Wpływ zmian klimatycznych na zasoby, chemizm i biologię wód powierzchniowych Polski

Streszczenie

Ekosystemy wód powierzchniowych są jednym z elementów biosfery najbardziej narażonych na skutki zachodzących zmian klimatycznych. Efektem nadchodzącej katastrofy klimatycznej będzie w przypadku Polski: (i) postępujące obniżanie się poziomu wód gruntowych; (ii) zanikanie niewielkich zbiorników wodnych; (iii) przyspieszenie antropogenicznej eutrofizacji i degradacji pozostałych a w końcu, (iv) ostry deficyt wody zmieniający środowisko przyrodnicze, drastycznie pogarszający warunki życia mieszkańców oraz uniemożliwiający dalszy rozwój kraju.  W celu spowolnienia, a w przyszłości odwrócenia niekorzystnych zmian konieczne są działania zarówno o zasięgu globalnym (ograniczenie emisji gazów cieplarnianych, zaprzestanie wylesiania planety ochrona oceanów) oraz lokalnym. O ile na działania globalne nasz wpływ jest ograniczony to elementy ochrony zasobów wodnych Polski należy wdrożyć niezwłocznie. Winny one zmierzać w kierunku: (i) oszczędniejszego gospodarowania zasobami wodnymi; (ii) spowolnienia odpływu wód z terenu Polski oraz (iii) skrupulatnej ochrony wód powierzchniowych przed rosnącym dopływem biogenów. Ze względu na istniejące dodatnie sprzężenie zwrotne pomiędzy zmianami klimatu  i procesami eutrofizacyjnymi rozważyć należy także możliwość coraz szerszego wdrażania biotechnologii środowiskowych mających na celu: (i) ograniczanie produkcji biomasy przez zespoły fitoplanktonu, (ii) odtwarzanie pofragmentowanych łańcuchów i sieci troficznych oraz (iii) ochronę i zwiększanie różnorodności biologicznej zapewniającej homeostazę ekosystemów wodnych.

Summary

Surface water ecosystems are the elements of the biosphere that are most exposed to the effects of climate change. In the case of Poland, the effects of the upcoming climate catastrophe will be: (i) a progressive lowering of groundwater levels (ii); the disappearance of small water reservoirs; (iii) an acceleration of anthropogenic eutrophication and degradation of the remaining ones and finally (vi) a sharp water deficit changing the terrestrial environment, drastically worsening the living conditions of citizens and preventing further development of the country. In order to slow down and reverse unfavorable changes it is necessary to counteract them on a global as well as a local scale. While the influence of average inhabitant of Poland on global warming and related phenomena is limited, effective protection of our water resources from repercussions of climate change on a country scale is necesary.  However, it has to be introduced immediately. It should comprise of: (i) prevention of wastage of water and more efficient management of groundwater resources; (ii) slowing down of the outflow of waters from land to Baltic Sea by increasing their retention and (iii) scrupulous protection of water reservoirs against their over-fertilization by organic matter as well as by mineral P and N compounds. Due to an existing positive feedback between climate change and eutrophication processes, it seems necessary to develop new (and implement just existing) environmentally friendly biotechnologies targeted at re-oligotrophication of surface waters. They would ensure: (i) reduction in biomass production by phytoplankton dominated by cyanobacteria, (ii) restoration of damaged trophic chains and webs; (iii) protection and enhancement of biodiversity and finally, (iv) restoration and maintenance of homeostasis in aquatic ecosystems.

1. Wstęp

Chociaż  przez ponad 12 000 lat klimat Ziemi pozostawał względnie stabilny zapewniając stały i w miarę harmonijny rozwój ludzkości, to ostatnie dekady przyniosły jego wyraźne a często drastyczne zmiany. Kwestie klimatyczne i opracowanie technologii przeciwdziałających zachodzącym zmianom  stały się jednym z najbardziej złożonych i aktualnych problemów współczesności obejmującym aspekty naukowe, gospodarcze, społeczne, polityczne oraz etyczne i moralne (NASA 2015a). Jednym z głównych zagrożeń dla cywilizacji człowieka jakie niosą ze sobą globalne zmiany klimatu są zaburzenia w cyklach wodnych biosfery. Woda w stanie płynnym jest, obok źródła energii i soli pierwiastków biogennych, nie tylko jednym z absolutnie niezbędnych elementów decydujących o możliwości powstania i ewolucji Życia na Ziemi lecz również czynnikiem warunkującym rozwój gospodarczy i funkcjonowanie społeczeństw. Nie jest przypadkiem, że znaczna większość cywilizacji jakie rozwijały się na Ziemi (np. starożytny Egipt, Sumer, cywilizacja chińska, państwo Majów) była ściśle związana z dostępnością wody, a zmiany stosunków wodnych oddziałujące na rolnictwo powodowały często ich upadek.

Chociaż 70% powierzchni naszego globu pokrywają morza i oceany, to zawarta w nich woda, pomijając jej znaczenie w regulacji klimatu, transporcie morskim i szeroko rozumianym rybołówstwie jest jedynie w niewielkim stopniu wykorzystywana przez człowieka. Ze względu na jej znaczne często zasolenie nie może być ona bowiem używana do celów spożywczych i przemysłowych. Nie może także służyć rolnictwu, głównemu producentowi żywności niezbędnej dla wykarmienia stale rosnącej populacji ludzkiej na Ziemi.  Woda słodka, będąca obok powietrza podstawą egzystencji człowieka i znacznej większości ekosystemów lądowych stanowi jedynie około 4% całkowitych zasobów wodnych Planety. Z tego, około 68% to śniegi i lód, około 30% stanowią wody podziemne a jedynie 0,0067% to wody powierzchniowe zgromadzone w rzekach, strumieniach, bagnach, stawach i jeziorach.

Polska należy do krajów o niewielkich, i stale malejących zasobach wodnych.  Dane z lat 1946 – 2015 dowodzą, że ilość wody przypadająca na jednego mieszkańca Polski  to około 1600 m³/rok i jest blisko 3 razy mniejsza od średniej europejskiej (4500 m³/rok ) i  ok. 4,5 razy mniejsza od średniej światowej (http://hydro.geo.uni.lodz.pl/index.php?pagezasoby-wodne). Problemem Polski jest także nierównomierne rozmieszczenie naszych zasobów wodnych oraz duża czasowa i przestrzenna dynamika ich uzupełniania poprzez opady. Południe naszego kraju jest bogatsze w zasoby wodne, zaś centralne rejony Polski – a zwłaszcza Mazowsze, Kujawy, Wielkopolska oraz województwa  łódzkie i świętokrzyskie – odczuwają często mniej lub bardziej dotkliwy deficyt wody. Większy dopływ wód opadowych, często skutkujący powodziami, ma miejsce wiosną i jesienią mniejszy zaś, szczególnie w ostatnich dekadach, w okresach letnich  i zimowych.

Zły stan jakości większości zasobów wód powierzchniowych powoduje, że mogą one być wykorzystane jedynie do celów przemysłowych. Dla pokrycia rosnącego zapotrzebowania ludności na wodę pitną (wykorzystywaną zresztą również w innych celach np. do nawadniania upraw czy w przemyśle spożywczym) zmuszeni jesteśmy do stałego uszczuplania naszych  zasobów wód podziemnych. Są one na ogół dobrej jakości i nie wymagają, jak w przypadku wód powierzchniowych, kosztownego uzdatniania. Ich zasoby pokrywające ok 70% zapotrzebowania i zagrożone nadmierną eksploatacją oraz górniczymi odwodnieniami wyrobisk odtwarzają się jednak znacznie wolniej niż uzupełniane opadami zasoby wód powierzchniowych. Ponadto, z zasobów podziemnych pochodzi połowa średniego odpływu wód z terenu Polski do Bałtyku  (Gutry-Korycka i wsp. 2014). Powoduje  to szybkie obniżanie się ich poziomu i liczne niekorzystne skutki tego zjawiska, między innymi: zanikanie małych zbiorników wodnych, osuszanie i degradację obszarów bagiennych oraz katastrofalne niskie stany rzek i innych cieków wodnych. Dalekosiężnym efektem tych procesów będzie stepowienie terenów lądowych i wzrastająca konkurencja o zasoby wodne pomiędzy ludnością, gospodarką a środowiskiem przyrodniczym Polski.

Z analizy dostępnych danych (Gutry-Korycka i wsp. 2014, http://hydro.geo.uni.lodz.pl/index.php?page=zasoby-wodne) wynika, że szacowane dla wielolecia przeciętne zasoby wód powierzchniowych Polski wynoszą ok. 62 km³  (w zależności od roku rosną 90 km³ lub spadają do 40 km³).  Około 84,5% to tzw. zasoby własne, z czego na rzeki przypada średnio ok. 22% a na jeziora o powierzchni ponad 10 ha oraz bagna i torfowiska ok. 70 %. Duże zbiorniki zaporowe gromadzą stosunkowo niewielką część, bo tylko ok. 7-8 % całkowitych zasobów wód powierzchniowych Polski.  Choć zapobiegają  one częściowo skutkom powodzi to ograniczają one w sposób istotny migrację ryb i są, w porównaniu ze zbiornikami naturalnymi, znacznie bardziej podatne na zamulanie i degradację. Z analizy danych zamieszczonych na portalu Global Compact Network Poland  (Suchożebrski 2018) wynika, że zatrzymują one jedynie ok. 6% całkowitego rocznego dopływu wód. Licznie występujące w Polsce, niewielkie zbiorniki wodne (< 50 ha), tereny bagienne, rowy, kanały lecz również kompleksy leśne gromadzące  znaczne ilości wód opadowych są natomiast nie tylko ważnymi składnikami małego cyklu hydrologicznego, elementami krajobrazu, lecz również centrami bioróżnorodności i swoistymi regulatorami klimatu w skali mikro. Logicznym więc wydaje się wniosek, że wszelkie działania zmierzające do zwiększania zasobów wód powierzchniowych Polski winny skutkować rezygnacją z budowy dużych zbiorników zaporowych a zmierzać raczej do maksymalnego zwolnienia spływu wód opadowych poprzez maksymalizację ich retencji w obszarach bagiennych, leśnych, na terenach zalewowych i w naturalnych, niewielkich zbiornikach wodnych. Tym bardziej, że istotne znaczenie tego typu obiektów w funkcjonowaniu społeczności lokalnych, kształtowaniu krajobrazu, zwiększaniu różnorodności biologicznej oraz tworzeniu korzystnego dla ludzi i przyrody mikroklimatu w ich otoczeniu jest dzisiaj powszechnie rozumiane i doceniane (np. Ożgo 2010, Gołdyn 2014, https://sozosfera.pl/ochrona-przyrody/male-zbiorniki-wodne-niedoceniane-w-obliczu-suszy/). Podobną rolę pełniły znane już od tysięcy lat p.n.e. sztuczne obiekty małej retencji w postaci niewielkich tam jazów, zastawek i innych urządzeń piętrzących, zapewniających dodatkowo wodę dla rolnictwa oraz źródło energii napędzającej młyny, tartaki czy efektywne systemy irygacyjne.  Problem w tym, że obiekty tego typu dawniej liczne i powszechnie używane nie są obecnie budowane i odtwarzane, a te które przetrwały ulegają degradacji i ruinie.

Celem niniejszego opracowania jest spojrzenie okiem biologia i przyrodnika na kwestę ochrony, rekultywacji i restytucji zasobów wód powierzchniowych w kontekście zagrożeń niesionych przez zachodzące zmiany klimatyczne.

2. Jak zmienia się klimat

O globalnych tendencjach zmian klimatycznych decydują morza i oceany. Choć oddziaływanie ekosystemów słodkowodnych na klimat planety jest znikome to mają one duże znaczenie lokalne. Ich hydrodynamika, chemizm i biologia, podobnie jak i ich wpływ na różnorodność biologiczną otaczających obszarów lądowych są silnie uzależnione od warunków klimatycznych. Najistotniejsze z nich, kształtujące zarówno parametry fizykochemiczne wód jak i ściśle zależny od nich skład gatunkowy biocenoz wodnych i śródlądowych to: temperatura, nasłonecznienie, opady oraz wiatry. Mniejsze znaczenie mają zmiany ciśnienia atmosferycznego wpływające na dynamikę wymiany gazowej pomiędzy wodą i atmosferą oraz, w naszej szerokości geograficznej, promieniowanie ultrafioletowe modyfikujące zarówno skład chemiczny rozpuszczonej w wodach materii organicznej (OM – organic matter) jak i oddziałujące bezpośrednio na mikroorganizmy wodne.

Dynamika i tendencje zmian klimatycznych zależą od bilansu cieplnego planety, a z grubsza rzecz biorąc od różnicy pomiędzy ilością energii słonecznej docierającą do powierzchni  Ziemi a  ilością energii cieplnej z niej wypromieniowywanej. Nie wdając się w dyskutowane przez wielu badaczy przyczyny globalnego ocieplenia  a opierając się jedynie na obiektywnych wynikach pomiarów można wykazać, że w latach 1880-2018 średnia temperatura na Ziemi wzrosła o ponad 1^o C. Widoczny wzrost  temperatury powietrza nie ominął również Polski. Co więcej w naszym rejonie Europy był on około dwukrotnie większy. Zgodnie z opracowaniem Meteomodel (https://meteomodel.pl/modele-numeryczne/) w latach 1781-2018 wyniósł on ok 2^oC.  Szczególnie wyraźne zmiany średniej temperatury w Polsce obserwowano w ostatniej dekadzie XX w. W porównaniu do lat 1961- 1990,  w latach  1990 – 2000 zwiększyła się ona o ok 0.6^oC przy czym najwyższy wzrost obserwowano w styczniu i lutym (odpowiednio o ok. 1,9 i 1,5oC) a niewielki spadek w październiku i listopadzie (odpowiednio o ok. 0,2 i 0.7oC) (Leśny i Juszczak 2005, http://www.gios.gov.pl/stansrodowiska/gios/pokaz_artykul/pl/front/stanwpolsce/zmiany_klimatyczne, GIOŚ). Ostatnie 40 lat jest najcieplejszym okresem w historii obserwacji meteorologicznych w Polsce.  Analiza przestrzennych zmian temperatury na obszarze kraju  prowadzi do wniosku, że najbardziej widoczny wzrost temperatur w okresie zimowym (powyżej 4,5^oC) obserwowany jest na północnym wschodzie zaś latem (powyżej 25^oC) w jej rejonach południowo wschodnich. Według prognoz w dalszych dekadach XXI spodziewane jest  dalsze, szybko postępujące ocieplenie terenów Polski, powiązane z coraz częściej występującymi okresami ekstremów temperaturowych (Raport ECDC). Z nieznanych przyczyn będzie ono wyraźnie większe niż ocieplenie pozostałych rejonów planety.

3. Konsekwencje wzrostu temperatury wód powierzchniowych

Temperatura obok dostępności światła jest podstawowym czynnikiem wpływającym na trwanie w czasie i funkcjonowanie zbiorników wodnych. Oddziałuje ona bezpośrednio lub pośrednio na objętość zbiornika, gęstość wody, stężenie w niej gazów (w tym szczególnie istotnych dla biocenozy O₂ i CO₂), zasolenie, pH oraz potencjał red-ox, a także na tempo fotosyntezy i respiracji oraz wszystkich innych procesów metabolicznych  zachodzących w komórkach organizmów wodnych.

Bezpośrednimi konsekwencjami dalszego wzrostu temperatury wód, zwłaszcza w niewielkich i płytkich  zbiornikach wodnych będzie zwiększone parowanie (ewaporacja) z powierzchni zbiornika i otaczających go terenów, transpiracja roślinności porastającej jego strefę przybrzeżną, spadek natlenienia wód a  także ich wypłycanie i zanikanie w efekcie naturalnych i dodatkowo przyspieszanych przez człowieka procesów eutrofizacji (Fot. 1).

Szczególnie narażone na straty wody w wyniku parowania i transpiracji są zbiorniki małe. Wykazano, że tempo parowania jest generalnie odwrotnie proporcjonalne do jego powierzchni oraz, że przy przeciętnych prędkościach wiatru w Polsce (4ms^-1) parowanie z powierzchni relatywnie małych zbiorników jest o ok 1/3 większe niż w przypadku zbiorników dużych (Kędziora 1999, Smith i wsp. 2002). Sytuację pogarsza też fakt, że w tego typu zbiornikach za ubytek wody odpowiadają również procesy parowania i ewapotranspiracji w jego zlewni bezpośredniej przyczyniając się do obniżenia poziomu wody na skutek wzbogacania przez zbiornik wód gruntowych. Wprawdzie zgodnie z obserwacjami Leśnego i Juszczaka (2005) parowanie i ewaporacja z terenu zlewni jest znacznie mniejsze niż z samego zbiornika tym niemniej sumaryczny efekt obydwu tych procesów powoduje obniżenie się lustra wody. W przypadku zbiorników będących w tzw. „alternatywnym stanie czystej wody” (Fot. 2.),  w których pomimo ich dużej często żyzności homeostaza jest zachowana a stosunek fosforu całkowitego do chlorofilu_a (TP/Chl_a) jest niższy niż 3 (Wiliams 2005), skutkuje to postępującym zarastaniem dna przez roślinność zanurzoną, a jego obrzeży przez roślinność szuwarową.

Makrofity zanurzone rozwijają się bujnie dzięki poprawiającym się warunkom świetlnym, a szuwary wskutek braku konkurencji z fitoplanktonem. W konsekwencji prowadzi to do wypłycania tego typu zbiorników poprzez kumulację w ich osadach dennych celulozy, ligniny oraz, relatywnie opornych na degradację mikrobiologiczną produktów rozkładu i przemian tych związków.  Aczkolwiek obecność litoralu zasiedlonego przez roślinność naczyniową jest dla zbiorników wodnych na ogół korzystna (Pełchaty i Pronin 2015), to jej transpiracja przyczynia się również do obniżania się lustra wody. Poprawa warunków świetlnych skutkuje powiększaniem się strefy pokrytej roślinnością i dalszym wzrostem tempa transpiracji, co z kolei przyspiesza ubytek wody oraz intensyfikuje procesy zarastania litoralu prowadząc w końcu, na zasadzie sprzężenia zwrotnego, do osuszenia zbiornika.

Chociaż finalny efekt wpływu zmian klimatycznych na płytkie zbiorniki będące w tzw. „alternatywnym stanie wody mętnej” będzie taki sam jak w przypadku zbiorników w „alternatywnym stanie czystej wody” to mechanizm prowadzący do ich zaniku będzie odmienny.  W zbiornikach o wodzie mętnej, funkcjonujących niezależnie od dopływu zewnętrznego, a zasilanych w fosfor uwalniany z osadów dennych, stosunek TP/Chl_a osiąga wartość bliską 1 procesy parowania powodują zatężenie substancji biogennych. Efektem tego jest nadprodukcja  OM  przez masywne i permanentne zakwity wód powodowane przez fitoplankton zdominowany przez cyanobakterie (Fot. 3.).

Jednocześnie, pogarszające się warunki świetlne stopniowo eliminują roślinność zanurzoną a nieefektywna konkurencja z cyjanobakteriami również i makrofity porastające brzegi zbiornika. Skutkiem jest znaczna nadprodukcja OM przez fitoplankton, intensyfikacja respiracji powodująca odtlenienie głębszych warstw jego wód, oraz szybki przyrost miąższości bogatych w związki organiczne osadów dennych w wyniku stosunkowo powolnego, w warunkach beztlenowych,  tempa ich mineralizacji.

Biologicznymi procesami decydującymi o funkcjonowaniu ekosystemów wodnych są  produkcja pierwotna fitoplanktonu i roślin naczyniowych oraz respiracja mikroorganizmów bytujących w toni wodnej i osadach (Siuda i wsp. 2017). W prawidłowo funkcjonujących ekosystemach przewaga pierwszego z tych procesów nad drugim jest stosunkowo niewielka, dlatego też ulegają one jedynie powolnej eutrofizacji sprowadzającej się do naturalnej sukcesji, w której tak zmiana warunków środowiskowych jak i składu gatunkowego mikro- i makrobiocenoz wodnych zachodzi  stosunkowo powoli. W ekosystemach zaburzonych i zdegradowanych produkcja OM zwykle znacznie przewyższa tempo jej mineralizacji i respiracji.  Prowadzi to do znacznej akumulacji związków organicznych w ich wodach i osadach a w konsekwencji do ich wypłycania i zamiany w tereny podmokłe. Czynnikiem wiążącym ze sobą obydwa procesy w wodach jest tlen. Ilość tlenu w wodach stojących jest wypadkową jego produkcji (w procesach fotosyntezy) i konsumpcji (w procesach respiracji). Dyfuzja O₂ z atmosfery do wód zbiornika jest minimalna i może mieć miejsce wyłącznie w okresach mieszania się jego wód w chłodnych okresach roku. W zbiornikach głębokich, jest ono konsekwencją  zależnych od temperatury zmian ciężaru właściwego warstw wód a w zbiornikach płytkich – głównie efektem falowania i turbulentnych ruchów wód.

4. Temperatura a warunki tlenowe w zbiornikach wodnych

Dobre warunki tlenowe w środowisku wodnym zależą nie tyle od dużego tempa produkcji O₂ w procesach fotosyntezy co od zdolności do jego zatrzymywania w słupie wody (stężenia). Decyduje o niej przede wszystkim temperatura (Rys. 1), a w mniejszym stopniu również stężenie soli mineralnych oraz ciśnienie atmosferyczne.

Prognozowane zmiany klimatyczne zakładające zarówno stały niewielki wzrost średniej temperatury wód powierzchniowych jak również występowanie, w czasie sezonów wegetacyjnych  krótko-okresowych ekstremów temperaturowych przyczynią się do systematycznych a okresowo znacznych niedoborów tlenu we wszystkich typach zbiorników wodnych. I tak np. sam wzrost średniej temperatury wody o 2^oC powoduje spadek rozpuszczalności tlenu o ok. 0,2 mg/l a ekstrema temperaturowe w okresach lata mogą okresowo zmniejszyć rozpuszczalność tlenu w wodach zbiornika nawet o 1,5-2 mg O₂/l. Przykładem jest tu  płytkie przepływowe J. Szymon na Pojezierzu Mazurskim. W okresie lat 1992 – 2015 na przełomie sierpnia i września temperatura jego wód mieściła się zwykle w przedziale 20 – 23^oC. W analogicznym okresie roku 2019 temperatura wód tego jeziora  przewyższała nawet 30^oC, a spadek rozpuszczalności tlenu zależny od samego tylko jej wzrostu sięgał  1,3 – 1,5 mg O₂/L.

Kwestia tlenu w zbiornikach wodnych sprowadza się nie tyle do jego braku co do  nierównomiernego, zależnego od  temperatury i światła, rozkładu jego stężeń w przestrzeni (w słupie wody) i w czasie (pora roku i doby). W okresach jesienno-zimowych, zwłaszcza przy braku pokrywy lodowej deficyty tlenowe na ogół nie występują, a dzięki niskiej i w miarę wyrównanej temperaturze wody zmiany stężenia tego pierwiastka w profilu pionowym, nawet głębokich, jezior są stosunkowo niewielkie.  Dobremu natlenieniu wód w okresie zimy sprzyja także sygnalizowany przez meteorologów wzrost temperatury, (w styczniu i w lutym) w porównaniu do przeszłych dziesięcioleci.  Powoduje on bądź to całkowite zanikanie bądź drastyczne skrócenie okresów zalegania pokrywy lodowej ograniczającej dostęp światła do głębszych stref zbiornika, a zatem i częściową eliminację, powodowanych ograniczeniem fotosyntezy, deficytów tlenowych określanych mianem przyduchy. Wzrostowi  dostępności światła a tym samym stopnia natlenienia wód w tych okresach roku sprzyjać będzie nie tylko szczątkowa fotosynteza roślinności zanurzonej lecz przed wszystkim fotosynteza fitoplanktonu okrzemkowego jaki w tym czasie dominuje w zbiornikach wodnych.

Wszystkie głębokie jeziora w Polsce jako zbiorniki dimiktyczne wchodzą, w następstwie całkowitego wymieszania się ich wód, w stan homotermii dwa razy w roku – wiosną i jesienią. Skutkiem tego procesu jest z jednej strony wyniesienie do strefy fotycznej zbiornika substancji biogennych (głównie ortofosforanu) zmagazynowanych w okresach stratyfikacji w jego odtlenionych wodach przydennych, z drugiej zaś strony – wzrost natlenienia głębszych partii zbiornika. Choć czasowe wzbogacenie wód strefy fotycznej wczesną wiosną w łatwo dostępny dla fitoplanktonu ortofosforan będący „bazą” letnich zakwitów fitoplanktonu jest zjawiskiem niekorzystnym to obecność tlenu w całym słupie wody sprzyja także immobilizacji ortofosforanu w osadach dennych, a co ważniejsze okresowemu zastępowaniu beztlenowych procesów respiracji i mineralizacji materii organicznej znacznie wydajniejszymi procesami tlenowymi. Stosunkowo łagodne zimy z okresami wzrostu temperatury wody do 4 – 5^o C  mogą być także do pewnego stopnia czynnikiem przeciwdziałającym intensywnym procesom eutrofizacyjnym poprzez zmianę hydrodynamiki wód zbiornika. Typowe jeziora dimiktyczne mogą zmieniać się okresowo w monomiktyczne, mieszające się jedynie raz w roku jesienią. W tym kontekście brak wyraźnej stratyfikacji zimowej i znacznie wydłużone okresy jego homotermii zwiększające stężenie tlenu w całym słupie jego wód mogą okazać się czynnikiem ograniczającym rozwój fitoplanktonu, intensyfikującym procesy samooczyszczania się wód oraz wpływającym na szybsze tempo immobilizacji ortofosforanu oraz mineralizacji i respiracji  OM  w osadach.

Zdecydowanie niekorzystne skutki wzrostu temperatury na warunki tlenowe w zbiornikach wodnych uwidaczniają się w okresach letnich. W czasie słonecznych dni lata w ich bogatych w fitoplankton strefach fotycznych występuje często nawet przesycenie wody tlenem sięgające 120-160% zależnej od temperatury rozpuszczalności tego gazu w wodzie. W tym samym czasie poniżej granicy zasięgu światła stężenie tlenu gwałtownie spada aż do całkowitego odtlenienia środowiska. Podobne, często drastyczne zmiany stężenia O₂ obserwuje się często w ciągu doby. W ciągu dnia, kiedy to procesy fotosyntezy dostarczają znacznych ilości tego gazu jego stężenie często przewyższa rozpuszczalność w wodzie. W nocy – kiedy fotosynteza ustaje a procesy respiracji trwają nadal, stężenie O₂ gwałtownie spada, często nawet do wartości niższych od 3 – 4 mg O₂ L^-1, co jest stężeniem krytycznym dla ryb i wielu zwierząt wodnych.  Warto zauważyć, że znaczne czasem ilości tlenu wytwarzanego w procesach fotosyntezy w wodach powierzchniowych w ciągu dnia, ze względu na podwyższoną temperaturę nie pozostają w słupie wody lecz są uwalniane do atmosfery. Innym efektem związku pomiędzy nasłonecznieniem, temperaturą a ilością zawiesiny w wodach powierzchniowych niektórych zbiorników wodnych są lokalne wzrosty temperatury powodowane zwiększonym pochłanianiem energii promieniowania słonecznego przez lokalne zagęszczenia fitoplanktonu oraz innych zawiesin mineralnych i organicznych w wodzie (Wliams 2005). Z obserwacji autorów wynika, że w różnych rejonach tego samego, zwykle dużego zbiornika, mogą one sięgać nawet 2-3^oC i  wpływać w pewnym stopniu zarówno na natlenienie powierzchniowych warstw jego wód jak również zwiększać tempo uwalniania O₂ do atmosfery.

Chociaż wpływ zmian klimatycznych na hydrodynamikę i chemizm wód głębokich, stratyfikowanych zbiorników wodnych jest obiektem intensywnych badań (np. Wahl i Peeters 2014, Vinnå i wsp. 2021, Calderaro i Vione 2020), to w chwili obecnej dla konkretnych jezior nie może on być jednoznacznie określony. Wynika to z faktu, że zarówno rozkład temperatury jak i skład chemiczny różnych warstw wód w ich profilu pionowym zależeć będzie nie tylko od anomalii temperaturowych, natężenia promieniowania słonecznego (zwłaszcza UV) rozkładu i rodzaju opadów oraz intensywności wiatrów w okresach wiosny lata i jesieni, lecz również od parametrów limnologicznych zbiornika,  procesów biologicznych w nim zachodzących a także sposobów zagospodarowania jego zlewni (Zhang 2015). Niewątpliwie jednak wzrost temperatury, przedłużające się okresy upałów i bezwietrznej pogody latem powodować będą przede wszystkim rozciągniętą w czasie, coraz ostrzejszą stratyfikację termiczną i tlenową a także zmniejszanie się miąższości epilimnionu i termokliny (Kauppinen 2013, Zhang 2015). Procesom tym do pewnego stopnia przeciwdziałać będzie zwiększone parowanie powodujące niewielki spadek temperatury warstwy wody kontaktującej się bezpośrednio z atmosferą, zanikanie pokrywy lodowej, oraz występujące w niektórych latach, rozciągnięte w czasie okresy przejściowe pomiędzy zimą i wiosną oraz jesienią i zimą powodujące wydłużanie się okresów mieszania się wód.

Temperatura głębszych warstw wód i w osadach dennych słabo zeutrofizowanych, stratyfikowanych ekosystemów wodnych raczej się nie zmieni, a nawet może ulec niewielkiemu obniżeniu. Będzie to efektem większej absorbcji energii cieplnej w epilimnionie (Vincent  i wsp. 2009). Wzrost temperatury wód profundalu nastąpi natomiast w środowiskach silnie zeutrofizowanych.  Spowoduje go zwiększone tempo egzoergicznych procesów mikrobiologicznego rozkładu OM w osadach.

Silnej stratyfikacji termicznej w zbiornikach wodnych, będącej skutkiem zmian klimatycznych, towarzyszyć będzie zwykle równie silna stratyfikacja tlenowa. Aczkolwiek prognozowany wzrost temperatury wody zwiększać będzie intensywność fotosyntezy a zatem i  produkcję tlenu w coraz płytszym epilimnionie (Kilham et al. 1996; Hughes 2000, Mooji i wsp. 2005) to wzrastający gradient gęstości wody pomiędzy epi- i metalimnionem skutecznie uniemożliwi dyfuzję tego gazu do głębszych warstw wód zbiornika. I choć spadająca gwałtownie temperatura wody w warstwie termokliny zwiększa rozpuszczalność tlenu, to brak światła (fotosyntezy) i intensywne procesy respiracji mikroorganizmów zachodzące w wodach hypolimnionu szybko tlen wyczerpują.  Prowadzi to do zwiększania się zasięgu strefy beztlenowej i postępującego odtlenienia coraz płytszych warstw wód zbiornika. Bezpośrednimi konsekwencjami tego faktu będzie zmniejszanie się miąższości tzw. natlenionej strefy buforowej (OBZ – oxygenated buffer zone), w której wysycenie tlenem mieści się w zakresie 100 – 25% oddzielającej natleniony epilimnion od beztlenowego hypolimnionu (Kauppinen 2013) oraz, zwiększenie się powierzchni tzw. dna aktywnego w zbiorniku.  Obydwa te parametry są silnie związane zarówno ze wzrostem temperatury wód jeziornych jak i ze zwiększonym uwalnianiem związków biogennych (głównie fosforu) do słupa wody z osadów dennych i stopniowym przenikaniem ich do strefy fotycznej zbiornika.  Wprawdzie ostry gradient termiczny utrudnia dość skutecznie przenikanie fosforu z hypo- i meta- do epilimnionu (Wagner i Adrian 2009), to ruchy wód powierzchniowych wywołane np. przez wiatry, statki czy łodzie motorowodne mogą „porywać” pewne ilości ortofosforanu z głębszych warstw wody i w ten sposób przemieszczać go do strefy fotycznej (Blanton 1973, Kamarainen i wsp.  2009). W jeziorach mazurskich istotniejsze znaczenie w tym procesie może mieć również  aktywne dno umożliwiające tzw. „porywanie wokół krawędzi” (Kauppinen 2013). Zachodzi ono w na krańcach strefy litoralnej, gdzie termoklina ulega pewnemu rozmyciu, co  ułatwia mieszanie się bogatych w fosfor wód przydennych z ubogimi w ten biogen wodami powierzchniowymi.  Zdaniem Kauppinen (2013) przenikanie fosforu do strefy fotycznej ulega intensyfikacji gdy zasięg hypolimnionu wzrasta a miąższość OBZ  spada poniżej 5 m. W jeziorach mazurskich miało to miejsce wyjątkowo gorącym latem 2010 i skutkowało masywnymi, sinicowymi zakwitami wód.  Jako, że zgodnie z przewidywaniami, podobne, a nawet większe, ekstrema temperaturowe będą się powtarzać, należy spodziewać się, że okresy masywnych zakwitów wód powodowanych przez sinice staną się coraz dłuższe i częstsze.

5. Opady, susze i ich wpływ na zbiorniki wodne

O bilansie wodnym Polski decydują opady atmosferyczne. Stanowią one ok. 97% całkowitego dopływu (http://iche2002.pl/gospodarka-wodna-w-polsce.html). Pozostałe 3% to wody spływające z krajów ościennych. Opady w sposób bezpośredni zasilają  zbiorniki wód powierzchniowych a pośrednio również zasoby wód podziemnych. Roczne sumy opadów na terenie Polski w latach 1950-2010 nie podlegały większym zmianom. Spadek ilości opadów w okresach letnich kompensowany był bowiem ich wzrostem w okresach wiosny i jesieni (Czarnecka i Nizgorska-Lencewicz 2012). Zwiększyły się jednak straty wody wskutek parowania z powierzchni gruntu. Notowany w Polsce w ostatnich latach wzrost średniej rocznej temperatury o 2^oC zwiększył spowodowane parowaniem straty wody o około 14%. Przejawem zachodzących w ostatnich latach zmian klimatycznych były również bezśnieżne zimy a także zamiana powszechnych dawniej, trwających niekiedy kilka dni, opadów rozlewnych krótkotrwałymi deszczami nawalnymi, podczas których w ciągu kilku godzin na metr kwadratowy może spaść nawet 100 mm wody. Skutkiem wzrostu średniej rocznej temperatury, bezśnieżnych zim, nawalnych deszczy oraz zmian w rozkładzie opadów w ciągu roku są występujące coraz częściej powodzie i susze, w tym zwłaszcza susza hydrologiczna, oraz uszczuplająca zasoby wód gruntowych – susza hydrogeologiczna. Wywierają one znaczący i wielokierunkowy wpływ zarówno na fizyko-chemię jak i biologię zbiorników wód powierzchniowych. W rejonach dotkniętych suszą  glebową czy też hydrologiczną woda z deszczy nawalnych nie przenika do wód podziemnych a spływa po powierzchni ziemi porywając cząstki gleby i osiadłe na nich zanieczyszczenia. Przedłużające się okresy bezdeszczowe powodują także zanikanie pokrywy roślinnej w otoczeniu zbiorników wodnych pozbawiając je swoistego filtra zatrzymującego część spływających do nich pierwiastków biogennych i substancji toksycznych.

Najbardziej widocznym efektem deszczy nawalnych jest przyspieszona erozja wodna bezpośredniej zlewni zbiorników wodnych w wyniku tzw. spływu powierzchniowego. Według Sharpley (1985) miąższość warstwy gleby w zlewniach preriowych i rolniczych, z której wymywane są substancje mineralne i organiczne waha się od 0,13 – 3,74 cm a jej miąższość zależy od intensywności opadu i nachylenia terenu. Wydaje się, że przy przedłużających się okresach suszy utrudniających migrację pionową związków biogennych i ich asymilację przez roślinność w takiej właśnie powierzchniowej warstwie gleby ulegać będą akumulacji pierwiastki biogenne, metale ciężkie, antybiotyki, hormony, środki ochrony roślin  i inne substancje toksyczne (Bielasik-Rosińska i wsp. 2014).  W wyniku zwiększonego spływu powierzchniowego będącego następstwem zlewnych deszczy oraz incydentów powodziowych wraz z zawiesinami mineralnymi i organicznymi dopływać one będą do wód powierzchniowych i ich osadów dennych. Dotyczy to przede wszystkim związków chemicznych o małej mobilności w środowisku, immobilizowanych w powierzchniowej warstwie gleby i wolno przemieszczających się w głąb profilu glebowego takich jak np. związki fosforu, ropopochodne i wielopierścieniowe węglowodory aromatyczne (WWA), lecz również, wykazujących większą mobilność w środowisku, pozostałości niesteroidowych środków przeciwzapalnych (Domagała i Bartosz 2019) czy zawartych w nawozach mineralnych i organicznych, mineralnych związków azotu. Oddziaływanie tych związków na ekosystemy wodne będzie wielokierunkowe i może zarówno zintensyfikować procesy eutrofizacyjne jak również w sposób znaczący wpłynąć na kondycję i różnorodność biologiczną mikro- i makrobiocenoz wodnych. Wielkość dopływu i skład chemiczny wody docierającej do zbiorników poprzez zintensyfikowany przez suszę spływ powierzchniowy zleży od wielu czynników. Najistotniejsze z nich to intensywność i czas trwania opadu, geomorfologia zlewni (rodzaj gleb, nachylenie i sposób zagospodarowania obrzeży (tereny zurbanizowane, pola uprawne, łąki, lasy)  oraz limnologiczne cechy zbiornika takie jak stosunek jego powierzchni do powierzchni zlewni, długość linii brzegowej i struktura jego strefy ekotonowej. Szczególnie intensywny spływ powierzchniowy ma miejsce wzdłuż swoistych „ścieżek spływu” tzn. pozbawionych roślinności miejsc o zdegradowanej (np. poprzez ubicie kołami pojazdów czy wydeptanie przez ludzi i zwierzęta) glebie czy też z terenów otaczających zbiornik, gdzie naturalna struktura gleb uległa naruszeniu w wyniku działalności człowieka. Wraz ze spływem powierzchniowym do zbiorników wodnych przedostają się także pyły zawieszone, które opadają na powierzchnię gleb (Degórska i wsp. 2016). Substancje toksyczne i karcynogenne w nich zawarte mogą kumulować się zwłaszcza w zbiornikach śródmiejskich o zlewniach bezpośrednich w znaczącym stopniu wyasfaltowanych i zabetonowanych, przyjmujących znaczne ilości nieoczyszczonych wód roztopowych i burzowych.

Okresy suszy, a zwłaszcza suszy hydrologicznej sprzyjają także transportowi powietrznemu różnorodnych związków chemicznych z powierzchni gleby do zbiorników wodnych. W jej następstwie cząstki gleby pochodzące z jej wysuszonej i zerodowanej warstwy wierzchniej wraz z wiatrem przenoszone są czasem na znaczne odległości tworząc, obserwowane już w Polsce, burze pyłowe. Zjawisko to ma charakter ponadlokalny bowiem na teren Polski opadają pyły transportowane nawet znad Sahary (Degórska i wsp. 2016).

6. Wpływ zmian klimatycznych na strukturę i funkcję  biocenoz wodnych

Dla przeciętnego mieszkańca Polski efekty zachodzących zmian klimatycznych są  bardziej widoczne w środowiskach lądowych. Jednakże, to ekosystemy wodne, zwłaszcza te mniejsze, wydają się na nie bardziej wrażliwe (Yvon-Durocher i wsp. 2012). Poprzez wspomniany wyżej kompleksowy wpływ na hydrodynamikę i fizykochemię wód zmiany te oddziałują również znacząco na strukturę i funkcje biocenoz wodnych. Zarówno śledzenie jak również prognozowanie reakcji biocenoz wodnych na przewidywaną ewolucję klimatu jest trudne, bowiem efekty zmian klimatycznych nakładają się na skutki ich przyspieszonej eutrofizacji wywołanej działalnością człowieka (Mooij i wsp.2005). Aczkolwiek istnieje bogate piśmiennictwo dokumentujące wpływ zmian klimatycznych na ekosystemy wodne (ponad 47 mln rekordów w Internecie) to określenie generalnych prawidłowości rządzących tym procesem komplikuje fakt, że są one wypadkową tak różnorodnych czynników klimatycznych jak i zróżnicowania parametrów limnologicznych środowisk wodnych, wielkości i cech zlewni oraz innych warunków lokalnych (Mooij 2005). Wszystko to sprawia, że odpowiedź każdego ekosystemu wodnego na zachodzące zmiany klimatyczne jest odmienna a często nieprzewidywalna. Można jednak z dużym prawdopodobieństwem zakładać, że konsekwencje ekologiczne tych zmian będą wielokierunkowe i znaczące.  Obejmą one zaburzenia w obiegu materii i energii w łańcuchach i sieciach troficznych, zmiany w  cyklach życiowych wielu organizmów, zakłócenia mechanizmów  dostosowywania się poszczególnych gatunków do środowiska (fitness), a także relacje pomiędzy ekosystemami wodnymi a otaczającymi je środowiskami lądowymi (Hillbricht-Ilkowska 1993).

6.1 Zmiany klimatu a bakterie i archeony

Autochtoniczne mikroorganizmy wodne stanowią podstawę piramidy troficznej funkcjonującej w ekosystemach wodnych. Decydują one zarówno o produkcji materii organicznej (OM) będącej źródłem energii i pokarmu dla heterotrofów, jak również o transformacji mineralizacji i respiracji organicznych związków węgla, tak wytworzonych w procesach fotosyntezy wewnątrz zbiornika jak również dopływających ze zlewni. Jako podstawowy element tzw. pętli mikrobiologicznej są one również odpowiedzialne za transfer, niedostępnej dla innych organizmów wodnych, rozpuszczonej OM do wyższych pięter łańcucha troficznego. Zachodzące i prognozowane zmiany klimatyczne oddziaływać będą bezpośrednio na funkcjonowanie zespołów mikroorganizmów wodnych a przez to na cały ekosystem wodny. Ze względu na fakt, że  metody molekularne pozwalające wniknąć w strukturę taksonomiczną bakteriocenoz wodnych są intensywnie rozwijane dopiero od początków bieżącego wieku a badania nad jej związkiem z funkcją w ekosystemie są nawet obecnie w fazie początkowej, ciągle brak jest materiału porównawczego pozwalającego określić  długookresowy wpływ ocieplania się klimatu na mikrobiomy wód powierzchniowych, zwłaszcza w naszej szerokości geograficznej. Efektem nielicznych badań (np. Jiang i wsp 2012, Colby i wsp. 2020), skupiających się głównie na  ekosystemach zimnowodnych są wprawdzie bogate zbiory danych, których analiza prowadzi jedynie do konkluzji, że zmiany klimatyczne poprzez zmiany  parametrów środowiskowych mogą w znaczącym stopniu zmieniać strukturę i wpływać na funkcję zespołów bakterii wodnych.  Przypuszcza się, że wzrost przewidywanej temperatury wód oraz postępujący proces odtlenienia wód przydennych i osadów promować będzie mikroorganizmy termofilne, obligatoryjne lub fakultatywne beztlenowce (Camacho i wsp. 2017), w tym metanogenne Archeony. Choć badania Camacho i wsp. dotyczą słonych jezior w środkowej Hiszpanii to wraz ze wzrostem temperatury wód, pogłębiająca efekt cieplarniany, wzmożona produkcja metanu zachodzić prawdopodobnie będzie również  w bogatych w materię organiczną osadach dennych płytkich zbiorników wodnych Polski.

 Bardziej konkretnych wniosków dokumentujących wpływ zmian klimatycznych na strukturę zespołów bakterii w wodach dostarczają  prace dotyczące tzw. incydentów pogodowych (intensywne opady, silne wiatry). Wynika z nich, że aczkolwiek krótko po takim incydencie obserwowana jest zmiana stosunku ilościowego bakterii swobodnie pływających do osiadłych i czasowy wzrost aktywności metabolicznej zespołów mikroorganizmów w wodzie i osadach, to bakteriocenoza jako całość jest stosunkowo na takie incydenty odporna i szybko wraca do stanu początkowego (Ares i wsp. 2020, Hoke i wsp. 2020). Bardziej trwałe zmiany powodują incydenty „termiczne”. W mezokosmowych eksperymentach Grabowskiej i wsp. (2021) krótkookresowe, ekstremalne wzrosty temperatury wód powodują zarówno wyraźne zmiany struktury taksonomicznej jak również spadek bioróżnorodności mikrobiocenoz wodnych. Podobne efekty obserwowane były również w jeziorach kanadyjskich przez Colby’ego i wsp. (2019). Według Grabowskiej i wsp. (2021) zmiany te przekładają się jednak tylko w niewielkim stopniu na różnorodność fizjologiczną bakterioplanktonu zapewniającą przepływ materii przez ekosystem.

Woda stanowi zarówno środowisko życia bakterii autochtonicznych jak również medium pozwalające na przeżycie i rozprzestrzenianie się mikroflory chorobotwórczej, bytującej w glebach oraz organizmach zwierząt i człowieka. W związku z efektami zmian klimatycznych (spływy po nawalnych deszczach, transport powietrzny) wzrośnie prawdopodobieństwo pojawiania się związanych z wodą nowych i rozprzestrzeniania się dotąd rzadkich  chorób pochodzenia bakteryjnego czy wirusowego (waterborne deseases). Już obecnie notuje się ścisły związek pomiędzy obfitym spływem powierzchniowym a infekcjami układu pokarmowego (Kistemann i wsp. 2012). Wzrost temperatury wydłuża bowiem okres przeżycia w wodach patogennej flory allochtonicznej, przyspiesza jej namnażanie a nawet, w przypadku niektórych szczepów, zwiększa wirulencję (Jung i wsp. 2014, Levy i wsp. 2016). Choć większość znanych „waterborne deseases” notowano dotąd w rejonach podzwrotnikowych to w warunkach Polski na szczególną uwagę zasługuje możliwy wzrost zakażeń Legionella sp.,  Areomonas sp. a także patogenami z rodzajów Vibrio, Escherichia, Clostridium czy Pseudomonas. Konkludując, można założyć, że  zmiany struktury bakterii w wodach prowadzić będą do zmniejszenia bioróżnorodności bakteriocenoz, selekcjonowania się wysoce wyspecjalizowanych zespołów drobnoustrojów przystosowanych do jednorodnej niszy ekologicznej oraz bogatego w materię organiczną środowiska charakteryzującego się niskim stężeniem tlenu (niskim potencjałem red-ox) i wysokim stężeniem amoniaku (Colby i wsp. 2020). Wzrośnie także w nich udział mikroorganizmów patogennych.

Archaea to grupa prokaryotycznych mikroorganizmów zbliżona pod względem funkcjonalnym do bakterii wyodrębniona przez Carla Woese jako oddzielna domena dopiero w latach 70-tych ubiegłego wieku. Żyją one zarówno w wodach jak i osadach dennych i pomimo, że tolerują szerokie spektrum warunków, są charakterystyczne dla środowisk ekstremalnych, takich jak wody skrajnie odtlenione, o wysokiej temperaturze (sięgającej nawet 100^oC), silnie zakwaszone (pH < 1), czy roztwory o znacznym ciśnieniu osmotycznym (solanki) (Siliakus i wsp. 2017). Jako, że jest to grupa mikroorganizmów niezwykle trudna do badania, to wciąż stosunkowo niewiele wiadomo o ich roli w środowiskach słodkowodnych a praktycznie nic o wpływie zmian klimatycznych na ich strukturę taksonomiczną, aktywność i rolę w wodach śródlądowych. Można tu tylko spekulować, że zmiany te prowadzące do wzrostu temperatury, zwiększania się dostępności NH₄⁺, SO₄^2- oraz materii organicznej a także rozszerzania się stref beztlenowych w wodach promować będą w pewnym stopniu  termofilne Archaea a także gatunki archeonów zdolne do dekompozycji materii organicznej,  utleniania metanu w warunkach beztlenowych (w konsorcjach z bakteriami redukującymi siarczany) czy redukcji siarczanów. W ścisłej kooperacji z bakteriami biorą one również udział w procesach denitryfikacji. Ma to miejsce na granicy pomiędzy natlenioną i beztlenową warstwą wody, gdzie Archaea wykorzystując resztki tlenu przekształcając NH₄⁺ w NO₂^–, stwarzają tym samym warunki do utleniania jonu amonowego do N₂ przez bakterie w procesie ANAMOX  (Anoxic Ammonium Oxidation). Nie bez znaczenia jest fakt, że zarówno materia organiczna metan jak i NH₄^3-  są jednymi z głównych produktów  beztlenowego rozkładu materii organicznej gromadzącej się w nadmiarze w zbiornikach wodnych.

Chociaż opisane przemiany  uwalniając, w postaci gazów, węgiel i azot związane w materii organicznej będą się w pewnym stopniu przyczyniać do ograniczania skutków zmian klimatycznych i spowalniania tempa eutrofizacji ekosystemów wodnych, to rozwój w wodach metanogennych gatunków Archea może, poprzez uwalnianie CH₄ do atmosfery i wzmaganie w ten sposób efektu cieplarnianego, skutki tych zmian potęgować. Wzrost  stężenia CH₄ w atmosferze wynika z faktu, że chociaż tempo wytwarzania metanu w procesach beztlenowego rozkładu materii organicznej przez wszystkie mikroorganizmy jest prawdopodobnie wolniejsze niż tempo jego konsumpcji przez metanotrofy to sumuje się ono z produkcją tego gazu przez metanogenne archeony w procesach redukcji CO₂ za pomocą H₂ (Pandey i wsp. 2015).  O przewadze procesów metanogenezy nad metanotrofią świadczy chociażby fakt nagromadzenia się w skorupie ziemskiej złóż gazu ziemnego a hydratów wodzianu metanu w głębinach oceanów. Wzrastająca aktywność metanogenów połączona ze spowodowanym globalnym ociepleniem, rosnącym tempem uwalniania metanu z jego zasobów zdeponowanych w środowisku może, na zasadzie sprzężenia zwrotnego, przyspieszyć proces ocieplania się klimatu prowadząc do punktu, po przekroczeniu którego zmiany klimatyczne staną się niemożliwe do odwrócenia.    

6.2. Cyjanobakterie – główni beneficjenci zmian klimatycznych

Starannie udokumentowanym faktem wiążącym zmiany klimatyczne z przebudową struktury zespołów mikroorganizmów wodnych jest dominacja w zespołach fitoplanktonu cyjanobakterii. Pojawiają się one w wodach powierzchniowych Polski wcześniej niż zazwyczaj, często już w początkach lipca, a powodowane przez nie zakwity przedłużają się na wrzesień a często nawet na początek października. I tak na przykład już w latach 2010-2011, w szczycie sezonu (sierpień) w wodach Wielkich Jezior Mazurskich stanowiły one od 60 do prawie 100%  całkowitej biomasy i odpowiadały za ponad 60% całkowitej produkcji pierwotnej  fitoplanktonu (Siuda 2017).  W przyszłości, w wiosennych i jesiennych zakwitach wód warunki termiczne ograniczać będą rozwój gatunków glonów preferujących niższe optimum temperaturowe takich jak bruzdnice i okrzemki (Paerl 2014), co spowoduje zaburzenie istniejącej dotychczas sezonowej sekwencji zakwitów (okrzemki – zielenice i bruzdnice – cyjanobakterie – okrzemki) i wzrost udziału cyjanobakterii w zespołach fitoplanktonu, w ciągu całego sezonu wegetacyjnego. Oprócz podwyższonej temperatury wody  (> 25^oC) oraz ostrej stratyfikacji termicznej i długich okresów stabilności wód jeziornych dominację sinic ułatwi także ich szybsze, w porównaniu z glonami, tempo wzrostu (czas generacji gatunków tworzących zakwity to 0,7 – 7 dni, Stroom i Kardinaal 2016), zdolność do wytwarzania w krótkim czasie znacznej biomasy, oraz sprawność funkcjonowania w wysokim pH będącym efektem intensywnej asymilacji CO₂. Cyjanobakteryjnym zakwitom wód sprzyjać także będzie stałe, wysokie stężenie fosforu w wodzie, a w środowiskach w fosfor uboższych nawet krótkie okresy łatwiejszej dostępności tego pierwiastka. Pokrywanie zapotrzebowania fosforowego znacznie ułatwia cyjanobakteriom zdolność do pionowych migracji w słupie wody (Walsby i wsp. 1978) a także do gromadzenia w komórkach zapasów P w formie polifosforanów (Fay i Van Baalen 1987).  W warunkach powodowanego zmianami klimatycznymi kurczenia się epilimnionu i rozszerzania, strefy beztlenowej zapewnia im ona przewagę konkurencyjną dzięki zdolności do migracji pionowych w „poszukiwaniu” korzystnych warunków świetlnych i pokarmowych. Cecha  ta umożliwia cyjanobakteriom zarówno efektywną fotosyntezę w warunkach kurczącej się strefy fotycznej jak również korzystanie z  ortofosforanu przenikającego z zasilanej dopływem wewnętrznym strefy beztlenowej.

Niektórym gatunkom cyjanobakterii przewagę konkurencyjną nad innymi organizmami fitoplanktonowymi zapewnia także zdolność do wiązania azotu atmosferycznego. Zakwitom wód, zwłaszcza tym powodowanym przez gatunki wiążące N₂, sprzyjać będzie stężenie mineralnych form tego pierwiastka w wodzie  < 100 μg N l^-1 (Horne and Commins 1987) oraz  stosunek stężeń azotu do fosforu < 60:1 (Smith 1983, Nõges i wsp. 2008). W chwili obecnej i w przyszłości zdeterminowanej trwającymi zmianami klimatycznymi warunki takie występują i wystąpią w wielu, eutrofizujacych się w przyspieszonym tempie zbiornikach wodnych, w których czynnikiem limitującym produkcję pierwotną zamiast fosforu stanie się azot. Przykładem nasilającej się, wywołanej ociepleniem klimatu ekspansji cyjanobakterii  jest pojawienie się w polskich wodach i rozprzestrzenianie się w kierunku północnym nitkowatej

Przewidywana dominacja cyjanobakterii w zespołach fitoplanktonowych niesie ze sobą wiele niekorzystnych skutków dla jakości ekologicznej ekosystemów wód powierzchniowych, zarówno bezpośrednich jak i pośrednich. Skutkami  bezpośrednimi będą: znaczna nadprodukcja materii organicznej, uwalnianie do środowiska przez obumierające zakwity niektórych gatunków sinic szeregu cyjanotoksyn szkodliwych zarówno dla zwierząt i człowieka (Tab. 1) oraz widoczne pogorszenie cech organoleptycznych wody w postaci pojawiających się na brzegach gnijących mat obumarłych cyjanobakterii, odorów, oraz produktów gnicia.

Pośrednimi efektami ekspansji cyjanobakterii będą natomiast istotne zaburzenia we wszystkich elementach ekosystemu, począwszy od niekorzystnych zmian w chemizmie wody (spadek stężenia tlenu w słupie wody,  znaczne wahania pH, wzrost stężenia toksycznych dla zwierząt wodnych produktów rozkładu materii organicznej (takich jak H₂S i NH₃ powstający z NH₄⁺ w pH > 8.0), poprzez zaburzenia w transferze rozpuszczonej materii organicznej do wyższych poziomów troficznych, a na znacznym spadku bioróżnorodności skończywszy.

występującej do niedawna jedynie w subtropikalnych regionach świata (Kokociński i wsp. 2017). Może ona wytwarzać hepatotoksyczną cylindrospermopsynę (Ohtani et al. 1992) oraz  paralityczną saksytoksynę kumulującą się w jadalnych mięczakach (Lagos i wsp. 1999).

Przewidywana dominacja cyjanobakterii w zespołach fitoplanktonowych niesie ze sobą wiele niekorzystnych skutków dla jakości ekologicznej ekosystemów wód powierzchniowych, zarówno bezpośrednich jak i pośrednich. Skutkami  bezpośrednimi będą: znaczna nadprodukcja materii organicznej, uwalnianie do środowiska przez obumierające zakwity niektórych gatunków sinic szeregu cyjanotoksyn szkodliwych zarówno dla zwierząt i człowieka (Tab. 1) oraz widoczne pogorszenie cech organoleptycznych wody w postaci pojawiających się na brzegach gnijących mat obumarłych cyjanobakterii, odorów, oraz produktów gnicia. Pośrednimi efektami ekspansji cyjanobakterii będą natomiast istotne zaburzenia we wszystkich elementach ekosystemu, począwszy od niekorzystnych zmian w chemizmie wody (spadek stężenia tlenu w słupie wody,  znaczne wahania pH, wzrost stężenia toksycznych dla zwierząt wodnych produktów rozkładu materii organicznej (takich jak H₂S i NH₃ powstający z NH₄⁺ w pH > 8.0), poprzez zaburzenia w transferze rozpuszczonej materii organicznej do wyższych poziomów troficznych, a na znacznym spadku bioróżnorodności skończywszy.

6.3. Zmiany klimatyczne a „fizjologia” ekosystemów wodnych

Kluczowymi czynnikami determinującymi funkcjonowanie ekosystemów wodnych są temperatura, światło oraz dostępność OM i biogenów, a procesami jakie w nich zachodzą – produkcja pierwotna (P) i respiracja (R). Szybkość eutrofizacji i degradacji zbiornika wodnego zależy od różnicy pomiędzy tempem produkcji materii organicznej w zbiorniku zsumowanym z importem OM ze zlewni a  tempem jej respiracji (eksportu ze zbiornika do atmosfery w postaci CO₂).

Zgodnie z prawem van’t Hoffa spodziewane globalne ocieplenie przyspieszy tempo obydwu tych procesów. Jednak siła oddziaływania wzrostu temperatury na produkcję pierwotną zależną również od światła będzie mniejsza niż jej wpływ na procesy respiracji. Zwłaszcza, że dostarczająca substratów respiracyjnych temperaturo zależna enzymatyczna dekompozycja OM również ulegnie przyspieszeniu. Dlatego też w warunkach  zmieniającego się klimatu w wielu zbiornikach wodnych, szczególnie tych bardziej narażonych na zwiększony dopływ materii organicznej ze zlewni, stosunek P/R ulegnie zmniejszeniu. Z ekosystemów autotroficznych, gdzie przeważa produkcja materii organicznej (net authotrophic) staną się one heterotroficznymi, w której dominują procesy dekompozycji i respiracji OM (net heterotrophic) (Vincent 2009, Yvon-Durocher 2010).

Wydajność procesów samooczyszczania się wód jest funkcją różnicy pomiędzy tempem produkcji pierwotnej zsumowanej z tempem dopływu materii organicznej ze zlewni a tempem eksportu OM ze zbiornika. Najwydajniejszą drogą eksportu OM jest respiracja prowadząca do zamiany związków organicznych  w CO2 uwalnianego następnie do atmosfery. Mniej wydajne drogi to trwałe odkładanie OM w osadach dennych i jej wynoszenia poza zbiornik przez zwierzęta wodne i człowieka. Chociaż proces respiracji zachodzi także w warunkach beztlenowych to osiąga on maksymalną wydajność gdy nie jest limitowany brakiem tlenu. Wzrost biomasy fitoplanktonu i rosnąca dominacja w nim cyjanobakterii przełoży się wprawdzie na zwiększenie produkcji O₂, ale wzrost ten ograniczony będzie dostępnością światła do cienkiej warstwy powierzchniowej wód. Dodatkowo, przesycenie wody tlenem powodować będzie wzmożone uwalnianie go do atmosfery a zaostrzająca się stratyfikacja termiczna uniemożliwi przenikanie O₂ do głębszych warstw profilu pionowego zbiornika. Wprawdzie wzrost temperatury i zwiększony dopływ OM w następstwie intensywnej produkcji pierwotnej, ekstremalnych zjawisk pogodowych a także działalności człowieka spowoduje wzrost tempa procesów respiracyjnych, to jednak głównie beztlenowych, których wpływ na tempo eksportu OM ze zbiornika będzie ograniczony. Respiracja beztlenowa oraz fermentacja uwalniają wprawdzie z OM część węgla w postaci CO₂, ale głównie prowadzi do zamiany wielkocząsteczkowych związków organicznych w drobnocząsteczkowe związki organiczne i wodór przekształcane następnie w procesie metanogenezy do potęgującego efekt cieplarniany metanu.

O ile opisane zjawiska dotyczyć będą głównie jezior silnie zeutrofizowanych i podlegających ostrej stratyfikacji termiczno-tlenowej, to spodziewane zmiany klimatyczne zmienią, nawet bardziej drastycznie, „fizjologię” małych i płytkich zbiorników wodnych gromadzących istotną część  zasobów wód powierzchniowych Polski. Nawet te, które obecnie zachowują homeostazę znajdując się w tzw. „stanie czystej wody” staną się wysychającymi, silnie przeżyźnionymi zbiornikami o „wodzie mętnej”.

Podstawą łańcuchów i sieci pokarmowych w zbiornikach wodnych jest rozpuszczona materia organiczna (DOM), stanowiąca ponad 90% całkowitych zasobów materii organicznej w wodach. Jest ona wydzielana lub uwalniana przez żywe lub martwe organizmy fitoplanktonowe oraz wytwarzana w procesach degradacji organicznej materii upostaciowanej przez bakterie i pierwotniaki. Znaczną część, bo zwykle ponad 90-95% puli DOM, stanowi  materia organiczna stosunkowo oporna na rozkład mikrobiologiczny.  Powstaje ona zarówno w procesach biologicznych wewnątrz zbiornika  a także w znacznych ilościach dopływa do jego wód ze zlewni.  Związki organiczne wchodzące w skład DOM są dostępne wyłącznie dla bakterii, które wbudowują ją w swoją biomasę konsumowaną następnie przez mikrozooplankton uwalniający jej część z powrotem do środowiska udostępniając ją ponownie bakteriom.  Mechanizm ten określany mianem „pętli mikrobiologicznej” (Azam i wsp. 1983) umożliwia transfer DOM do wyższych poziomów troficznych bowiem mikrozooplankton (pierwotniaki i wrotki) stanowi bazę pokarmową stadiów larwalnych ryb oraz, wraz z fitoplanktonem – zooplanktonu skorupiakowego, na którym z kolei żerują ryby spokojnego żeru. Można więc powiedzieć, że zarówno zooplankton, ryby jak i rybożercy odżywiają się de facto materią organiczną rozpuszczoną w wodzie (Rys. 2).

Wzrost temperatury wód spowodowany globalnym ociepleniem przyspieszy zapewne metabolizm  mikroheterotrofów, co teoretycznie winno zwiększyć tempo procesów transferu DOM do wyższych poziomów troficznych. W rzeczywistości jednak procesy te najprawdopodobniej ulegną zaburzeniu i zwolnieniu. Do zmniejszenia się efektywności pętli mikrobiologicznej przyczyni się bowiem wzrost udziału w puli rozpuszczonej materii organicznej trudno dostępnej i wolno metabolizowanej przez mikroorganizmy frakcji opornej DOM. Będzie on następstwem zwiększonego spływu ze zlewni wielkocząsteczkowych związków organicznych (takich jak celuloza, hemiceluloza, kwasy humusowe, kwasy fulwowe, huminy itp.) a także substancji toksycznych dla bakterii (np. antybiotyków). Spadek zaś liczebności oraz zmiany w strukturze morfologicznej i gatunkowej zespołów zooplanktonu skorupiakowego, transferującego materię organiczną zawartą w ciałach bakterii i fitoplanktonu do wyższych pięter łańcucha troficznego, związany będzie z dominacją cyjanobakterii, zwłaszcza nitkowatych. Są one przez zooplankton konsumowane niechętnie, ze względu na blokowanie aparatu filtrującego oraz brak w ich komórkach nienasyconych kwasów tłuszczowych, (Dawidowicz et al. 1988; Gliwicz and Lampert 1990, Ahlgren et al. 1992, Wacker and von Elert 2001).

Oddziałując na poszczególne elementy mikrobiologicznych sieci i łańcuchów troficznych nadchodzące zmiany klimatyczne będą również wywierać istotny i wielokierunkowy wpływ na makrobiocenozy wodne. I tak np. wysoka temperatura i znacznie zwiększony spływ substancji biogennych oraz zawiesin mineralnych i organicznych doprowadzi do drastycznych zmian struktury dna i osadów dennych a także nasili procesy zarastania płytkich cieków i zbiorników wodnych (Fot. 4). 

Zamulanie dna doprowadzi do zaniku miejsc tarliskowych ryb reofilnych a niedostatek lub wahania zawartości tlenu w wodzie w okresach tarła (nadprodukcji w ciągu dnia i deficytu O₂ w godzinach nocnych) uniemożliwią prawidłowy rozwój ikry oraz stadiów larwalnych ryb, które w przeciwieństwie do form dorosłych są szczególnie wrażliwe na brak tlenu w wodzie ze względu na niedostateczny jeszcze rozwój skrzeli. Przyczyni się to do eliminacji niektórych gatunków ichtiofauny (w tym m. in. ryb łososiowatych, koregonidów, miętusa, brzany, certy, świnki, jelca, kiełbia oraz w dalszej perspektywie także klenia i jazia), ekspansji innych gatunków ryb (babek,  karasia srebrzystego, sumika karłowatego, trawianki i czebaczka amurskiego) a także do zaniku siedlisk wielu gatunków owadów, płazów i fauny bentosowej czy wreszcie nasili inwazję kormorana czarnego. Ta ostatnia  związana jest  między innymi z cieplejszym okresem lęgowym oraz łatwiejszym dostępem do pokarmu „wypychanego” ku powierzchni z coraz gorzej natlenionych, głębszych warstw wód. Choć opisane zjawiska obserwowane były przez autorów w Wielkich Jeziorach Mazurskich oraz w przyujściowym odcinku Narwi już ponad dwie-trzy dekady temu to w ostatnich latach uległy one widocznemu przyspieszeniu. Według  Ricciardi i Rasmussen (1999) oraz Sali i wsp. (2000) powodowane globalnym ociepleniem zmniejszanie się  bioróżnorodności w ekosystemach wodnych zachodzić będzie znacznie szybciej niż w lądowych, nawet w tych na nadchodzące zmiany najbardziej narażonych.

7. Czy można ograniczyć wpływ zmian klimatycznych na zasoby i jakość wód powierzchniowych Polski?

Zachowanie istniejących  zasobów wód powierzchniowych Polski w kontekście nadchodzących zmian klimatycznych wymaga długookresowego planowania oraz szeregu konsekwentnych i skoordynowanych działań w wielu dziedzinach gospodarki kraju oraz życia codziennego mieszkańców. Jako, że  aktualny stan, perspektywy i zagrożenia dla gospodarki wodnej w Polsce opisano szczegółowo w wielu raportach (np. Iwanicki i wsp. 2014, Chodubska i wsp. 2020, http://eko.org.pl/index_news.php?dzial=2&kat=20&art=2419) w niniejszym opracowaniu skupiono się jedynie na limnologicznych i biologicznych aspektach tego zagadnienia.

Wody powierzchniowe Polski obejmują wody zawarte w rzekach, jeziorach, zbiornikach zaporowych, stawach, rowach, zbiornikach astatycznych oraz terenach podmokłych. Poprzez tzw. mały cykl hydrologiczny są one ściśle powiązane zarówno z wielkością opadów jak również z  poziomem wód gruntowych. Największą antropopresję (40%) na ich stan wywierają zmiany hydromorfologiczne takie jak np. prostowanie i obudowywanie wałami rzek, likwidacja terenów zalewowych, melioracje, zapory, umocnienia brzegów (EEA Report No 7/2018). Sprzyjają one wprawdzie rozwojowi rolnictwa, produkcji energii czy ochronie przeciwpowodziowej, lecz zwiększają tempo odpływu wód do mórz i oceanów. Efektem sumowania się zachodzących tych zmian i potęgujących się problemów klimatycznych będzie przede wszystkim wypłycanie wielu rzek i mniejszych cieków oraz zanikanie, zwłaszcza niewielkich, zbiorników wodnych. Dlatego też kluczem do zachowania malejących zasobów wód powierzchniowych wynikającym wprost z bilansu wodnego Polski jest spowolnienie odpływu wód do Bałtyku przy jednoczesnym maksymalnym ograniczaniu wykorzystania zasobów wód gruntowych.  

Spowolnienie odpływu lub inaczej, zwiększenie naturalnej retencji wód wymagać będzie przede wszystkim zachowania już istniejących i tworzenia nowych terenów zalewowych, ścisłej ochrony terenów bagiennych oraz odtwarzania starych i tworzenia nowych połączeń starorzeczy z ciekami wodnymi. Zasadą powinno być również odmienne podejście do gospodarki wodno-ściekowej na terenach silnie zurbanizowanych i tych o zabudowie rozproszonej. W aglomeracjach miejskich gdzie temperatura powietrza bywa nawet o kilka stopni wyższa konieczna będzie likwidacja zbędnych, zwiększających parowanie, silnie nagrzewających się powierzchni wybetonowanych i pokrytych kostką lub asfaltem. Przyspieszając spływ wód deszczowych uniemożliwiają one  ich przenikanie do gruntu. Wody opadowe winny być gromadzone, o ile to możliwe – wstępnie oczyszczane oraz odprowadzane np. do stawów parkowych lub innych zbiorników i jako tzw. „grey waters” używane do nawadniania zieleni miejskiej.

Wobec braku odpowiednich terenów oraz dużego zużycia wody gospodarka ściekowa w dużych aglomeracjach musi być z konieczności zcentralizowana i opierać się na zwiększających spływ wód, rozbudowanych systemach kanalizacyjnych oraz rozbudowanych i nowoczesnych, centralnych oczyszczalniach ścieków. Na terenach o zabudowie rozproszonej, gdzie mieszkańcy korzystają z wód gruntowych obowiązującą zasadą winno być: „pobierz, wykorzystaj, oczyść i zwróć tam skąd pobrałeś”. Przestrzeganie tej reguły jest szczególnie uzasadnione w zlewni zbiorników o ujemnym bilansie wodnym, gdzie zwracanie oczyszczonych ścieków do gruntu nie grozi ich skażeniem i degradacją. Dalszy rozwój rozległych sieci kanalizacyjnych na tego typu terenach powinien być wstrzymany a istniejące już systemy, z kilometrami zakopanych rur odprowadzające ścieki do dużej oczyszczalni centralnej należy rozczłonkować. Ścieki płynące w tak powstałych podsystemach powinny być przekierowane do kilku mniejszych, oczyszczalni lokalnych, najlepiej hydrofitowych, odprowadzających oczyszczone ścieki do gruntu i bardziej przyjaznych dla środowiska niż funkcjonujące powszechnie oczyszczalnie typu SBR (Rys. 3).

Taka zmiana strategii byłaby np. korzystna dla rejonu Wielkich Jezior Mazurskich gdzie, wobec braku większych rzek oczyszczone ścieki zrzucane są wprost do jezior (Rys. 4, Siuda i Chróst 2011).

Wartością dodaną takiego rozwiązania byłoby zmniejszenie tempa obniżania się poziomu wód gruntowych, uniknięcie zagniwania ścieków w długich odcinkach systemów kanalizacyjnych a także oszczędności energii niezbędnej do funkcjonowania przepompowni.

Drugim po energetyce „konsumentem” zasobów wodnych jest rolnictwo. Wobec zachodzących zmian klimatycznych i przedłużających się okresów suszy i konieczności nawadniania pól niezbędne będzie przeorganizowanie zarówno struktury gatunkowej upraw, technologii ich nawożenia jak również ograniczenie i poddanie kontroli ciągle rosnącego, „rabunkowego” korzystania z zasobów wód gruntowych do nawadniania pól . Konsekwencją nieracjonalnego często i rozrzutnego gospodarowania wodami gruntowymi będzie obniżenie się lustra wody w wielu zbiornikach i rzekach, spowodowany tym wzrost stężenia substancji biogennych oraz znaczne przyspieszenie ich antropogenicznej eutrofizacji. Choć konieczność zastąpienia gatunków roślin uprawnych o dużych wymaganiach wodnych gatunkami o mniejszym zapotrzebowaniu na wodę to prawdopodobnie kwestia dalszej przyszłości, to dobre praktyki rolnicze (http://iung.pl/dpr/publikacje/kodeks_dobrej_praktyki_rolniczej.pdf) oraz oszczędności w zużyciu wód gruntowych, polegające np. na zastępowaniu, tam gdzie to możliwe, klasycznych deszczowni nawadnianiem kropelkowym winny być powszechnie wdrażane już dziś. Racjonalne wydaje się także rozważenie bardziej powszechnego wykorzystania w rolnictwie wód opadowych oraz zasobów zgromadzonych w rzekach i zbiornikach wodnych. Ograniczy to w pewnym stopniu „ucieczkę” wody rzekami do Bałtyku a w przypadku zbiorników wodnych może, poprzez swoisty recykling (wykorzystanie przez rośliny zawartych w wodzie związków fosforu i azotu), zmniejszyć zgromadzone w nich i przyspieszające eutrofizację, zasoby tych biogenów.

Oprócz zmian hydromorfologicznych czynnikiem intensyfikującym wpływ zmian klimatycznych na ekosystemy wód powierzchniowych Polski a zarazem ich uciążliwym efektem)  będzie również ich przyspieszona eutrofizacja prowadząca do dominacji cyjanobakterii, nadprodukcji trudno rozkładalnej biologicznie materii organicznej, inwazji gatunków obcych oraz szybkiego i drastycznego spadku bioróżnorodności (Nazari-Sharabian i wsp. 2018). Piśmiennictwo dotyczące przyczyn, skutków i metod zapobiegania antropogenicznej eutrofizacji wód jest niezwykle obszerne (https://en.wikipedia.org/wiki/ Eutrophication,  Farley 2012),  co powoduje, że temat ten jest dogłębnie i szeroko poznany. Dlatego też w kontekście wpływu zmian klimatycznych na ekosystemy wodne warto skupić się nieco bardziej na biotechnologiach służących do doraźnego zwalczania sinicowych zakwitów wód.  Co prawda zabiegi stosowane w tym celu to tylko rodzaj „objawowego leczenia”, zdominowanych przez cyjanobakterie, „chorych” zbiorników wodnych, ale zastosowane na czas i w prawidłowy sposób przynoszą spektakularne korzyści rozciągające się wszystkie elementy ekosystemu. Systematyczna eliminacja cyjanobakterii zmienia bowiem strukturę gatunkową fitoplanktonu, ułatwiając skuteczną konkurencję z cyjanobakteriami eukariotycznym glonom. Produkują one na ogół mniejsze ilości biomasy, a co ważniejsze są chętniej wykorzystywane przez pierwotniaki i zooplankton skorupiakowy. Tak więc choćby częściowa eliminacja cyjanobakterii prowadzi do zwiększenia wydajności pętli mikrobiologicznej, naprawy przerwanych łańcuchów i sieci pokarmowych a w konsekwencji do usprawnienia przepływu materii i energii przez ekosystem i wzrostu istniejącej w mim bioróżnorodności. Warunkiem absolutnie koniecznym przy zabiegach eliminacji sinicowych zakwitów wód jest „zgaszenie” zakwitu w momencie jego powstawania. Analiza zdjęć satelitarnych dowodzi bowiem, że w stadium początkowym ma on zwykle charakter lokalny a dopiero po pewnym czasie obejmuje cały ekosystem wodny. Jego likwidacja w zarodku nie tylko chroni przed sinicami pozostałe partie zbiornika lecz również  znacznie obniża koszty zabiegu a także zapobiega potencjalnej możliwości uwolnienia do wody dużych ilości cyjanotoksyn z rozpadających się komórek (Fan i wsp. 2013, Paerl i Otten 2013).

Niekorzystną stroną zabiegów „gaszących” sinicowe zakwity wód jest często ich nieselektywność w stosunku do innych składników biocenoz wodnych i konieczność stosunkowo częstego ich powtarzania skutkującego wprowadzaniem do wód znacznych ilości nieobojętnych dla środowiska algicydów. Wad tych są w dużym stopniu pozbawione preparaty oparte na uwalnianiu do wody aktywnych form tlenu (ROS, reactive oxygen species) działających selektywnie na cyjanobakterie (He i Häder 2002, Matthijs i wsp 2012, Thoo i wsp. 2020, Piel i wsp. 2020), a w tym opracowany w Zakładzie Ekologii Mikroorganizmów UW preparat CYANOXIDE^® (Chróst 2019) rozkładający się w wodzie do  ROS i powszechnie występujących w środowisku jonów Na⁺ oraz CO₃^–. Oprócz eliminacji sinic dezaktywuje on w pewnym stopniu również szkodliwe cyjanotoksyny.

8. Podsumowanie

Zmiany klimatu jakie obserwujemy początków poprzedniej dekady, a zwłaszcza znaczący wzrost średniej rocznej temperatury, który według prognoz może do końca bieżącego wieku sięgnąć nawet 5^oC przyniosą nieodwracalne zmiany w wielu śródlądowych ekosystemach wodnych i ich zlewniach. Efektem tych zmian będzie nie tylko przyspieszenie parowania oraz odpływu wody do mórz i oceanów prowadzące do obniżania się lustra wód gruntowych, wypłycania się rzek oraz zanikania mniejszych zbiorników wodnych, lecz również wzrost tempa procesów eutrofizacyjnych i drastycznego spadku bioróżnorodności. Zjawiska te wystąpią  zarówno w skali globalnej  jak i lokalnej. Chociaż organizacja przeciwdziałania globalnej katastrofie klimatycznej jest przede wszystkim domeną rządów i struktur ponadpaństwowych to spowolnienie, zatrzymanie a nawet odwrócenie niekorzystnych procesów zależeć będzie przede wszystkim od sumujących się wielu cząstkowych, pozornie mało znaczących lecz starannie zaplanowanych, skoordynowanych i konsekwentnie wdrażanych, działań na poziomie regionów i społeczności lokalnych. Powinny być one  połączone z edukacją, samoograniczeniem konsumpcji oraz zmianą mentalności i zwyczajów przeciętnego mieszkańca świata, Europy i Polski. Kluczowym, obok powietrza, adresatem tych działań winny być zasoby wód powierzchniowych będące nie tylko podstawą funkcjonowania gospodarki i społeczeństw, lecz również swoistym „krwioobiegiem” planety łączącym wszystkie inne ekosystemy warunkujące istnienie biosfery i jej istotnego elementu – człowieka. 

9. Literatura

[1]  Ahlgren G., Gustafsson I.B. and Boberg M. 1992. Fatty acid content and chemical composition of freshwater microalgae. J. Phycol. 28: 37– 52.

[2]  Ares Á, Brisbin M.M. , Sato K.N., Martín J.P., Iinuma Y., Satoshi Mitarai S. 2020. Extreme storms cause rapid but short-lived shifts in nearshore subtropical bacterial communities. Environmental microbiology 22: 4571- 4588, https://doi.org/10.1111/1462-2920.15178

[3]  Azam F., Fenchel T., Field J.G., Gray J.S., Meyer-Reil L.A., Thingstad F. 1983. “The Ecological Role of Water-Column Microbes in the Sea”. Marine Ecology Progress Series. 10: 257–263. doi:10.3354/meps010257

[4] Bajpai R., Sharama N.K., Rai A. 2011. Cyanotoxins: An emerging environmental concern. W: RP Sinha, NK Sharma, AK Rai Ed., Advances in Life Sciences, IK Publishers, IK Publishers, New Delhi, pp: 191.

[5]  Bielasik-Rosińska M., Maciaszek D., Kondzielski I. 2014. Dobra praktyka ograniczania zanieczyszczenia wód powierzchniowych środkami ochrony roślin w wyniku spływu powierzchniowego i erozji. http://www.topps-life.org/uploads/ 8/0/0/3/8003583/ pl_runoff_book.pdf

[6]  Borek D. ,Gorzelak M, Gustyn J., Kubecka A., Morytz-Balska E., Piłka R., Safader M., Wójcik J., Zielkowska A. 2020. Raport 2020. Polska na drodze zrównoważonego rozwoju, GUS. https://raportsdg.stat.gov.pl/2020/cel6.html

[7]  Calderaro F., Vione D. 2020. Possible Effect of Climate Change on Surface-Water Photochemistry: A Model Assessment of the Impact of Browning on the Photodegradation of Pollutants in Lakes during Summer Stratification. Epilimnion vs. Whole-Lake Phototransformation. Molecules  25, 2795; DOI:10.3390/molecules25122795

[8]  Camacho A., Picazo A., Rochera C., Santamans A.C., Morant D., Miralles-Lorenzo J., Castillo-Escrivà A. 2017. Methane Emissions in Spanish Saline Lakes: Current Rates, Temperature and Salinity Responses, and Evolution under Different Climate Change Scenarios.Water 9, https://doi.org/10.3390/w9090659

[9]   Chodubska A., Godyń I., Jakusik E., Kowalska B., Kubicka A., Przygrodzki P., Sajdak M., Thier A., Walczykiewicz T., Żelazny M. 2020. Współczesne problemy gospodarki wodnej w kontekście zagospodarowania przestrzennego. Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej − Państwowy Instytut Badawczy. https://imgw.pl/sites/default/files/2020-09/wspolczesne-problemy-gospodarki-wodnej-w-kontekscie-zagospodarowania-przestrzennego_0.pdf

[10] Chróst R.J. 2019. Likwidacja zakwitów i toksyn sinicowych w zbiornikach wodnych i na kąpieliskach w technologii CYANOXIDE. https://www.researchgate.net/publication/332909933_Likwidacja_zakwitow_i_toksyn_sinicowych_w_zbiornikach_wodnych_i_na_kapieliskach_w_technologii_CYANOXIDE

[11] Colby G.A., Ruuskanen  M.O., St. Pierre K.A., St. Louis V.L., Poulain A.J., Aris-Brosou  S. 2020. Climate change negatively impacts dominant microbes in the sediments of a High Arctic lake. bioRxiv preprint, doi: https://doi.org/10.1101/705178

[12] Czarnecka M., Nizgorska-Lencewicz  J.  2012 Wieloletnia zmienność sezonowych opadów w Polsce Woda -Środowisko Obszary wiejskie 12: 45–60

[13] Dawidowicz P., Gliwicz Z.M. and Gulati R.D. 1988. Can Daphnia prevent a blue-green algal bloom in hypertrophic lakes? A laboratory test. Limnologica (Berlin) 19: 21–26

[14] Degórska A., Frączkowski T., Gierczak T., Iwanek J., Juda-Rezler K., Klejnowski K., Kobus D., Krajny E., Markowicz K., Mitosek G., Ośródka L., Paciorek M., Pastuszka J., Pyta H., Reizer M., Rogula-Kopiec P., Rogula Kozłowska W., Skotak K., Toczko B., Trapp W. 2016. Pyły drobne w atmosferze Kompendium wiedzy o zanieczyszczeniu powietrza pyłem zawieszonym w Polsce. Biblioteka Monitoringu Środowiska Warszawa, http://www.gios.gov.pl/images/aktualnosci/Pyly_drobne_w_atmosferze.Kompendium_wiedzy.pdf

[15] Domagała M., Wanot B. 2019. Wpływ niesteroidowych leków przeciwzapalnych (NLPZ) na środowisko wodne oraz metody ich usuwania z wód. Technologia Wody, 1: 46-49

[16] EEA Report No 7/2018, European waters Assessment of status and pressures 2018. https://www.eea.europa.eu/publications/state-of-water/

[17] Fan J., Ho L., Hobson P., Brookes J. 2013. Evaluating the effectiveness of copper sulphate, chlorine, potassium permanganate, hydrogen peroxide and ozone on cyanobacterial cell integrity. Water research. 47 (14): 5153-5164

[18] Farley M. 2012. Eutrophication in Fresh Waters: An International Review. In: Bengtsson L., Herschy R.W., Fairbridge R.W. (eds) Encyclopedia of Lakes and Reservoirs. Encyclopedia of Earth Sciences Series. Springer, Dordrecht. https://doi.org/10.1007/978-1-4020-4410-6_79

[19] Fay, P. and Van Baalen, C. [Eds] 1987 The Cyanobacteria. Elsevier, Amsterdam, pp. 534

[20] Gliwicz Z.M., Lampert W. 1990. Food thresholds in Daphnia species in the absence and presence of blue–green filaments. Ecology 71: 691–702.

[21] Gołdyn 2014. Małe zbiorniki wodne jako ostoja bioróżnorodności. Fundacja Biblioteka Ekologiczna w Poznaniu Zakład Ochrony Wód, Wydział Biologii Uniwersytetu im. Adama Mickiewicza w Poznaniu. http://www.be.eko.org.pl/ksiazki/male_ zbiorniki_wodne.pdf

[22] Grabowska K., Kiersztyn B., Bukowska A., Siuda W., Ryszard J. Chróst R.J. 2021. Impact of temperature increasing on the taxonomic and metabolic structure of microbial communities – global warming context. Aquat. Microb. Ecol. (w druku)

[23] Gutry-Korycka M., Sadurski A., Kundzewicz Z.W., Pociask-Karteczka J., Skrzypczyk L. 2014. Zasoby wodne a ich wykorzystanie. Nauka 1: 77-98

[24] Hillbricht-Ilkowska A. 1993. Ekosystemy jeziorne a globalne zmiany klimatu. Kosmos 42:  107-121.

[25]  Hoke A.; Woodhouse J., Zoccarato L., McCarthy V., de Eyto E., Calderó-Pascual M., Geffroy E., Dillane M., Grossart H.-P., Jennings E. 2020.Impacts of Extreme Weather Events on Bacterial Community Composition of a Temperate Humic Lake. Water 2020, 12, 2757, https://doi.org/10.3390/w12102757

[26] Horne A. J., Commins M. L. 1987. Macronutrient controls on nitrogen fixation in planktonic cyanobacterial populations. „New Zealand Journal of Marine and Freshwater Research” 21, 423–33.

[27] Hughes D.J., Campbell D.A., Doblin M.A., Kromkamp J.C., Lawrenz E., Moore C.M.,  Oxborough K., Prášil O., Ralph P.J., Alvarez M.F., Suggett D.J. 2018. Roadmaps and Detours: Active Chlorophyll-a Assessments of Primary Productivity Across Marine and Freshwater Systems. Environmental Science & Technology 52: 12039-12054. DOI:10.1021/acs.est.8b03488

[28] Iwanicki J, Kindler J., Kundzewicz Z. W. 2014. Zagrożenia związane z wodą. Nauka 1:63-76

[29] Kauppinen, E. S., 2013. Trophic state of the Great Masurian Lakes system in the past, present and future – causes, mechanisms and effects of changes. PhD dissertation, University of Warsaw, Warsaw 2013, https://depotuw.ceon.pl/bitstream/handle/item/467/Elsi%20Kauppinen%20thesis.pdf?sequence=1

[30]  Jiang Y.,   Huang H.,  Ma T.,   Ru J., Blank S., Kurmayer, Deng L. 2019.  Temperature Response of Planktonic Microbiota in Remote Alpine Lakes.  Front. Microbiol.| https://doi.org/10.3389/ fmicb.2019.01714

[31] Jung A.V., Le Cann P., Roig B., Thomas O., Baures E., Thomas MF. 2014. Microbial Contamination Detection in Water Resources: Interest of Current Optical Methods, Trends and Needs in the Context of Climate Change. International Journal of Environmental Research and Public Health 11:4292–43, DOI: 10. 10.3390/ijerph110404292

[32] Kędziora A.: Podstawy Agrometeorologii. Państw. Wyd. Roln. i Leśn., Poznań 1999, s. 263.

[33] Kilham, S.C., Theriot, E.C. and Fritz, S.C. (1996) Linking planktonic diatoms and climate change in the large lakes of the Yellowstone ecosystem using resource theory. Limnology and Oceanography 41: 1052-1062

[34] Kistemann T., Rechenburg A, Höser Ch., Schreiber Ch., Frechen T., and Herbst S. 2012. Assessing the potential impacts of climate change on food- and waterborne diseases in Europe. Stockholm: ECDC, https://www.ecdc.europa.eu/en/climate-change/climate-change-europe/water-borne-diseases

[35] Kokociński M., Gągała I., Jasser I., Karosienė J., Kasperovičienė J., Kobos J., Koreivienė J., Soininen J., Szczurowska A., Woszczyk M. i wsp. 2017. FEMS Microbiology Ecology 93,  https://doi.org/10.1093/femsec/fix035

[36] Lagos N., Onodera H., Zagatto P.A., Andrinolo D., AzevedoS.M.F.Q. and Oshima Y. 1999. The first evidence of paralyticshellfish toxins in the freshwater cyanobacterium Cylindrospermopsis raciborskii, isolated from Brazil. Toxicon 37: 1359–1373.

[37] Leśny J., Juszczak R. 2005. Klimatyczny bilans wodny terenów rolniczych i leśnych. Woda-Środowisko-Obszary Wiejskie 5: 53-65.

[38] Levy K., Woster A.P., Goldstein R.S., Carlton E. J. 2016 Untangling the Impacts of Climate Change on Waterborne Diseases: a Systematic Review of Relationships between Diarrheal Diseases and Temperature, Rainfall, Flooding, and Drought. Environmental science & technology. 2016:50:4905–22. Doi:10.1021/acs.est.5b06186

[39] Mattim H. C. P., Visser P. M., Reeze B., Meeuse J., Slot P. C., Wijn G., Talens R., Huisman J. 2012. Selective suppression of harmful cyanobacteria in an entire lake with hydrogen peroxide. Water Research. 46: 1460- 1472

[40] Mooji, W.M.M., Hulsman, S., de Senerpont Domis, L.N., Nolet, B.A., Bodelier, P.L.E., Boers, P.C.M., Pires, L.M.D., Gons, H.J., Ibelings, B.W., Noordhuis, R., Portielje, R., Wolfstein, K. and Lammens, E.H.R.R. 2005. The impact of climate change on lakes in the Netherlands: a review. Aquatic Ecology 39, 381–400.

[41] NASA (2015a). Responding to Climate Change. http://climate.nasa.gov/splutions/adaptation-mitigation/

[42] Nazari-Sharabian M., Ahmad S., Karakouzian M. 2018. Climate Change and Eutrophication: A Short Review. Engineering, Technology & Applied Science Research 8: 3668-3672.

[43] Nöges P., Kangur K., Nöges T., Reinart A., Simola H., Viljanen M. 2008. Highlights of large lake research and management in Europe. „Hydrobiologia” 599, 259-276.

[44] Ohtani I., Moore R.E. and Runnegar M.T.C. 1992. Cylindrospermopsin – a potent hepatotoxin from the blue-green – alga Cylindrospermopsis raciborskii. J. Am. Chem. Soc. 114: 7941–7942.

[45] Ożgo M. 2010. Rola małych zbiorników wodnych w ochronie bioróżnorodności. Parki Nar.  Rez. Przyr.  29: 117-124.

[46] Paerl H. W., Otten T. G. 2013. Harmful cyanobacterial blooms: causes, consequences, and controls. Microbial ecology. 65 (4): 995-1010

[47] Paerl H.W. 2014. Mitigating Harmful Cyanobacterial Blooms in a Human- and Climatically-Impacted World. Life (Basel); 4: 988–1012.

doi: 10.3390/life4040988

[48] Pandey A.K., Das N., Muthu K.A., Rao S. 2015. Methanogens in the environment: an insight of methane yield and impact on global climate change. International Letters of Natural Sciences 37:1-60, https://doi.org/10.18052/www.scipress.com/ILNS.37.51

[49] Pełechaty M, Pronin E. 2015.  Rola roślinności wodnej i szuwarowej w funkcjonowaniu jezior i ocenie stanu ich wód. Stud Lim Tel 9: 25-34, https://ichtys.home.amu.edu.pl/SLETT/SLETT/slett%2009%201/slett09_1_pp_25-34.pdf

[50] Piel, T. , Sandrini, G. , White, E. , Xu, T. , Schuurmans, J.M. , Huisman, J. , and Visser, P.M. 2020. Suppressing cyanobacteria with hydrogen peroxide is more effective at high light intensities. Toxins 12: 18

[51] Raport ECDC, Projekt UE ENSEMBLES, http://ensemblesrt3.dmi.dk

[52] Ricciardi A. and Rasmussen J.B. 1999. Extinction rates of North American freshwater fauna. Conserv. Biol. 13: 1220–1222.

[53] Sala O.E., Chapin F.S., Armesto J.J., Berlow E., Bloomfield J., Dirzo R., Huber-Sanwald E., Huenneke L.F., Jackson R.B., Kinzig A., Leemans R., Lodge D.M., Mooney H.A., Oesterheld M., Poff N.L., Sykes M.T., Walker B.H., Walker M. and Wall D.H. 2000. Biodiversity – global biodiversity scenarios for the year 2100. Science 287: 1770–1774, https://doi.org/10.1126/science.287.5459.1770

[54] Sharpley A.N. 1985. Depth of surface soil-runoff interaction as affected by rainfall, soil slope and management. Soil Science Society of America Journal, 49: 1010–1015.

[55] Siliakus M.F., van der Oost J., Kengen S.W.M. 2017. Adaptations of archaeal and bacterial membranes to variations in temperature, pH and pressure. Extremophiles 21:651–670. doi:10.1007/s00792-017-0939-x

[56] Siuda W., Chróst R. 2011. Czy oczyszczalnie ścieków zagrażają jakości wód Wielkich Jezior Mazurskich. „Ekonatura” 12, 23-26.

[57] Siuda W, Kauppinen E.S, Kaliński T, Chróst R.J, Kiersztyn B (2017) The relationship
 between primary production and respiration in the photic zone of the Great Mazurian
 Lakes (GMLS), in relation to trophic conditions, plankton composition and other ecological factors. Polish J Ecol 65: 303-323. https://doi.org/10.3161/15052249PJE2017.65.3.001

[58] Smith V. H. 1983. Low nitrogen to phosphorus ratios favor dominance by blue-green algae in lakę phytoplankton. „Science” 221, 669-671.

[59] Stroom, J.M., Kardinaal, W.E.A. How to combat cyanobacterial blooms: strategy toward preventive lake restoration and reactive control measures. Aquat Ecol 50, 541–576 (2016). https://doi.org/10.1007/s10452-016-9593-0 Smith S.V., Renwick W.H., Bartley J.D., Buddemeier R.W.: Distribution and significance of small, artificial water bodies across the United States landscape. The Science of the Total Environment, 299: 21-36, 2002.

[60] Suchożebrski J. 2018. Zasoby wodne Polski. In: Zarządzanie Zasobami Wodnymi w Polsce; Global Compact Network Poland: Warsaw, Poland, 2018; pp. 92–96.

[61] Wacker A. and von Elert E. 2001. Polyunsaturated fatty acids: evidence for non-substitutable biochemical resources in Daphnia galeata. Ecology 82: 2507–2520.

[62] Wahl B., Peeters 2014. Effect of climatic changes on stratification and deep-water renewal in Lake Constance assessed by sensitivity studies with a 3D hydrodynamic model. Limnol Oceanogr. 59: 1035-1052. DOI:10.4319/lo.2014.59.3.1035

[63] Walsby A.E., Hayes P.K., Boje R., Stal L.J. 1997. The selective advantage of buoyancy provided by gas vesicles for planktonic cyanobacteria in the Baltic Sea. New Phytol. 1997;136:407–417. doi: 10.1046/j.1469-8137.1997.00754.x

[64] Williams A. 2005. The Theory of Alternative Stable States in Shallow Lake Ecosystems. DOI: 10.1002/047147844X.sw24

[65] Vincent W.F. 2009. Effects of Climate Change on Lakes. Elsevier Inc. pp. 55-60. https://www.academia.edu/30167457/Effects_of_Climate_Change_on_Lakes

[66] Vinnå R. , Medhaug L., Schmid I., M. et al. The vulnerability of lakes to climate change along an altitudinal gradient. Commun Earth Environ 2, 35 (2021). https://doi.org/10.1038/s43247-021-00106-w

[67] Yu-Ying He Y-Y., Häder D.P. 2002 Reactive oxygen species and UV-B: effect on cyanobacteria. Photochem Photobiol Sci, 1:729-36. doi: 10.1039/b110365m

[68] Yvon-Durocher G., Jones J. I., Trimmer M., Woodward G., Montoya J. M.2010.Warming alters the metabolic balance of ecosystems. Phil. Trans. R. Soc. B 365, 2117–2126, doi:10.1098/rstb.2010.0038

[69] Yvon-Durocher G. ,  Caffrey J.M. ,  Cescatti A.,  Dossena M., .Giorgio P,  Gasol J.M., Allen A.P. 2012 Reconciling the temperature dependence of respiration across timescales and ecosystem types. Nature, 487: 427 – 476476,  https://doi.org/10.1038/nature11205

[70] Zhang, Y. 2015. Effect of climate warming on lake thermal and dissolved oxygen stratifications: A review. Shuikexue Jinzhan/Advances in Water Science. 26. 130-139. DOI:10.14042/j.cnki.32.1309.2015.01.017

Źródła internetowe

http://www.gios.gov.pl/stansrodowiska/gios/pokaz_artykul/pl/front/stanwpolsce/zmiany_klimatyczne, GIOŚ

https://sozosfera.pl/ochrona-przyrody/male-zbiorniki-wodne-niedoceniane-w-obliczu-suszy/

http://www.gios.gov.pl/stansrodowiska/gios/pokaz_artykul/pl/front/stanwpolsce/zmiany_klimatyczne, GIOŚ

https://sozosfera.pl/ochrona-przyrody/male-zbiorniki-wodne-niedoceniane-w-obliczu-suszy/

http://eko.org.pl/index_news.php?dzial=2&kat=20&art=2419

http://iung.pl/dpr/publikacje/kodeks_dobrej_praktyki_rolniczej.pdf

https://en.wikipedia.org/wiki/Eutrophication

http://hydro.geo.uni.lodz.pl/index.php?page=zasoby-wodne, Zakład Hydrologii i Gospodarki Wodnej Uniwersytetu Łódzkiego

dr hab. Waldemar Siuda, prof. UW
mgr Karolina Grabowska
dr Bartosz Kiersztyn
Uniwersytet Warszawski,
Instytut Instytut Biologii Funkcjonalnej
i Ekologii, Zakład Hydrobiologii
Centrum Nauk Biologiczno-Chemicznych
Uniwersytetu Warszawskiego,
Laboratorium Ochrony i Rekultywacji Wód

Źródło: Technologia Wody 4/2021