Широтная зональность

Региональная и локальная дифференциация эпигеосферы

Широтная зональность

Дифференциация эпигеосферы на геосистемы различных порядков определяется неодинаковыми условиями ее развития в разных частях. Как уже отмечалось, существуют два главных уровня физико-географической дифференциации - региональный и локальный (или топологический), в основе которых лежат глубоко различные причины.

Региональная дифференциация обусловлена соотношением двух главнейших внешних по отношению к эпигеосфере энергетических факторов - лучистой энергии Солнца и внутренней энергии Земли. Оба фактора проявляются неравномерно как в пространстве, так и во времени. Специфические проявления того и другого в природе эпигеосферы и определяют две наиболее общие географические закономерности - зональность и азональность.

Под широтной (географической, ландшафтной) зональностью 1

подразумевается закономерное изменение физико-географических процессов, компонентов и комплексов (геосистем) от экватора к полюсам. Первичная причина зональности - неравномерное распределение коротковолновой радиации Солнца по широте вследствие шарообразности Земли и изменения угла падения солнечных лучей на земную поверхность. По этой причине на единицу площади приходится неодинаковое количество лучистой энергии Солнца в зависимости от широты. Следовательно, для существования зональности достаточно двух условий - потока солнечной радиации и шарообразности Земли, причем теоретически распределение этого потока по земной поверхности должно иметь вид математически правильной кривой (рис. 5, Ra). В действительности, однако, широтное распределение солнечной энергии зависит и от некоторых других факторов, имеющих также внешнюю, астрономическую, природу. Один из них - расстояние между Землей и Солнцем.

По мере удаления от Солнца поток его лучей становится все слабее, и можно представить себе такое расстояние (например, на какое отстоит от Солнца планета Плутон), при котором разница

Рис. 5. Зональное распределение солнечной радиации:

Ra- радиация на верхней границе атмосферы; суммарная радиация: Rcc- на. поверхности суши, Rco- на поверхности Мирового океана, Rcз- средняя для поверхности земного шара; радиационный баланс: Rс- на поверхности суши, Rо- на поверхности океана, Rз- средняя для поверхности земного шара

между экваториальными и полярными широтами в отношении инсоляции теряет свое значение - везде окажется одинаково холодно (на поверхности Плутона расчетная температура около - 230° С). При слишком большом приближении к Солнцу, напротив, во всех частях планеты оказалось бы чрезмерно жарко. В обоих крайних случаях невозможно существование ни воды в жидкой фазе, ни жизни. Земля оказалась наиболее «удачно» расположенной планетой по отношению к Солнцу.

Масса Земли также влияет на характер зональности, хотя и кос-

венно: она позволяет нашей планете (в отличие, например, от «легкой» Луны) удерживать атмосферу, которая служит важным фактором трансформации и перераспределения солнечной энергии.

Существенную роль играет наклон земной оси к плоскости эклиптики (под углом около 66,5°), от этого зависит неравномерное поступление солнечной радиации по сезонам, что сильно усложняет зональное распределение тепла, а

также влаги и обостряет зональные контрасты. Если бы земная ось была

перпендикулярна плоскости эклиптики, то каждая параллель получала бы в течение всего года почти одинаковое количество солнечного тепла и на Земле практически не было бы сезонной смены явлений.

Суточное вращение Земли, обусловливающее отклонение движущихся тел, в том числе воздушных масс, вправо в северном полушарии и влево - в южном, также вносит дополнительные усложнения в схему зональности.

Если бы земная поверхность была сложена каким-либо одним веществом и не имела неровностей, распределение солнечной радиации оставалось бы строго зональным, т.е., несмотря на осложняющее влияние перечисленных астрономических факторов, ее количество изменялось бы строго по широте и на одной параллели было бы одинаковым. Но неоднородность поверхности земного шара - наличие материков и океанов, разнообразие рельефа и горных пород и т. д.- обусловливает нарушение математически регулярного распределения потока солнечной энергии. Поскольку солнечная энергия служит практически единственным источником физических, химических и биологических процессов на земной поверхности, эти процессы неизбежно должны иметь зональный характер. Механизм географической зональности очень сложен, она проявляется далеко не однозначно в разной «среде», в различных компонентах, процессах, а также в разных частях эпигеосферы. Первым непосредственным результатом зонального распределения лучистой энергии Солнца является зональность радиационного баланса земной поверхности. Однако уже в распределении приходящей радиации мы

наблюдаем явное нарушение строгого соответствия с широтой. На рис. 51хорошо видно, что максимум приходящей к земной поверхности суммарной радиации отмечается не на экваторе, чего следовало бы ожидать теоретически,

а на пространстве между 20-й и 30-й параллелями в обоих полушариях -

северном и южном. Причина этого явления состоит в том, что на данных широтах атмосфера наиболее прозрачна для солнечных лучей (над экватором в атмосфере много облаков, которые отражают солнечные

1В СИ энергия измеряется в джоулях, однако до недавнего времени тепловую энергию было принято измерять в калориях. Поскольку во многих опубликованных географических работах показатели радиационного и теплового режимов выражены в калориях (или килокалориях), приводим следующие соотношения: 1 Дж = 0,239 кал; 1 ккал = 4,1868*103Дж; 1 ккал/см2= 41,868

лучи, рассеивают и частично поглощают их). Над сушей контрасты в прозрачности атмосферы особенно значительны, что находит четкое отражение в форме соответствующей кривой. Таким образом, эпигеосфера не пассивно, автоматически реагирует на поступление солнечной энергии, а по- своему перераспределяет ее. Кривые широтного распределения радиационного баланса несколько более сглажены, но они не являются простой копией теоретического графика распределения потока солнечных лучей. Эти кривые не строго симметричны; хорошо заметно, что поверхность океанов характеризуется более высокими цифрами, чем суша. Это также говорит об активной реакции вещества эпигеосферы на внешние энергетические воздействия (в частности, из-за высокой отражающей способности суша теряет значительно больше лучистой энергии Солнца, чем океан).

Лучистая энергия, полученная земной поверхностью от Солнца и преобразованная в тепловую, затрачивается в основном на испарение и на теплоотдачу в атмосферу, причем величины этих расходных статей

радиационного баланса и их соотношения довольно сложно изменяются по

широте. И здесь мы не наблюдаем кривых, строго симметричных для суши и

океана (рис. 6).

Важнейшие следствия неравномерного широтного распределения тепла -

зональность воздушных масс, циркуляции атмосферы и влагооборота. Под влиянием неравномерного нагрева, а также испарения с подстилающей поверхности формируются воздушные массы, различающиеся по своим температурным свойствам, влагосодержанию, плотности. Выделяют четыре основных зональных типа воздушных масс: экваториальные (теплые и влажные), тропические (теплые и сухие), бореальные, или массы умеренных широт (прохладные и влажные), и арктические, а в южном полушарии антарктические (холодные и относительно сухие). Неодинаковый нагрев и вследствие этого различная плотность воздушных масс (разное атмосферное давление) вызывают нарушение термодинамического равновесия в тропосфере и перемещение (циркуляцию) воздушных масс.

Если бы Земля не вращалась вокруг оси, воздушные потоки в атмосфере имели бы очень простой характер: от нагретых приэкваториальных широт воздух поднимался бы вверх и растекался к полюсам, а оттуда возвращался бы к экватору в приземных слоях тропосферы. Иначе говоря, циркуляция должна была иметь меридиональный характер и у земной поверхности в северном полушарии постоянно дули бы северные ветры, а в южном - южные. Но отклоняющее действие вращения Земли вносит в эту схему существенные поправки. В результате в тропосфере образуется несколько циркуляционных зон (рис. 7). Основные из них соответствуют четырем зональным типам воздушных масс, поэтому в каждом полушарии их получается по четыре: экваториальная, общая для северного и южного полушарий (низкое давление, штили, восходящие потоки воздуха), тропическая (высокое давление, восточные ветры), умеренная

Рис. 6. Зональное распределение элементов радиационного баланса:

1 - вся поверхность земного шара, 2 - суша, 3 - океан; LE - затраты тепла на

испарение, Р - турбулентная отдача тепла в атмосферу

(пониженное давление, западные ветры) и полярная (пониженное давление, восточные ветры) . Кроме того, различают по три переходные зоны - субарктическую, субтропическую и субэкваториальную, в которых типы циркуляции и воздушных масс сменяются по сезонам вследствие того, что летом (для соответствующего полушария) вся система циркуляции атмосферы смещается к «своему» полюсу, а зимой - к экватору (и противоположному полюсу) . Таким образом, в каждом полушарии можно выделить по семь циркуляционных зон.

Циркуляция атмосферы - мощный механизм перераспределения тепла и влаги. Благодаря ей зональные температурные различия на земной поверхности сглаживаются, хотя все-таки максимум приходится не на экватор, а на несколько более высокие широты северного полушария (рис. 8), что особенно четко выражено на поверхности суши (рис. 9).

Зональность распределения солнечного тепла нашла свое выра-

Рис. 7. Схема общей циркуляции атмосферы:

жение в традиционном представлении о тепловых поясах Земли. Однако континуальный характер изменения температуры воздуха у земной поверхности не позволяет установить четкую систему поясов и обосновать критерии их разграничения. Обычно различают следующие пояса: жаркий (со средней годовой температурой выше 20° С), два умеренных (между годовой изотермой 20° С и изотермой самого теплого месяца 10°С) и два холодных (с температурой самого теплого месяца ниже 10°); внутри последних иногда выделяют «области вечного мороза» (с температурой самого теплого месяца ниже 0° С). Эта схема, как и некоторые ее варианты, имеет чисто условный характер, и ландшафтоведческое значение ее невелико уже в силу крайнего схематизма. Так, умеренный пояс охватывает огромный температурный интервал, в который укладывается целая зима ландшафтных зон - от тундровой до пустынной. Заметим, что подобные температурные пояса не совпадают с циркуляционными,

С зональностью циркуляции атмосферы тесно связана зональность влагооборота и увлажнения. Это отчетливо проявляется в распределении атмосферных осадков (рис. 10). Зональность распреде-

Рис. 8. Зональное распределение температуры воздуха на поверхности земного шара: I - январь, VII - июль

Рис. 9. Зональное распределение тепла в уме-

Ренно континентальном секторе северного полушария:

t - средняя температура воздуха в июле,

сумма температур за период со средними суточны-

ми температурами выше 10° С

ления осадков имеет свою специфику, своеобразную ритмичность: три максимума (главный - на экваторе и два второстепенных в умеренных широтах) и четыре минимума (в полярных и тропических широтах) . Количество осадков само по себе не определяет условий увлажнения или влагообеспеченности природных процессов и ландшафта в целом. В степной зоне при 500 мм годовых осадков мы говорим о недостаточном увлажнении, а в тундре при 400 мм - об избыточном. Чтобы судить об увлажнении, нужно знать не только количество влаги, ежегодно поступающей в геосистему, но и то количество, которое необходимо для ее оптимального функционирования. Наилучшим показателем потребности во влаге служит испаряемость, т. е. количество воды, которое может испариться с земной поверхности в данных климатических условиях при допущений, что запасы влаги не ограниченны. Испаряемость - величина теоретическая. Ее

Рис. 10. Зональное распределение атмосферных осадков, испаряемости и коэффи-

циента увлажнения на поверхности суши:

1 - средние годовые осадки, 2 - средняя годовая испаряемость, 3 - превышение осадков над испаряемостью,

4 - превышение испаряемости над осадками, 5 - коэффициент увлажнения (по Высоцкому - Иванову)

следует отличать от испарения, т. е. фактически испаряющейся влаги, величина которой ограничена количеством выпадающих осадков. На суше испарение всегда меньше испаряемости.

На рис. 10 видно, что широтные изменения осадков и испаряемости не совпадают между собой и в значительной степени даже имеют противоположный характер. Отношение годового количества осадков к

годовой величине испаряемости может служить показателем климатического

увлажнения. Этот показатель впервые ввел Г. Н. Высоцкий. Еще в 1905 г. он использовал его для характерисТики природных зон европейской России. Впоследствии ленинградский климатолог Н. Н. Иванов построил изолинии этого отношения, которое назвал коэффициентом увлажнения (К), для всей суши Земли и показал, что границы ландшафтных зон совпадают с определенными значениями К: в тайге и тундре он превышает 1, в лесостепи равен

1,0-0,6, в степи - 0,6 - 0,3, в полупустыне - 0,3 - 0,12, в пустыне -

менее 0,12 1.

На рис. 10 схематично показано изменение средних значений коэффициента увлажнения (на суше) по широте. На кривой имеются четыре критические точки, где К переходит через 1. Величина, равная 1, означает, что условия увлажнения оптимальны: выпадающие осадки могут (теоретически) полностью испариться, проделав при этом полезную «работу»; если их

«пропустить» через растения, они обеспечат максимальную продукцию биомассы. Не случайно в тех зонах Земли, где К близок к 1, наблюдается наиболее высокая продуктивность растительного покрова. Превышение осадков над испаряемостью (К > 1) означает, что увлажнение избыточное: выпадающие осадки не могут полностью вернуться в атмосферу, они стекают по земной поверхности, заполняют впадины, вызывают заболачивание. Если осадки меньше испаряемости (К < 1), увлажнение недостаточное; в этих условиях обычно отсутствует лесная растительность, биологическая продуктивность низка, резко падает величина стока,.в почвах развивается засоление.

Надо заметить, что величина испаряемости определяется в первую очередь запасами тепла (а также влажностью воздуха, которая, в свою очередь, тоже зависит от термических условий). Поэтому отношение осадков к испаряемости можно в известной мере рассматривать как показатель соотношения тепла и влаги, или условий тепло- и водообеспеченности природного комплекса (геосистемы). Существуют, правда, и другие способы выражения соотношений тепла и влаги. Наиболее известен индекс сухости, предложенный М. И. Будыко и А. А. Григорьевым: R/Lr, где R - годовой радиационный баланс, L

- скрытая теплота испарения, r - годовая сумма осадков. Таким образом, этот индекс выражает отношение «полезного запаса» радиационного тепла к количеству тепла, которое нужно затратить, чтобы испарить все атмосферные осадки в данном месте.

По физическому смыслу радиационный индекс сухости близок к коэффициенту увлажнения Высоцкого - Иванова. Если в выражении R/Lr разделить числитель и знаменатель на L, то мы получим не что иное, как

отношение максимально возможного при данных радиационных условиях

испарения (испаряемости) к годовой сумме осадков, т. е. как бы перевернутый коэффициент Высоцкого - Иванова - величину, близкую к 1/К. Правда, точного совпадения не получается, поскольку R/L не вполне соответствует испаряемости, и в силу некоторых других причин, связанных с особенностями расчетов обоих показателей. Во всяком случае, изолинии индекса сухости также в общих чертах совпадают с границами ландшафтных зон, но в зонах избыточно влажных величина индекса получается меньше 1, а в аридных зонах - больше 1.

1См.: Иванов Н. Н. Ландшафтно-климатические зоны земного шара// Записки

Геогр. об-ва СССР. Нов. серия. Т. 1. 1948.

От соотношения тепла и увлажнения зависит интенсивность многих других физико-географических процессов. Однако зональные изменения тепла и увлажнения имеют разную направленность. Если запасы тепла в общем нарастают от полюсов к экватору (хотя максимум несколько смещен от экватора в тропические широты), то увлажнение изменяется как бы ритмически, образуя «волны» на широтной кривой (см. рис. 10). В качестве самой первичной схемы можно наметить несколько главных климатических поясов по соотношению теплообеспеченности и увлажнения: холодные влажные (к северу и к югу от 50°), теплые (жаркие) сухие (между 50° и 10°) и жаркий влажный (между 10° с. ш. и 10° ю. ш.).

Зональность выражается не только в среднем годовом количестве тепла и влаги, но и в их режиме, т. е. во внутригодовых изменениях. Общеизвестно, что экваториальная зона отличается наиболее ровным температурным режимом, для умеренных широт типичны четыре термических сезона и т. д. Разнообразны зональные типы режима осадков: в экваториальной зоне осадки выпадают более или менее равномерно, но с двумя максимумами, в субэкваториальных широтах резко выражен летний максимум, в средиземноморской зоне- зимний максимум, для умеренных широт характерно равномерное распределение с летним максимумом и т. д. Климатическая зональность находит отражение во всех других географических явлениях - в процессах стока и гидрологическом режиме, в процессах заболачивания и формирования грунтовых вод, образования коры выветривания и почв, в миграции химических элементов, в органическом мире. Зональность отчетливо проявляется в поверхностной толще океана (табл. 1). Географическая зональность находит яркое выражение в органическом мире. Не случайно ландшафтные зоны получили свои названия большей частью по характерным типам растительности. Неменее выразительна зональность почвенного покрова, которая послужила В. В. Докучаеву отправным пунктом для разработки учения о зонах природы, для определения зональности как

«мирового закона».

Иногда еще встречаются утверждения, будто в рельефе земной поверхности и геологическом фундаменте ландшафта зональность не проявляется, и эти компоненты называют «азональными». Делить географические компоненты на

«зональные» и «азональные» неправомерно, ибо в любом из них, как мы увидим в дальнейшем, сочетаются как зональные черты, так и азональные (мы пока не касаемся последних). Рельеф в этом отношении не составляет исключения. Как известно, он формируется под воздействием так называемых эндогенных факторов, имеющих типично азональную природу, и экзогенных, связанных с прямым или косвенным участием солнечной энергии (выветривание, деятельность ледников, ветра, текучих вод и т. д.). Все процессы второй группы имеют зональный характер, и создаваемые ими формы рельефа, называемые скульптурными

Ландшафтная зональность – закономерное изменение физико-географических процессов, компонентов и геосистем от экватора к полюсам.

Причина: неравномерное распределение коротковолновой солнечной радиации в следствии шарообразности Земли и наклона её орбиты. Сильнее всего зональность проявляется в изменении лимата, растительности, животного мира, почв. Менее контрастны эти изменения в грунтовых водах и литогенной основе.

Выражается в первую очередь в среднегодовом количестве тепла и влаги на разных широтах. Во-первых, это разное распределение радиационного баланса земной поверхности. Максимум – на 20 и 30 широтах, так как там облачность наименьшая в отличии от экватора. Отсюда следует неравномерное широтное распределение воздушных масс, циркуляции атмосферы и влагооборота.

Зональные типы ландшафтов – это ландшафты, сформированные в автономных условиях (плакорных, элювиальных), то есть под влиянием атмосферного увлажнения и зональных температурных условий.

Зоны стока:

экваториальная зона обильного стока.

Тропические зоны

Субтропические

Умеренные

Субполярные

Полярные

20. Географическая секторность и ее влияние на региональные ландшафтные структуры.

Закон секторности (иначезакон азональности , илипровинциальности , илимеридиональности ) - закономерность дифференциации растительного покрова Земли под действием следующих причин: распределением суши и моря, рельефом зелёной поверхности и составом горных пород.

Закон секторности является дополнением закона географической зональности, который рассматривает закономерности распределения растительности (ландшафтов) под воздействием распределения солнечной энергии по поверхности Земли в зависимости от поступающей солнечной радиации в зависимости от широты. Закон азональности рассматривает влияние перераспределения поступившей энергии солнца в виде изменения климатических факторов при продвижении в глубь материков (так называемое нарастание континентальности климата) или океанов, - характер и распределение осадков, число солнечных дней, среднемесячные температуры и прочее.

Секторность океанов. Выражается в распределении:

Речного стока (распреснение океанических вод).

Поступления взвешенных веществ, биогенов .

Солености вод, обусловленных испарением с поверхности океанов.

и других показателей. В целом, наблюдается существенное обеднение океанических вод в глубине океанов, так называемые океанические пустыни .

На материках закон секторности выражается в:

Циркумокеанической зональности , которая может быть нескольких видов:

а) симметричной - океаническое воздействие проявляется с одинаковой силой и протяженностью со всех сторон материка (Австралия);

б) асимметричной - где превалирует воздействие Атлантического океана (как следствие западного переноса), как на севере Евразии;

в) смешанной.

Нарастании континентальности по мере продвижения в глубь материка.

21. Высотная поясность как фактор ландшафтной дифференциации.

Высотная поясность – часть вертикальной зональности природных процессов и явлений, относящаяся только к горам. Смена природных зон в горах от подножия к вершине.

Причина – изменение теплового баланса с высотой. Величина солнечной радиации с высотой увеличивается, но излучение земной поверхности растёт ещё быстрее, вв результате радиационный баланс падает, температура тоже падает. Градиент здесь выше, чем в широтной зональности.

С падением температуры влажность падает тоже. Наблюдается барьерный эффект: дождевые облака подходят к наветренным склонам, поднимаются, конденсируются и выпадают осадки. В результате уже сухой и невлажный воздух переваливается через гору (к подветренному склону).

Каждой равнинной зоне присущ свой тип высотной поясности. Но это только внешне и не всегда, есть безаналоговые – альпийские луга, холодные пустыни Тибета и Памира. С приближением к экватору возможное число этих типов увеличивается.

Примеры: Урал – тундра и пояс Гольцов. Гималаи – субтропический лес, хвойный лес, бореальный хвойный лес, тундра. + Возможен вечный снег.

Отличия от зон: разреженность воздуха, циркуляция атмосферы, сезонные колебания температур и давлений, геоморфологические процессы.

Под широтной зональностью (ландшафтной, географической) понимают закономерное изменение физико-географических процессов, компонентов и комплексов (геосистем) от экватора к полюсам.

Причина зональности – неравномерное распределение солнечной радиации по широте.

Неравномерное распределение солнечной радиации обусловливается шарообразной формой Земли и изменением угла падения солнечных лучей на земную поверхность. Наряду с этим широтное распределение солнечной энергии зависит и от ряда других факторов – расстояния от Солнца до Земли и массы Земли. По мере удаления Земли от Солнца уменьшается количество солнечной радиации, приходящее на Землю, а по мере приближения – увеличивается. Масса Земли влияет на зональность косвенно. Она удерживает атмосферу, а атмосфера способствует трансформации и перераспределению солнечной энергии. Наклон земной оси под углом 66,5° определяет неравномерное сезонное поступление солнечной радиации, что усложняет зональное распределение тепла, влаги и усиливает зональную контрастность. Отклонение движущихся масс, в том числе и воздушных, вправо – в северном и влево – в южном полушарии вносят дополнительное усложнение в зональность.

Неоднородность поверхности земного шара – наличие материков и океанов, разнообразие форм рельефа ещё в большей степени усложняют распределение солнечной энергии, а следовательно, зональности. Физические, химические, биологические процессы протекают под воздействием солнечной энергии, и отсюда следует, что они имеют зональный характер.

Механизм географической зональности очень сложен, поэтому она проявляется в различных компонентах, процессах, отдельных частях эпигеосферы далеко не однозначно.

Результаты зонального распределения лучистой энергии – зональность радиационного баланса земной поверхности.

Максимум суммарной радиации приходится не на экватор, а на пространство между 20-й и 30-й параллелями, так как атмосфера здесь более прозрачна для солнечных лучей.

Лучистая энергия в виде тепла затрачивается на испарение и теплоотдачу. Расход тепла на них довольно сложно меняется по широте. Архиважным следствием неравномерной широтной трансформации тепла являются зональность воздушных масс, циркуляция атмосферы и влагооборота. Под воздействием неравномерного нагрева, испарения влаги с подстилающей поверхности формируются зональные типы воздушных масс с различными температурами, влагосодержанием, плотностью. Зональные типы воздушных масс включают экваториальные (тёплые, влажные), тропические (тёплые, сухие), бореальные умеренных широт (прохладные и влажные), арктические и в южном полушарии антарктические (холодные и относительно сухие) воздушные массы. Неодинаковый нагрев, а следовательно, различная плотность воздушных масс (разное атмосферное давление) вызывают нарушение термодинамического равновесия в тропосфере и перемещение воздушных масс. Если бы земля не вращалась, то воздух поднимался бы в пределах приэкваториальных широт и растекался к полюсам, а от них возвращался к экватору в приземной части тропосферы. Циркуляция имела бы меридиональный характер. Однако вращение Земли вносит серьёзное отклонение от этой закономерности, и в тропосфере образуется несколько циркуляционных схем. Они соответствуют 4-м зональным типам воздушных масс. В связи с этим в каждом полушарии их получается по 4: экваториальная, общая для северного и южного полушарий (низкое давление, штили, восходящие потоки воздуха), тропическая (высокое давление, восточные ветры), умеренная (пониженное давление, западные ветры) и полярные (пониженное давление, восточные ветры). Здесь же выделяются 3 переходные зоны – субарктическая, субтропическая, субэкваториальная, в которых типы циркуляции и воздушных масс сменяются по сезонам.

Циркуляция атмосферы – движитель, механизм трансформации тепла и влаги. Она сглаживает температурные различия на земной поверхности. Распределение тепла определяет выделение следующих тепловых поясов: жаркого (среднегодовая температура выше 20°С); двух умеренных (между годовой изотермой 20°С и изотермой самого тёплого месяца 10°С); двух холодных (температура самого тёплого месяца ниже 10°С). Внутри холодных поясов, иногда, выделяют «области вечного мороза» (температура самого тёплого месяца ниже 0°С).

Зональность циркуляции атмосферы тесно связана с зональностью влагооборота и увлажнения. Количество осадков и величина испаряемости определяют условия увлажнения и влагообеспеченности ландшафтов в целом. Коэффициент увлажнения (определяется отношением Q / Исп., где Q – годовое количество осадков, а Исп.

– годовая величина испаряемости) является показателем климатического увлажнения. Границы ландшафтных зон совпадают с определёнными значениями коэффициента увлажнения: в тайге – 1,33; лесостепи – 1–0,6; степи – 0,6–0,3; полупустыне – 0,3–0,12.

Когда коэффициент увлажнения приближен к 1, условия увлажнения оптимальны, а когда коэффициент увлажнения меньше 1 – увлажнение недостаточно.

Показателем тепло- и влагообеспеченности является индекс сухости М.И. Будыко R / Lr, где R – радиационный баланс, Lr – количество тепла, необходимое для испарения годового количества осадков.

Зональность выражается не только в среднем годовом количестве тепла и влаги, но и их режиме – внутригодовых изменениях. Экваториальная зона характеризуется ровным температурным режимом, для умеренных широт характерно четыре сезона. Климатическая зональность проявляется во всех географических явлениях – в процессах стока, гидрологическом режиме.

Географическая зональность очень хорошо прослеживается в органическом мире. В силу этого обстоятельства ландшафтные зоны получили свои названия по характерным типам растительности: арктическая, тундровая, таёжная, лесостепная, степная, сухостепная, полупустынная, пустынная.

Не менее чётко выражена зональность почвенного покрова, которая предвосхитила разработку В.В. Докучаевым учения о зонах природы. В европейской части России с севера на юг наблюдается последовательное шествие почвенных зон: арктических почв, тундрово-глеевых, подзолистых почв таёжной зоны, серых лесных и чернозёмов лесостепи, чернозёмов степной зоны, каштановых почв сухой степи, бурых полупустынных и серо-бурых пустынных почв.

Зональность проявляется как в рельефе земной поверхности, так и в геологическом фундаменте ландшафта. Рельеф формируется под воздействием эндогенных факторов, имеющих азональную природу, и экзогенных, развивающихся при прямом или косвенном участии солнечной энергии, которая имеет зональный характер. Так, для арктической зоны характерны: нагорные ледниковые равнины, ледниковые потоки; для тундры – термокарстовые впадины, бугры пучения, торфяные бугры; для степи – овраги, балки, просадочные западины, а для пустыни – эоловые формы рельефа.

В строении земной коры проявляются зональные и азональные черты. Если изверженные породы имеют азональное происхождение, то осадочные формируются при непосредственном участии климата, почвообразования, стока, имеют явно выраженные черты зональности.

В мировом океане зональность наиболее хорошо прослеживается в поверхностной толще, проявляется она и в нижележащей его части, но менее контрастно. На дне океанов и морей она косвенно проявляется в характере донных отложений (илов), имеющих большей частью органическое происхождение.

Из вышеизложенного следует, что зональность – универсальная географическая закономерность, которая проявляется во всех ландшафтообразующих процессах и в размещении геосистем на земной поверхности.

Зональность является производным не только современного климата. Зональность имеет свой возраст и свою историю развития. Современная зональность складывалась в основном в кайназое. Кайназой (эра новой жизни) – пятая эра в истории земли. Она следует за мезозоем и подразделяется на два периода – третичный и четвертичный. Существенные изменения в ландшафтных зонах связаны с материковыми оледенениями. Максимальное оледенение простиралось более чем на 40 млн км2, при этом динамика оледенения определяла смещение границ отдельных зон. Ритмические смещения границ отдельных зон прослеживаются и в последнее время. На отдельных этапах эволюции таёжной зоны она простиралась до берегов Северного Ледовитого океана, зона тундры в современных границах существует лишь в последние тысячелетия.

Основной причиной смещения зон являются макроклиматические изменения. Они тесно связаны с астрономическими факторами (колебаниями солнечной активности, изменениями оси вращения Земли, изменениями приливообразующих сил).

Компоненты геосистем перестраиваются с разной скоростью. Так, Л.С. Берг отмечал, что растительность и почвы не успевают перестраиваться, поэтому на территории «новой зоны» могут долго сохраняться реликтовые почвы и растительность. Примером можно считать: подзолистые почвы на побережье Северного Ледовитого океана, серые лесные почвы со вторым гумусовым горизонтом на месте бывших сухих степей. Рельеф и геологическое строение отличается большим консерватизмом.

Под широтной (географической, ландшафтной) зональностью подразумевается закономерное изменение различных процессов, явлений, отдельных географических компонентов и их сочетаний (систем, комплексов) от экватора к полюсам. Зональность в эле­ментарной форме была известна еще ученым Древней Греции, но первые шаги в научной разработке теории мировой зональности связаны с именем А. Гумбольдта, который в начале XIX в. обосно­вал представление о климатических и фитогеографических зонах Земли. В самом конце XIX в. В. В.Докучаев возвел широтную (по его терминологии горизонтальную) зональность в ранг мирового закона.

Для существования широтной зональности достаточно двух условий - наличия потока солнечной радиации и шарообразнос­ти Земли. Теоретически поступление этого потока к земной по­верхности убывает от экватора к полюсам пропорционально ко­синусу широты (рис. 3). Однако на фактическую величину инсоля­ции, поступающей на земную поверхность, влияют и некоторые другие факторы, имеющие также астрономическую природу, в том числе расстояние от Земли до Солнца. По мере удаления от Солнца поток его лучей становится слабее, и на достаточно даль­нем расстоянии разница между полярными и экваториальными широтами теряет свое значение; так, на поверхности планеты Плутон расчетная температура близка к -230 °С. При слишком боль­шом приближении к Солнцу, напротив, во всех частях планеты оказывается слишком жарко. В обоих крайних случаях невозможно существование воды в жидкой фазе, жизни. Земля, таким обра­зом, наиболее «удачно» расположена по отношению к Солнцу.

Наклон земной оси к плоскости эклиптики (под углом около 66,5°) определяет неравномерное поступление солнечной радиа­ции по сезонам, что существенно усложняет зональное распреде-

Масса Земли также влияет на характер зональности, хотя и косвенно: она позволяет планете (в отличие, например, от «лег-

171 кой» Луны) удерживать атмосферу, которая служит важным фак­тором трансформации и перераспределения солнечной энергии.

При однородном вещественном составе и отсутствии неровно­стей количество солнечной радиации изменялось бы на земной поверхности строго по широте и было бы одинаковым на одной и той же параллели, несмотря на осложняющее влияние перечис­ленных астрономических факторов. Но в сложной и неоднород­ной среде эпигеосферы поток солнечной радиации перераспреде­ляется и претерпевает разнообразные трансформации, что ведет к нарушению его математически правильной зональности.

Поскольку солнечная энергия служит практически единствен­ным источником физических, химических и биологических про­цессов, лежащих в основе функционирования географических компонентов, в этих компонентах неизбежно должна проявляться широтная зональность. Однако проявления эти далеко не одно­значны, и географический механизм зональности оказывается достаточно сложным.

Уже проходя через толщу атмосферы, солнечные лучи частич­но отражаются, а также поглощаются облаками. В силу этого мак­симальная радиация, приходящая к земной поверхности, наблю­дается не на экваторе, а в поясах обоих полушарий между 20-й и 30-й параллелями, где атмосфера наиболее прозрачна для сол­нечных лучей (рис. 3). Над сушей контрасты прозрачности атмос­феры более значительны, чем над Океаном, что находит отраже­ние в рисунке соответствующих кривых. Кривые широтного рас­пределения радиационного баланса несколько более сглажены, но хорошо заметно, что поверхность Океана характеризуется бо­лее высокими цифрами, чем суша. К важнейшим следствиям ши-ротно-зонального распределения солнечной энергии относятся зональность воздушных масс, циркуляции атмосферы и влаго­оборота. Под влиянием неравномерного нагрева, а также испаре­ния с подстилающей поверхности формируются четыре основных зональных типа воздушных масс: экваториальные (теплые и влаж­ные), тропические (теплые и сухие), бореальные, или массы уме­ренных широт (прохладные и влажные), и арктические, а в Юж­ном полушарии антарктические (холодные и относительно сухие).

Различие в плотности воздушных масс вызывает нарушения термодинамического равновесия в тропосфере и механическое пе­ремещение (циркуляцию) воздушных масс. Теоретически (без учета влияния вращения Земли вокруг оси) воздушные потоки от на­гретых приэкваториальных широт должны были подниматься вверх и растекаться к полюсам, а оттуда холодный и более тяжелый воздух возвращался бы в приземном слое к экватору. Но отклоня­ющее действие вращения планеты (сила Кориолиса) вносит в эту схему существенные поправки. В результате в тропосфере образу­ется несколько циркуляционных зон или поясов. Для экватори-

172 ального пояса характерны низкое атмосферное давление, штили, восходящие потоки воздуха, для тропических - высокое давле­ние, ветры с восточной составляющей (пассаты), для умеренных - пониженное давление, западные ветры, для полярных - пони­женное давление, ветры с восточной составляющей. Летом (для соответствующего полушария) вся система циркуляции атмосфе­ры смещается к «своему» полюсу, а зимой - к экватору. Поэтому в каждом полушарии образуются три переходных пояса - субэк­ваториальный, субтропический и субарктический (субантаркти­ческий), в которых типы воздушных масс сменяются по сезонам. Благодаря циркуляции атмосферы зональные температурные различия на земной поверхности несколько сглаживаются, одна­ко в Северном полушарии, где площадь суши значительно боль­ше, чем в Южном, максимум теплообеспеченности сдвинут к се­веру, примерно до 10 - 20° с. ш. С древнейших времен принято различать на Земле пять тепловых поясов: по два холодных и уме­ренных и один жаркий. Однако такое деление имеет чисто услов­ный характер, оно крайне схематично и географическое значение его невелико. Континуальный характер изменения температуры воздуха у земной поверхности затрудняет разграничение тепло­вых поясов. Тем не менее, используя в качестве комплексного ин­дикатора широтно-зональную смену основных типов ландшаф­тов, можно предложить следующий ряд тепловых поясов, сменя­ющих друг друга от полюсов к экватору:

1) полярные (арктический и антарктический);

2) субполярные (субарктический и субантарктический);

3) бореальные (холодно-умеренные);

4) суббореальные (тепло-умеренные);

5) пред субтропические;

6) субтропические;

7) тропические;

8) субэкваториальные;

9) экваториальный.

С зональностью циркуляции атмосферы тесно связана зональ­ность влагооборота и увлажнения. В распределении осадков по широте наблюдается своеобразная ритмичность: два максимума (главный - на экваторе и второстепенный в бореальных широ­тах) и два минимума (в тропических и полярных широтах) (рис. 4). Количество осадков, как известно, еще не определяет условий увлажнения и влагообеспеченности ландшафтов. Для этого необ­ходимо соотнести количество ежегодно выпадающих атмосфер­ных осадков с тем количеством, которое необходимо для опти­мального функционирования природного комплекса. Наилучшим интегральным показателем потребности во влаге служит величи­на испаряемости, т. е. предельного испарения, теоретически воз­можного при данных климатических (и прежде всего температур-

ных) условиях. Г. Н. Высоцкий впервые использовал еще в 1905 г. указанное соотношение для характеристики природных зон Евро­пейской России. Впоследствии Н. Н. Иванов независимо от Г. Н. Вы­соцкого ввел в науку показатель, получивший известность как коэффициент увлажнения Высоцкого - Иванова:

К=г/Е,

где г - годовая сумма осадков; Е - годовая величина испаряемости 1 .

1 Для сравнительной характеристики атмосферного увлажнения используется также индекс сухости RfLr, предложенный М.И.Будыко и А. А. Григорьевым: где R - годовой радиационный баланс; L - скрытая теплота испарения; г - годо­вая сумма осадков. По своему физическому смыслу этот индекс близок к показа­телю, обратному К Высоцкого-Иванова. Однако его применение дает менее точные результаты.

На рис. 4 видно, что широтные изменения осадков и испаряе­мости не совпадают и в значительной степени имеют даже проти­воположный характер. В результате на широтной кривой К в каж­дом полушарии (для суши) выделяются две критические точки, где К переходит через 1. Величина К- 1 соответствует оптимуму атмосферного увлажнения; при К> 1 увлажнение становится из­быточным, а при К< 1 - недостаточным. Таким образом, на по­верхности суши в самом общем виде можно выделить экватори­альный пояс избыточного увлажнения, два симметрично распо­ложенных по обе стороны от экватора пояса недостаточного ув­лажнения в низких и средних широтах и два пояса избыточного увлажнения в высоких широтах (см. рис. 4). Разумеется, это сильно генерализованная, осредненная картина, не отражающая, как мы увидим в дальнейшем, постепенных переходов между поясами и существенных долготных различий внутри них.

Интенсивность многих физико-географических процессов за­висит от соотношения теготообеспеченности и увлажнения. Одна­ко нетрудно заметить, что широтно-зональные изменения тем­пературных условий и увлажнения имеют разную направлен­ность. Если запасы солнечного тепла в общем нарастают от по­люсов к экватору (хотя максимум несколько смещен в тропиче­ские широты), то кривая увлажнения имеет резко выраженный волнообразный характер. Не касаясь пока способов количествен­ной оценки соотношения теплообеспеченности и увлажнения, наметим самые общие закономерности изменения этого соотно­шения по широте. От полюсов примерно до 50-й параллели уве­личение теплообеспеченности происходит в условиях постоянно­го избытка влаги. Далее с приближением к экватору увеличение запасов тепла сопровождается прогрессирующим усилением су­хости, что приводит к частой смене ландшафтных зон, наиболь­шему разнообразию и контрастности ландшафтов. И лишь в от­носительно неширокой полосе по обе стороны от экватора на­блюдается сочетание больших запасов тепла с обильным увлаж­нением.

Для оценки влияния климата на зональность других компонен­тов ландшафта и природного комплекса в целом важно учитывать не только средние годовые величины показателей тепло- и влаго-обеспеченности, но и их режим, т.е. внутригодовые изменения. Так, для умеренных широт характерна сезонная контрастность термических условий при относительно равномерном внутриго-довом распределении осадков; в субэкваториальном поясе при небольших сезонных различиях в температурных условиях резко выражен контраст между сухим и влажным сезонами и т.д.

Климатическая зональность находит отражение во всех других географических явлениях - в процессах стока и гидрологическом режиме, в процессах заболачивания и формирования грунтовых

175 вод, образования коры выветривания и почв, в миграции хими­ческих элементов, а также в органическом мире. Зональность от­четливо проявляется и в поверхностной толще Мирового океана. Особенно яркое, в известной степени интегральное выражение географическая зональность находит в растительном покрове и почвах.

Отдельно следует сказать о зональности рельефа и геологиче­ского фундамента ландшафта. В литературе можно встретить вы­сказывания, будто эти компоненты не подчиняются закону зо­нальности, т.е. азональны. Прежде всего надо заметить, что де­лить географические компоненты на зональные и азональные не­правомерно, ибо в каждом из них, как мы увидим, проявляются влияния как зональных, так и азональных закономерностей. Рель­еф земной поверхности формируется под воздействием так назы­ваемых эндогенных и экзогенных факторов. К первым относятся тектонические движения и вулканизм, имеющие азональную при­роду и создающие морфоструктурные черты рельефа. Экзогенные факторы связаны с прямым или косвенным участием солнечной энергии и атмосферной влаги и создаваемые ими скульптурные формы рельефа распределяются на Земле зонально. Достаточно напомнить о специфических формах ледникового рельефа Аркти­ки и Антарктики, термокарстовых впадинах и буграх пучения Субарктики, оврагах, балках и просадочных западинах степной зоны, эоловых формах и бессточных солончаковых впадинах пус­тыни и т.д. В лесных ландшафтах мощный растительный покров сдерживает развитие эрозии и обусловливает преобладание «мяг­кого» слаборасчлененного рельефа. Интенсивность экзогенных гео­морфологических процессов, например, эрозии, дефляции, кар-стообразования, существенно зависит от широтно-зональных ус­ловий.

В строении земной коры также сочетаются азональные и зо­нальные черты. Если изверженные породы имеют безусловно азо­нальное происхождение, то осадочная толща формируется под непосредственным влиянием климата, жизнедеятельности орга­низмов, почвообразования и не может не носить на себе печати зональности.

На всем протяжении геологической истории осадкообразова­ние (литогенез) неодинаково протекало в разных зонах. В Аркти­ке и Антарктике, например, накапливался несортированный об­ломочный материал (морена), в тайге - торф, в пустынях - об­ломочные породы и соли. Для каждой конкретной геологической эпохи можно восстановить картину зон того времени, и каждой зоне будут присущи свои типы осадочных пород. Однако на про­тяжении геологической истории система ландшафтных зон пре­терпевала неоднократные изменения. Таким образом, на совре­менную геологическую карту наложились результаты литогенеза

176 всех геологических периодов, когда зоны были совсем не такие, как сейчас. Отсюда внешняя пестрота этой карты и отсутствие видимых географических закономерностей.

Из сказанного следует, что зональность нельзя рассматривать как некий простой отпечаток современного климата в земном пространстве. По существу, ландшафтные зоны - это простран­ственно-временные образования, они имеют свой возраст, свою историю и изменчивы как во времени, так и в пространстве. Со­временная ландшафтная структура эпигеосферы складывалась в основном в кайнозое. Наибольшей древностью отличается эквато­риальная зона, по мере удаления к полюсам зональность испыты­вает все большую изменчивость, и возраст современных зон умень­шается.

Последняя существенная перестройка мировой системы зональ­ности, захватившая в основном высокие и умеренные широты, связана с материковыми оледенениями четвертичного периода. Колебательные смещения зон продолжаются здесь и в послелед­никовое время. В частности, за последние тысячелетия был по крайней мере один период, когда таежная зона местами продви­нулась до северной окраины Евразии. Зона тундры в современных границах возникла лишь вслед за последующим отступанием тай­ги к югу. Причины подобных изменений положения зон связаны с ритмами космического происхождения.

Действие закона зональности наиболее полно сказывается в сравнительно тонком контактном слое эпигеосферы, т.е. в соб­ственно ландшафтной сфере. По мере удаления от поверхности суши и океана к внешним границам эпигеосферы влияние зо­нальности ослабевает, но не исчезает окончательно. Косвенные проявления зональности наблюдаются на больших глубинах в ли­тосфере, практически во всей стратисфере, т. е. толще осадочных пород, о связи которых с зональностью уже говорилось. Зональ­ные различия в свойствах артезианских вод, их температуре, ми­нерализации, химическом составе прослеживаются до глубины 1000 м и более; горизонт пресных подземных вод в зонах избыточ­ного и достаточного увлажнения может достигать мощности 200- 300 и даже 500 м, тогда как в аридных зонах мощность этого гори­зонта незначительна или он вовсе отсутствует. На океаническом ложе зональность косвенно проявляется в характере донных илов, имеющих преимущественно органическое происхождение. Мож­но считать, что закон зональности распространяется на всю тро­посферу, поскольку ее важнейшие свойства формируются под воздействием субаэральной поверхности континентов и Мирово­го океана.

В отечественной географии долгое время недооценивалось зна­чение закона зональности для жизни человека и общественного производства. Суждения В.В.Докучаева на эту тему расценива-

177 лись как преувеличение и проявление географического детерми­низма. Территориальной дифференциации народонаселения и хо­зяйства присущи свои закономерности, которые не могут быть полностью сведены к действию природных факторов. Однако от­рицать влияние последних на процессы, происходящие в челове­ческом обществе, было бы грубой методологической ошибкой, чреватой серьезными социально-экономическими последствиями, в чем нас убеждает весь исторический опыт и современная дей­ствительность.

Различные аспекты проявления закона широтной зональности в сфере социально-экономических явлений подробнее рассмат­риваются в гл. 4.

Закон зональности находит свое наиболее полное, комплекс­ное выражение в зональной ландшафтной структуре Земли, т.е. в существовании системы ландшафтных зон. Систему ландшафтньгх зон не следует представлять себе в виде серии геометрически пра­вильных сплошных полос. Еще В. В.Докучаев не мыслил себе зоны как идеальной формы пояса, строго разграниченные по паралле­лям. Он подчеркивал, что природа - не математика, и зональ­ность - это лишь схема или закон. По мере дальнейшего исследо­вания ландшафтных зон обнаружилось, что некоторые из них ра­зорваны, одни зоны (например, зона широколиственных лесов) развиты только в периферических частях материков, другие (пус­тыни, степи), напротив, тяготеют к внутриконтинентальным рай­онам; границы зон в большей или меньшей мере отклоняются от параллелей и местами приобретают направление, близкое к ме­ридиональному; в горах широтные зоны как будто исчезают и за­мещаются высотными поясами. Подобные факты дали повод в 30-е гг. XX в. некоторым географам утверждать, будто широтная зональность - это вовсе не всеобщий закон, а лишь частный слу­чай, характерный для больших равнин, и что ее научное и прак­тическое значение преувеличено.

В действительности же различного рода нарушения зональнос­ти не опровергают ее универсального значения, а лишь говорят о том, что она проявляется неодинаково в различных условиях. Вся­кий природный закон по-разному действует в различных услови­ях. Это касается и таких простейших физических констант, как точка замерзания воды или величина ускорения силы тяжести: они не нарушаются только в условиях лабораторного экспери­мента. В эпигеосфере одновременно действует множество природ­ных законов. Факты, на первый взгляд не укладывающиеся в тео­ретическую модель зональности с ее строго широтными сплош­ными зонами, свидетельствуют о том, что зональность - не един­ственная географическая закономерность и только ею невозмож­но объяснить всю сложную природу территориальной физико-гео­графической дифференциации.

178 максимумы давления. В умеренных широтах Евразии различия в средних январских температурах воздуха на западной периферии материка и в его внутренней крайне континентальной части пре­вышают 40 °С. Летом в глубине материков теплее, чем на перифе­рии, но различия не столь велики. Обобщенное представление о степени океанического влияния на температурный режим мате­риков дают показатели континентальности климата. Существуют различные способы расчета таких показателей, основанные на учете годовой амплитуды средних месячных температур. Наиболее удач­ный показатель, учитывающий не только годовую амплитуду тем­ператур воздуха, но и суточную, а также недостаток относитель­ной влажности в самый сухой месяц и широту пункта, предло­жил Н.Н.Иванов в 1959 г. Приняв среднее планетарное значение показателя за 100%, ученый разбил весь ряд величин, получен­ных им для разных пунктов земного шара, на десять поясов кон­тинентальности (в скобках цифры даны в процентах):

1) крайне океанический (менее 48);

2) океанический (48 - 56);

3) умеренно-океанический (57 - 68);

4) морской (69 - 82);

5) слабо-морской (83-100);

6) слабо-континентальный (100-121);

7) умеренно континентальный (122-146);

8) континентальный (147-177);

9) резко континентальный (178 - 214);

10) крайне континентальный (более 214).

На схеме обобщенного континента (рис. 5) пояса континен­тальности климата располагаются в виде концентрических полос неправильной формы вокруг крайне континентальных ядер в каж­дом полушарии. Нетрудно заметить, что почти на всех широтах континентальностъ изменяется в широких пределах.

Около 36 % атмосферных осадков, выпадающих на поверхность суши, имеют океаническое происхождение. По мере продвиже­ния в глубь суши морские воздушные массы теряют влагу, остав­ляя большую часть ее на периферии материков, в особенности на обращенных к Океану склонах горных хребтов. Наибольшая долготная контрастность в количестве осадков наблюдается в тро­пических и субтропических широтах: обильные муссонные дож­ди на восточной периферии материков и крайняя аридность в центральных, а отчасти и в западных областях, подверженных воздействию континентального пассата. Этот контраст усугубля­ется тем, что в том же направлении резко возрастает испаряе­мость. В результате на притихоокеанской периферии тропиков Евразии коэффициент увлажнения достигает 2,0 - 3,0, тогда как на большей части пространства тропического пояса он не превы­шает 0,05,

181 физико-географическом районировании Земли он разделил все материки на три долготных сектора - западный, восточный и центральный и впервые отметил, что каждый сектор отличается свойственным ему набором широтных зон. Впрочем, предшествен­ником А. И.Яунпутниня следует считать английского географа А.Дж. Гербертсона, который еще в 1905 г. разделил сушу на при­родные пояса и в каждом из них выделил по три долготных отрез­ка - западный, восточный и центральный.

При последующем, более глубоком изучении закономернос­ти, которую стало принятым называть долготной секторностью, или просто секторностью, оказалось, что трехчленное секторное деление всей суши слишком схематично и не отражает всей слож­ности этого явления. Секторная структура материков имеет ясно выраженный асимметричный характер и неодинакова в разных широтных поясах. Так, в тропических широтах, как уже было от­мечено, четко намечается двучленная структура, в которой доми­нирует континентальный сектор, а западный редуцирован. В по­лярных широтах секторные физико-географические различия про­являются слабо вследствие господства довольно однородных воз­душных масс, низких температур и избыточного увлажнения. В бо-реальном поясе Евразии, где суша имеет наибольшее (почти на 200°) протяжение по долготе, напротив, не только хорошо выра­жены все три сектора, но и возникает необходимость установить дополнительные, переходные ступени между ними.

Первую детальную схему секторного деления суши, реализо­ванную на картах «Физико-географического атласа мира» (1964), разработала Е. Н. Лукашова. В этой схеме шесть физико-географи­ческих (ландшафтных) секторов. Использование в качестве кри­териев секторной дифференциации количественных показателей - коэффициентов увлажнения и континентальное™, а в качестве комплексного индикатора - границ распространения зональных типов ландшафтов позволило детализировать и уточнить схему Е. Н.Лукашовой.

Здесь подойдем к существенному вопросу о соотношениях между зональностью и секторностью. Но предварительно необходимо обратить внимание на определенную двойственность в употреб­лении терминов зона и сектор. В широком смысле, эти термины используются как собирательные, по существу типологические понятия. Так, говоря «зона пустынь» или «зона степей» (в един­ственном числе), часто имеют в виду всю совокупность терри­ториально разобщенных площадей с однотипными зональными ландшафтами, которые разбросаны в разных полушариях, на разных материках и в различных секторах последних. Таким об­разом, в подобных случаях зона не мыслится как единый цело­стный территориальный блок, или регион, т.е. не может рассмат­риваться как объект районирования. Но вместе с тем те же тер-

182 мины могут относиться к конкретным, целостным территориаль­но обособленным выделам, отвечающим представлению о реги­оне, например Зона пустынь Центральной Азии, Зона степей Западной Сибири. В этом случае имеют дело с объектами (таксо­нами) районирования. Точно так же мы вправе говорить, напри­мер, о «западном приокеаническом секторе» в самом широком смысле слова как о глобальном феномене, объединяющем ряд конкретных территориальных участков на различных континен­тах - в приатлантической части Западной Европы и приатлан-тической части Сахары, вдоль тихоокеанских склонов Скалистых гор и т.д. Каждый подобный участок суши представляет собой самостоятельный регион, но все они являются аналогами и также именуются секторами, однако понимаемыми в более узком смыс­ле слова.

Зону и сектор в широком смысле слова, имеющем явно типо­логический оттенок, следует трактовать как имя нарицательное и соответственно писать их названия со строчной буквы, тогда как те же термины в узком (т. е. региональном) смысле и входящие в состав собственного географического названия, - с прописной. Возможны варианты, например: Западно-Европейский приатлан-тический сектор вместо Приатлантический сектор Западной Ев­ропы; Евроазиатская степная зона вместо Степная зона Евразии (или Зона степей Евразии).

Между зональностью и секторностью существуют сложные со­отношения. Секторная дифференциация в значительной степени определяет специфические проявления закона зональности. Дол­готные секторы (в широком понимании), как правило, вытянуты вкрест простирания широтных зон. При переходе из одного секто­ра в другой каждая ландшафтная зона претерпевает более или менее существенную трансформацию, а для некоторых зон границы сек­торов оказываются и вовсе непреодолимыми барьерами, так что их распространение ограничено строго определенными сектора­ми. Например, средиземноморская зона приурочена к западному приокеаническому сектору, а субтропическая влажнолесная - к восточному приокеаническому (табл. 2 и рис. б) 1 . Причины таких кажущихся аномалий следует искать в зонально-секторных зако-

1 На рис. 6 (как и на рис. 5) все континенты собраны воедино в строгом соответствии с распределением суши по широте, с соблюдением линейного масштаба по всем параллелям и осевому меридиану, т. е. в равновеликой проек­ции Сансона. Тем самым передается действительное соотношение всех контуров по площадям. Аналогичная, широко известная и вошедшая в учебники схема Е. Н.Лукашовой и А. М. Рябчикова построена без соблюдения масштаба и пото­му искажает пропорции между широтной и долготной протяженностью услов­ного массива суши и площадные соотношения между отдельными контурами. Существо предлагаемой модели точнее выражается термином обобщенный кон­тинент вместо часто употребляемого идеальный континент.

Основными критериями для диагностики ландшафтных зон служат объективные показатели теплообеспеченности и увлажне­ния. Экспериментальным путем установлено, что среди множе­ства возможных показателей для нашей цели наиболее приемле-

тить, что каждый такой ряд зон-аналогов укладывается в опреде­ленный интервал величин принятого показателя теплообеспечен­ности. Так, зоны суббореального ряда лежат в интервале суммы температур 2200-4000 "С, субтропического - 5000 - 8000 "С. В рам­ках принятой шкалы менее четкие термические различия наблю­даются между зонами тропического, субэкваториального и эква­ториального поясов, но это вполне закономерно, поскольку в данном случае определяющим фактором зональной дифференци­ации выступает не теплообеспеченность, а увлажнение 1 .

Если ряды зон-аналогов по теплообеспеченности в целом со­впадают с широтными поясами, то ряды увлажнения имеют бо­лее сложную природу, заключая в себе две составляющих - зо­нальную и секторную, и в их территориальной смене отсутствует однонаправленность. Различия в атмосферном увлажнении обус-

1 В силу указанного обстоятельства, а также вследствие недостатка надежных данных в табл. 2 и на рис. 7 и 8 тропический и субэкваториальный пояса объеди­нены и относящиеся к ним зоны-аналоги не разграничены.

187 ловлены как зональными факторами при переходе от одного ши­ротного пояса к другому, так и секторными, т. е. долготной адвек­цией влаги. Поэтому формирование зон-аналогов по увлажнению в одних случаях связано преимущественно с зональностью (в час­тности, таежной и экваториальной лесной в гумидном ряду), в других - секторностью (например, субтропической влажнолес-ной в том же ряду), а в третьих - совпадающим эффектом обеих закономерностей. К последнему случаю можно отнести зоны суб­экваториальных переменновлажных лесов и лесосаванн.

Каждый знает, что на Земле распределение солнечного тепла происходит неравномерно из-за шарообразной формы планеты. В следствии этого образуются разные природные системы, где в каждой все компоненты тесно связаны друг с другом, и формируется природная зона, которая встречается на всех материках. Если проследить за животным и в одинаковых зонах, но на разных материках, то можно увидеть определенное сходство.

Закон географической зональности

Ученый В. В. Докучаев в свое время создал учение о природных зонах, и выразил мысль, что каждая зона - это природный комплекс, где живая и неживая природа тесно взаимосвязаны между собой. В дальнейшем на этой базе учения была создана первая квалификация, которая была доработана и более конкретизирована другим ученым Л.С. Бергом.

Формы зональности различны из-за разнообразия состава географической оболочки и влияния двух основных факторов: энергии Солнца и энергии Земли. Именно с этими факторами связана природная зональность, которая проявляется в распределении океанов, разнообразии рельефа и его строении. В результате этого образовались различные природные комплексы, и самым крупным из них является географический пояс, который близок к климатическим поясам описанным Б.П. Алисовым).

Выделяют следующие географические по два субэкваториальных, тропических и субтропических, умеренных, субполярных и полярных (арктический и антарктический). подразделяются на зоны, о которых стоит поговорить более конкретно.

Что такое широтная зональность

Природные зоны тесно связаны с климатическими поясами, а значит зоны как пояса постепенно сменяют друг друга, двигаясь от экватора к полюсам, где уменьшается солнечное тепло и меняются осадки. Такую смену крупных природных комплексов называют широтной зональностью, которая проявляется во всех природных зонах независимо от размера.

Что такое высотная зональность

На карте видно, если двигаться с севера на восток, что в каждом географическом поясе встречается географическая зональность, начиная с арктических пустынь, переходя к тундре, далее к лесотундре, тайге, смешанным и широколиственным лесам, лесостепи и степям, и, наконец, к пустыне и субтропикам. Они простираются с запада на восток полосами, но бывает и другое направление.

Многие знают, что чем выше поднимаешься в горы, тем соотношение тепла и влаги больше меняется в сторону низкой температуры и осадков в твердом виде, вследствие чего меняется растительный и животный мир. Ученые и географы дали такому направлению свое название - высотная зональность (или поясность), когда одна зона сменяет другую, опоясывая горы на разной высоте. При этом смена поясов происходит быстрее, чем на равнине, стоит только подняться на 1 км, и будет уже другая зона. Самый нижний пояс всегда соответствует тому, где находится гора, и чем ближе она расположена к полюсам, тем меньше этих зон можно встретить на высоте.

Закон географической зональности работает и в горах. От географической широты зависят сезонность, а также смена дня и ночи. Если гора находится близко к полюсу, то и там можно встретить полярную ночь и день, а если расположение близ экватора, то день всегда будет равен ночи.

Ледяная зона

Природная зональность, примыкающая к полюсам земного шара, называется ледяной. Суровый климат, где снег и лед лежат круглый год, а в самый теплый месяц температура не поднимается выше 0°. Снега покрывают всю землю даже несмотря не то, что солнце светит несколько месяцев круглосуточно, но совсем не прогревает ее.

При слишком суровых условиях в ледяной зоне проживает мало животных (белый медведь, пингвины, тюлени, моржи, песец, северный олень), еще меньше можно встретить растений, так как почвообразовательный процесс находится на начальной стадии развития, и в основном встречаются неорганизованные растения (лишайник, мох, водоросли).

Тундровая зона

Зона холода и сильных ветров, где продолжительная долгая зима и короткое лето, из-за чего почва не успевает прогреваться, и образуется слой многолетних мерзлых грунтов.

Закон зональности работает даже в тундре и делит ее на три подзоны, двигаясь с севера на юг: арктическая тундра, где растет в основном мох и лишайники, типичная лишайниково-моховая тундра, где появляются местами кустарнички, распространена от Вайгач до Колымы, и Южная кустарниковая тундра, где растительность состоит из трех уровней.

Отдельно стоит упомянуть лесотундру, которая простирается тонкой полосой и является переходной зоной между тундрой и лесами.

Таежная зона

Для России Тайга - самая большая природная зона, которая простирается от западных границ до Охотского и Японского морей. Тайга находится в двух климатических поясах, вследствие чего встречаются различия внутри нее.

Данная природная зональность сосредотачивает большое количество озер и болот, и именно здесь берут свое начало великие реки в России: Волга, Кама, Лена, Вилюй и другие.

Главное для растительного мира - хвойные леса, где господствует лиственница, менее распространены ель, пихта, сосна. Животный мир неоднороден и восточная часть тайги более богата, чем западная.

Леса, лесостепи и степи

В зоне смешанных и климат теплее и влажнее, и здесь хорошо прослеживается широтная зональность. Зима менее суровая, лето долгое и теплое, что способствует росту таких деревьев, как дуб, ясень, клен, липа, орешник. Благодаря сложным растительным сообществам в данной зоне разнообразный животный мир, и, например, на Восточно-Европейской равнине распространены зубр, выхухоль, кабан, волк, лось.

Зона смешанных лесов более богата, чем в хвойных, и встречаются крупные травоядные животные и большое разнообразие птиц. Географическая зональность отличается густотой речных водоемов, часть из которых зимой вовсе не замерзает.

Переходной зоной между степью и лесом является лесостепь, где идет чередование лесных и луговых фитоценозов.

Степная зона

Это еще один вид, который описывает природная зональность. Он резко отличается по климатическим условиям от выше названных зон, и главное отличие - недостаток воды, вследствие чего отсутствуют леса и преобладают злаковые растения и все различные травы, которые покрывают землю сплошным ковром. Несмотря на то, что в этой зоне не хватает воды, растения отлично переносят засуху, часто листья у них мелкие и во время зноя могут сворачиваться, чтобы предотвратить испарение.

Животный мир более разнообразен: встречаются копытные животные, грызуны, хищники. В России степь является наиболее освоенная человеком и главной зоной земледелия.

Степи встречаются на Северном и Южном полушарии, но постепенно они исчезают из-за распашки земли, пожаров, выпасов животных.

Широтная и высотная зональность встречается и в степях, поэтому их разделяют на несколько подвидов: горные (например, Кавказские горы), луговые (характерно для Западной Сибири), ксерофильные, где много дерновиднных злаков, и пустынные (ими стали степи Калмыкии).

Пустыня и тропики

Резкие изменения климатических условий обусловлено тем, что испаряемость превышает во много раз выпадение осадков (в 7 раз), и продолжительность такого периода составляет до полугода. Растительность данной зоны не богата, и в основном встречаются травы, кустарники, а леса можно увидеть только вдоль рек. Животный же мир более богатый и немного похож на тот, что встречается в степной зоне: много грызунов и пресмыкающихся, а копытные кочуют в близлежащих зонах.

Самой большой пустыней считается Сахара, а вообще данная природная зональность характерна для 11% всей земной поверхности, а если к ней добавить арктическую пустыню, то 20%. Пустыни встречаются как в умеренном поясе Северного полушария, так и в тропиках и субтропиках.

Однозначного определения тропикам не существует, выделяют географические пояса: тропический, субэкваториальный и экваториальный, где встречаются схожие по своему составу леса, но имеющие определенные различия.

Подразделяют все леса на саванны, лесные субтропики и Их общая черта в том, что деревья всегда стоят зелеными, и отличаются эти зоны по продолжительности сухих и дождливых периодов. В саваннах дождливый период длится 8-9 месяцев. Лесные субтропики характерны для восточных окраин материков, где происходит смена сухого периода зимы и влажного лета с муссонными дождями. Тропические леса характеризуются большой степенью увлажнения, и осадки могут превышать 2000 мм в год.