2. Влияние физических и водно-физических свойств на профильное перераспределение почвенной влаги
5.3. Роль лесных и полевых ценозов в формировании запасов свободной влаги в почве
Глава 6. Продуктивность и энергетический потенциал яровой пшеницы на различных фациях ландшафта
6.1. Реакция яровой пшеницы на изменение экологических факторов ее жизнеобеспечения
6.2. Формирование эколого-энергетического потенциала фитомассы яровой пшеницы по фациям ландшафта Выводы 127
Список используемой литературы 129
Приложения 146
- Яровая пшеница и ее реакция на факторы внешней среды
- Мониторинг физических свойств чернозема южного на основных рельефных элементах ландшафта
- Влияние рельефа и мощности снегового покрова на глубину промерзания почвы, запас воды в снег, процесс снеготаяния и эрозии на почве
- Влияние физических и водно-физических свойств на профильное перераспределение почвенной влаги
Яровая пшеница и ее реакция на факторы внешней среды
В ландшафте объединяются и взаимопроникают друг в друга компоненты неживой природы (литосфера, атмосфера, гидросфера), почвенного покрова (педосфера) и биосфера (включая человека и его деятельность). Причем человек остается частью природы, несмотря на созданную им искусственную среду обитания [Я. Демек, 1977].
Л.С. Берг (1931) характеризовал понятия «ландшафт» следующим образом: « Под географическим ландшафтом следует понимать совокупность предметов и явлений, в которой особенности рельефа, климата, вод, почвенного и растительного и животного мира, а так же деятельность человека сливаются в единое гармоническое целое, типически повторяющееся на протяжении известной зоны землю)». При этом ландшафту свойственна однородность, позволяющая выявлять общие закономерности, которые можно использовать для прогнозирования экологических изменений [Л.С. Берг, 1931].
Ландшафт, по своей сути, является биокосной системой, функционирование и эволюция которой не всегда, но в значительной степени определяется характером биоты. Например, В.Б Сочава (1978) считает, что ландшафт – это большая и сложная динамическая система земной поверхности, в которой происходят взаимодействие и взаимопроникновение элементов гидро-, лито-и атмосферы [В.Б. Сочава, 1978].
Явное влияние ландшафты оказывают на те системы, в состав которых они входят, и на собственные подсистемы, компоненты, элементы, а также на связи между ними.
Первые представления об антропогенных ландшафтах были заложены в начале ХХ века В.П. Семеновым-Тян-Шанским. В чьих работах вполне определенно раскрывается связь типа хозяйствования с особенностями организации ландшафта.
Антропогенный ландшафт – это ландшафт, измененный в результате прямого или косвенного воздействия человека. Такое определение используется и в современной зарубежной ландшафтной экологии (human-dominated landscape) (Pickett S.T.A., Cadenasso M.L.,1995), однако ряд исследователей (Naveh Z., Lieberman A.S., 1994) склоняется к трактовке, бытовавшей в первой половине века, ландшафт как геосистема, включающая в себя человека и результаты его деятельности [S.T.A. Pickett, M.L. Cadenasso, 1995; Z. Naveh, A.S. Lieberman, 1994].
Сущность внутриландшафтных связей состоит в передаче энергии и вещества в форме гравитационного перемещения материала, миграции химических элементов, влагооборота, продуцирования и разложения биомассы и др., что в совокупности рассматривается как функционирование ландшафта [А.Г. Исаченко, 1976].
Как природная эколого-географическая система, каждый ландшафт обладает определенными свойствами, среди которых выделяют: саморегуляцию, самовозобновление, самоорганизацию.
Свойства ландшафта являются своеобразным гибридом дополнительной и однородной систем. По мнению А.Д. Арманда (1988), однородные системы (фации, местности, ландшафты) наилучшим образом приспосабливаются к нейтрализации локальных воздействий, тогда как дополнительные (кон-сорции, урочища) – оснащены хорошо развитыми механизмами саморегуляции, которые принимают на себя глобальное влияние [А.Д. Арманд, 1988].
Самоорганизация ландшафта – это накопление ценной информации (в том числе для живых существ – в процессе естественного отбора), усиление контроля за отклонениями, увеличение энергетического потенциала, что может вносить разлад в функционирование системы [М. Г. Сергеев, 1997].
Саморегуляция ландшафта создана, преимущественно, на использова 12 нии отрицательных обратных связей, хотя в определенных ситуациях могут быть задействованы и другие их типы. Положительные обратные связи обеспечивают преобразовательную динамику системы и часто могут носить авто каталитический характер [А.Д. Арманд, 1988]. В пределах водосборного бассейна, например, их роль может быть нередко ослаблена из-за пространственной разобщенности разных выделов. Саморегуляция системы возможна, если присущие ей связи не являются абсолютно устойчивыми. Биота при этом часто выполняет стабилизирующую функцию.
Самовозобновление ландшафта зависит от двух его предыдущих свойств и определяется поддержанием некоторого типа устойчивости, по-видимому, в значительной степени связанного с определенной географической детермированностью развития, а также наличию в ландшафтах самых разных элементов, общность которых состоит в том, что они выполняют важнейшую функцию – сохранения информации на определенном уровне шумов.
Культурный ландшафт менее устойчив, чем природный, т.к. естественный механизм саморегуляции в нем нарушен, в той или иной мере, и требуются усилия по его поддержанию. Естественный ландшафт стремится избавиться от чуждых ему элементов и вернуться к своему первоначальному состоянию. Изменение ландшафта, испытавшего на себе воздействие человека, может оказаться необратимым; степень обратимости или необратимости различных измененных ландшафтов может колебаться в очень широких пределах [В. И. Кирюшин, 1996].
Неотъемлемым биокосным элементом ландшафта и экосистемы является почва, которая выступает фактором упорядочивания их структуры.
К открытым системам, существующим в условиях притока извне энергии и вещества, относится и почва. В значительной степени Устойчивость такой системы зависит от внешних условий, несмотря на то, что почва обладает буферностью.
Мониторинг физических свойств чернозема южного на основных рельефных элементах ландшафта
В оттепельные зимы приращение запаса влаги в лесной почве может быть больше, чем в полевой, что связано с лучшей водопроницаемостью мёрзлых лесных почв.
В лесной зоне запас влаги в метровом слое полевых почв повышается от осени к весне в среднем на 50 мм, а в том же слое лесных почв – на 15 мм. Наибольшее увеличение характерно для оттепельных зим. Убыль запаса влаги в метровом слое за счёт отжатия при промерзании и водоотдачи при оттаивании почв во время зимних оттепелей не превышает 32 мм. Отжатие влаги из мёрзлой зоны в талую, при промерзании наблюдается в почвогрунтах, практически лишённых связанной воды, где нет заметного подтока влаги к фронту промерзания [И.Л. Калюжный, К.К. Павлова, 1981].
В природных условиях в почве имеется некоторое количество влаги. Она содержится в ней в жидком, твердом (лед) и в парообразном виде. Вследствие постоянного обмена между почвой, растением и атмосферой содержание влаги в почве непрерывно изменяется.
Движение воды в почве может осуществляться путем диффузии – передачи движения от молекулы к молекуле, при котором радиус действия сил, вызывающих движение, соизмерим с размерами молекул, а величина молекул соизмерима с силами молекулярного сцепления, или путем движения массы молекул воды как единого целого под влиянием менисковых сил и силы тяжести.
Жидкая влага характеризуется подвижностью, зависящей в первую очередь от количества ее в почве. При очень низкой влажности почвы (при наличии в ней лишь прочно-связанной воды) передвижение влаги в жидком виде невозможно, а скорость передвижения рыхлосвязанной воды очень мала. Передвижение влаги в жидком виде в этом случае осуществляется в основном путём гидратации; движущим фактором является изменение концентрации почвенного раствора. Силы, вызывающие движение, могут быть очень велики (порядка сил молекулярного сцепления), но радиус их действия очень мал, соизмерим с размерами молекулы воды. В результате этого, при очень низкой влажности, передвижение влаги происходит на крайне малые расстояния и очень медленно, т.е. микроскопически. Сказанное хорошо согласуется с плёночной гипотезой состояния почвенной влаги. Направление движения при этом механизме в равной степени может быть как вертикальным, так и горизонтальным, при этом размер почвенных пор не имеет значения: движение передаётся в пределах силового поля отдельных ионов и молекул.
В ненасыщенных почвах, когда, кроме связанной воды, в них имеется капиллярная влага, а более крупные поры заполнены воздухом, влага передвигается в основном под влиянием менисковых (капиллярных) сил. В этом случае силы, вызывающие передвижение влаги, действуют на целые массы молекул, которые движутся как единое целое. Скорость передвижения влаги в ненасыщенных почвах значительно больше, чем при наличии в почве лишь связанной воды, поскольку капиллярная проводимость растёт с увеличением влажности почвы. Наибольших и практически постоянных значений она достигает при влажности почвы, несколько превышающей влажность, соответствующую влаге открытых капилляров.
По наблюдениям в природных условиях, самый высокий подъём капиллярной влаги над уровнем грунтовых вод не превышал 6 м на тяжёлых почвах и 2 м на лёгких. В природных условиях поры почвы весьма разнообразны по размерам и форме, вследствие чего при передвижении влаги вверх, фронт капиллярного смачивания получается не сплошным. В узких капиллярах вода поднимается на значительно большую высоту, чем в широких, поэтому верхнюю зону капиллярного смачивания нередко называют капиллярной бахро 21 мой или каймой. Над фронтом капиллярного смачивания влага закрытых капилляров отсутствует или залегание её носит прерывистый характер.
Скорость капиллярного передвижения воды вверх при смачивании в начале процесса очень велика, исчисляется сантиметрами в минуту, в конце процесса она гиперболически падает. На поднятие воды до высоты 2 см в чернозёмах Орловской области, по данным лабораторных опытов, потребовалось 2 мин, до 10 см – 87 мин, до 45 см – 47 ч. 20 мин. На поднятие воды до 1 м потребовалось уже от 2 до 3 месяцев, а на высоту 2 м – около года [С.А. Вериго, Л.А. Разумова, 1963].
Избыточная влажность накладывает существенный отпечаток на агрономические свойства почв и характер земледелия. На таких почвах задерживают весенне-полевые сельскохозяйственные работы, частично или полностью гибнут (вымокают) озимые хлеба, летом и осенью затрудняется уборка урожая и т.д.
Даже кратковременное избыточное увлажнение не проходит для почвы бесследно, поскольку в ней довольно быстро возникает низкий окислительно-восстановительный потенциал и развиваются анаэробные процессы. В последующем, когда в почве наступают нормальные условия увлажнения и аэрации, в ней меньше образуется доступных для растений фосфатов, подавлена нитрификация и урожай растений ниже, чем на почвах, не подверженных избыточному увлажнению.
Поверхностные воды могут застаиваться в ложбинах, западинах, котловинах, и других отрицательных элементах рельефа, куда вода притекает с окружающей местности. В случае слабого поверхностного стока или его отсутствия, застаивание воды может наблюдаться и на равнинных территориях, при плотном водоупорном горизонте в толще почвы или почвообразующей породы.
Влияние рельефа и мощности снегового покрова на глубину промерзания почвы, запас воды в снег, процесс снеготаяния и эрозии на почве
Климатические условия наряду с характерной для степной зоны травянистой растительностью и насыщенностью почвообразующих пород кальцием во многом определяют структуру почвенного плодородия южных черноземов. Выраженная континентальность климата Саратовской области характеризуется обилием инсоляций, высокими термическими ресурсами, дефицитом атмосферных осадков и сухостью воздуха в летний период, а также недостаточной устойчивостью погоды и возможностью самых глубоких аномалий в любое время года. Континентальность климата усиливается с северо-запада на юго-восток. Для него характерны большие амплитуды температур воздуха, достигающие 33-36. В течение года преобладают ясные и малооблачные дни, холодная и малоснежная зима, непродолжительная засушливая весна, жаркое и сухое лето. Продолжительность солнечного сияния составляет 1800…2400 часов в году, что нередко приводит к иссушению почвы. Этим объясняется отличительная черта климата Саратовской области – засушливость (ГТК=0,6-0,8) [Снег и талые воды…, 1956; Снег и его хозяйственное значение…, 1930].
Среднегодовое количество осадков невелико и составляет 400-460 мм. Наибольшее количество осадков выпадает в теплую часть года (около 300 мм). Средняя продолжительность безморозного периода – 165 дней. Продолжительность вегетационного периода 150-160 дней. Среднегодовая температура самого холодного месяца года (январь) -12оС, самого теплого (июль) +23оС. Заморозки заканчиваются в последних числах апреля – начале мая. Первые осенние заморозки начинаются в последних числах сентября, но в отдельные годы осенние заморозки отмечаются в середине сентября [Снег и талые воды…, 1956]. Устойчивый снеговой покров формируется в конце ноября – начале декабря. Среднегодовая продолжительность залегания снега 120-127 дней. Зимние осадки составляют 20% от среднегодовой суммы. Мощность снегового покрова, в среднем, составляет 20-25 см. Для зимних месяцев характерна невысокая скорость ветра (до 5 м/с), однако нередки метели, выдувающие снеговой покров в пониженные формы рельефа.
Зима характеризуется большими колебаниями температуры воздуха, фиксируются частые оттепели, которые способствуют снижению мощности снегового покрова. С ноября по март выпадает 159 мм или 35% от среднегодовой суммы осадков. Среднемноголетние запасы снеговой влаги к началу периода снеготаяния составляют 80 мм. В период с 1911 по 2000 гг. средняя температура зимнего периода в Саратовской области увеличилась на 2,2о, что связано с глобальной тенденцией изменения климата [Е.Н. Романова, 1983].
Весной почва быстро высыхает из-за резкого возрастания температуры воздуха, что обуславливает иссушение пахотного слоя. Запасы свободной влаги накопленной к весне, которые являются основным источником питания растений в течение вегетации, составляют в суглинистой почве 100-180 мм [Снег и талые воды…, 1956].
Лето характеризуется интенсивным поступлением солнечной радиации, что приводит к малооблачной, сухой погоде. Число дней с суховеями в весенне-летний период достигает в среднем 19, а в отдельные годы 50 дней. По данным П.Г. Кабанова (1975), можно сделать вывод, что в Правобережье Саратовской области около 60% лет средне сухие или острозасушливые, т.к. из 67 лет наблюдений, без засухи отмечалось лишь 43 % лет, тогда как лет с устойчивой засухой отмечалось 17% и средне сухих – 40 % [П.Г. Кабанов, 1975; М.М. Филатов, 1945].
В годы проведения исследований погодные условия характеризовались относительным климатическим разнообразием (Приложение 1). В среднем за годы исследований сумма годовых осадков составила 458 мм, что составляет 101 % от среднемноголетних значений. Менее увлажненным был 2009 г., годовая сумма осадков составляла 90,9 % от нормы.
Температурный режим, в среднем за годы наблюдений, превышал среднемноголетние значения на 2,2оС, в основном за счет повышения осенне-зимних температур.
С понятием поверхности земли неразрывно связано представление о ее формах, или рельефе. Он в свою очередь оказывает большое влияние на характер водного режима и другие свойства почв. С рельефом тесно связан уровень грунтовых вод: на возвышенных участках он находится на значительной глубине, в пониженных – нередко подходит к поверхности. Рельеф определяет степень эродированности почв, т.к. разрушение происходит сильнее под действием воды в условиях пересеченной местности. Также рельеф влияет на тепловой режим почв: южные склоны получают больше тепла, чем северные, поэтому лучше прогреваются, что в свою очередь отражается на водном режиме и характере растительности [В.Г. Ротмистров, 1904; П.И. Колосков, 1946; Ю.Н. Зборищук, 2007; Л.И. Акентьева, 1961; Л.И. Прасолов, 1939; А.Л. Иванов, 2004].
Восточная (заволжская) часть Саратовской области резко отличается от западной правобережной, друг от друга эти части разделяет р. Волга. Различие между этими частями области проявляется в различиях их расположения относительно уровня моря. Заволжье, за исключением отдельных небольших участков, по высоте не превышает 150-160 м над уровнем моря, а преобладающими высотами являются 80-110 м. Преобладающие склоны: юго-западной, северо-восточной, северной экспозиций, крутизна склона составляет от 0,5 до 3,5-4,0.
Влияние физических и водно-физических свойств на профильное перераспределение почвенной влаги
Из исследуемых фаций наиболее уплотненная почва 1,5-метрового слоя находится в верхней части склона южной экспозиции – 1,45 г/см3, а также в нижней части склона северной экспозиции – 1,42 г/см3 и в средней части ложбины склона северной экспозиции – 1,43 г/см3. Почвы на названных выше фациях являются наиболее уплотненными за счет слоя 50-150 см, где средняя плотность почвы составляет 1,52 г/см3.
Плотность корнеобитаемого слоя почвы (0-20 см) является одним из важных факторов, обеспечивающих рост и развитие культурных растений. Наиболее благоприятные по этим условиям почвы находятся в нижних частях склонов южной (1,16 г/см3) и северной экспозиций (1,11 г/см3), а также нижняя часть ложбины склона северной экспозиции (1,14 г/см3) и водораздельный участок (1,15 г/см3). Наиболее неблагоприятными фациями в этом отношении являются те, на которые распространяется влияние лесной полосы, а именно средние части склона северной экспозиции (1,29 г/см3) и ложбины склона южной экспозиции (1,27 г/см3).
В зимне-весенний период зависимость между плотностью сложения и содержанием влаги 1,5-метрового слоя повсеместно была отрицательной, кроме нижней части ложбины. На склоне южной экспозиции коэффициент корреляции был отрицательным вплоть до конца июня, после чего, в период наиболее высоких температур года (середина июля – середина августа) был положительным. С середины сентября зависимость вновь приобретает отрицательный знак и в верхней части склона, в период наиболее низких температур осени – начала зимы, становится высокой и очень высокой (r=-0,89 – середина ноября и r=-0,96 – конец декабря). Наибольшее количество высоких отрицательных зависимостей отмечалось на верхней части склона с середины марта до начала мая, причем зависимость ослабевала по мере увеличения температуры воздуха. Наивысшая прямая зависимость наблюдалась в середине июля в 2011 году, r=0,92 и r=0,66, соответственно, в нижней и верхней частях склона (приложение 18). На склоне северной экспозиции возникновение положительных зависимостей отмечалось в конце мая и на трех фациях (водораздельная, верхняя и нижняя фации склонов) в этот период наблюдалась максимальная корреляция. В средней части максимальная зависимость наблюдалась, как и на склоне южной экспозиции, в середине июля. Наиболее продолжительный период с прослеживанием отрицательных зависимостей был отмечен с середины марта по середину апреля на водоразделе и нижней фации склона и с конца сентября по конец декабря – на водоразделе и верхней части склона.
Наиболее контрастными зависимостями отличаются элементы ложбины. В нижней части ложбины, на единственной из исследуемых фаций, отмечается высокая прямая зависимость (r=0,89) в середине марта 2011 г и середине января 2012 г – r=0,78. Высоких обратных зависимостей было отмечено немного, в период с конца марта по начало апреля. В остальные времена года зависимости были, в основном, слабые. Наибольшее количество высоких обратных зависимостей, было обнаружено в средней части ложбины. Весь осенне-зимний и весенний периоды коэффициент корреляции был отрицательным. Положительная зависимость отмечалась лишь с середины июля по конец сентября, с максимальным значением в середине августа (r=0,95). Распределение по сезонам коэффициентов корреляции на верхней части ложбины наиболее походило на распределение зависимостей на склоне северной экспозиции, с обратными – в холодный период года и прямыми – в теплый. Максимальные значения были достигнуты в середине апреля (r=-0,84) и начале августа (r=0,89).
Мониторинговые наблюдения за плотностью сложения почвы свидетельствуют, что за последние 20 лет, практически по всем элементам рельефа, наблюдается увеличение плотности сложения и снижение общей пороз-ности, причем в ложбине данная тенденция проявляется более рельефно. Исключение составляют почвы южной экспозиции, в пахотном слое которых отмечено увеличение (на 0,07 г/см3) плотности сложения (приложение 16). В 1990 году более высокая плотность отмечалась в пахотном слое склона южной экспозиции и составляла 1,28 г/см3, что на 0,11, 0,13 и 0,2 г/см3 выше, чем в пахотном горизонте склона СЭ, ложбины и водораздела, соответственно.
Плотность почвы тесно взаимосвязана с ее общей порозностью и структурным состоянием. Также плотность почвы определяет водоудержи-вающую способность, направление движения влаги, микро- и маакроэлемен-тов в почвенном профиле, доступность влаги растениям, содержание в почве воздуха [В. М. Володин, 1991; Н. А. Качинский, 1958].
В 1990 году худшими по воздушному режиму, напротив, были почвы южного склона. Общая порозность в почве составляла 52,7 %, что на 4,3, 4,6 и 6,8 % ниже чем, в почвах склона СЭ, ложбины и водораздела, соответственно.
Такие изменения общих физических свойств, в сторону увеличения степени деградации, возможно, связаны с интенсивностью антропогенного использования пашни, активностью эрозионных процессов, содержанием и качественным составом органического вещества [А. Г. Бондарев, 1978, 1982; И. В. Кузнецова, 1979, 1984].
Наличие искусственных фитоценозов способствует улучшению физического состояния почв. На склоне северной экспозиции, независимо от форм рельефа, отмечается снижение плотности сложения и увеличение общей по-розности, на расстоянии 25 м от лесной полосы, тогда как на фациях находящихся на расстоянии 100 и 50 метров от нее подобного отмечено не было.
Лесные полосы способствуют улучшению физических свойств почв, наибольший положительный эффект проявляется на расстоянии 25 м от нее и непосредственно под древесной растительностью.
