Ландшафтоведение Исаченко А.Г. Ландшафтоведение Исаченко А. Исаченко А. Г и ландшафтоведение и физикогеографическое районирование Учеб. М высш шк, 1991. 366 сил в учебнике систематически излагаются теоретические основы ландшафтоведения,
 Скачать 5.08 Mb.
|
|
2 . 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, таки 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 наземную поверхность. По этой причинена 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 поземной поверхности должно иметь вид математически правильной кривой рис. 5, R a ). 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 56 1 Далее зту закономерность будем называть просто зональностью. Рис. 5. Зональное распределение солнечной радиации R a — радиация на верхней границе атмосферы суммарная радиация R c c — на . поверхности суши, R c o — на поверхности Мирового океана, R c з — средняя для поверхности земного шара радиационный баланс сна поверхности суши, она поверхности океана, з — 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 косвенно 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 быстрого зональным, те, несмотря на осложняющее влияние перечисленных астрономических факторов, ее количество изменялось быстрого по широте и на одной параллели было бы одинаковым. Но неоднородность поверхности земного шара — наличие материков и океанов, разнообразие рельефа игорных породит. д обусловливает нарушение математически регулярного распределения потока солнечной энергии. Поскольку солнечная энергия служит практически единственным источником физических, химических и биологических процессов наземной поверхности, эти процессы неизбежно должны иметь зональный характер. Механизм географической зональности очень сложен, она проявляется далеко неоднозначно 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. 5 хорошо видно, что максимум приходящей к земной поверхности суммарной радиации отмечается не на экваторе, чего следовало бы ожидать теоретически, а на пространстве между й и 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 В 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*10 3 Дж 1 ккал/см 2 = 41,868 МДж м 58 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 нестрого 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 Земляне 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 бык 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 59 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 потри 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 наземной поверхности сглаживаются, хотя все-таки максимум приходится не на экватора 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- 60 Рис. 7. Схема общей циркуляции атмосферы 1 — направление ветра, н — низкое давление, в — высокое давление 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 ° Си изотермой самого теплого месяца Си 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, а также, как будет показано далее, с поясами увлажнения. С зональностью циркуляции атмосферы тесно связана зональность влагооборота и увлажнения. Это отчетливо проявляется в распределении атмосферных осадков (рис. 10). Зональность распреде- 61 Рис. 8. Зональное распределение температуры воздуха на поверхности земного шара I — январь, VII — июль Рис. 9. Зональное распределение тепла в умеренно континентальном секторе северного полушария t — средняя температура воздуха в июле, сумма температур за период со средними суточными 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, те. количество воды, которое может испариться с земной поверхности в данных климатических условиях при допущений, что запасы влаги неограниченны. Испаряемость — величина теоретическая. Ее 62 Рис. 10. Зональное распределение атмосферных осадков, испаряемости и коэффициента 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, те. 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 ив 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 гон 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 Кв тайге и тундре он превышает 1, в лесостепи равен 63 1,0 — 0,6, в степи — 0,6 — 0,3, в полупустыне — 0,3 — 0,12, в пустыне — менее 0,12 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. Неслучайно 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 поземной 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 МИ. 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 знаменательна, то мы получим нечто иное, как отношение максимально возможного приданных радиационных условиях испарения (испаряемости) к годовой сумме осадков, те. как бы перевернутый коэффициент Высоцкого — Иванова — величину, близкую к К. Правда, точного совпадения не получается, поскольку R/L не вполне соответствует испаряемости, ив 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, нов зонах избыточно влажных величина индекса получается меньше 1, а в аридных зонах — больше 1. 1 См Иванов Н. Н. Ландшафтно-климатические зоны земного шара Записки Геогр. об-ва СССР. Нов. серия. Т. 1. 1948. 64 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 ив их режиме, те. 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, нос 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. Неслучайно 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, таки 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 водит. д. Все процессы второй группы имеют зональный характер, и создаваемые ими формы рельефа, называемые скульптурными 65 Таблица. Некоторые показатели зональности Мирового океана в отличие от структурных, обусловленных тектоникой и вулканизмом, распределяются на Земле зонально, что доказано трудами многих отечественных и зарубежных геоморфологов. Достаточно напомнить о специфических формах рельефа ледяной зоны нагорные ледниковые равнины, ледниковые шапки, ледниковые потоки, снежные заструги и др, тундры (термокарстовые впадины, бугры пучения, солифлюкционные и торфяные бугры и др, степи (овраги, балки, просадочные западины), пустыни (эоловые формы разных типов, бессточные солончаковые впадины, конусы выноса у подножий гор. В лесных зонах обилие осадков и интенсивный сток способствуют развитию эрозии и плоскостного смыва, но лесная растительность сдерживает эти процессы, поэтому преобладают мягкие формы рельефа с пологими склонами. Процессы зарастания озер ведут к нивелированию рельефа и формированию болот. Болотам присущи своеобразные мезо- и микроформы (бугры, гряды и др. В тайге, кроме того, широко распространены реликтовые формы ледниковой и водно-ледниковой аккумуляции. Даже такие, казалось бы, азональные процессы, как карстообразование и формирование морских берегов, подчинены закону зональности, те. протекают неодинаково в разных зонах. Например, карстовые формы особенно энергично развиваются во влажных тропиках, а также в средиземноморской зоне. В тайге не наблюдается такой полноты развития этих форм, как в двух предыдущих зонах, 66 а в тундре условия для карстовых процессов еще менее благоприятны в пустынях карст также мало распространен и обычно сочетается с интенсивным механическим выветриванием. 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, почвообразования, стока, органического мира и не может не носить на себе печати зональности. Известный специалист в области литогенеза осадкообразования) НМ. Страхов показал, что на всем протяжении геологической истории осадкообразование неодинаково протекало в разных зонах. Например, в арктических и антарктических условиях накапливается обломочный несортированный материал (морена в пустынях откладываются обломочные породы и соли в зонах гумидных (с достаточными избыточным увлажнением) литогенез особенно разнообразен, причем он неодинаково протекает в условиях холодного, умеренного, субтропического и экваториального климата достаточно, например, напомнить о торфообразовании в тайге. Действие закона зональности наиболее полно сказывается в той части эпигеосферы, где солнечная радиация вступает в непосредственное взаимодействие с ее веществом, те. в сравнительно тонкой активной пленке, которую иногда называют собственно ландшафтной сферой. Отсюда влияние зональности постепенно затухает по направлению к внешним пределам эпигеосферы, однако косвенные ее проявления прослеживаются далеко по обе стороны поверхности суши и гидросферы. Благодаря проникновению воздуха и воды по трещинам горных порода также через отложение горных пород, в которых аккумулируется солнечная энергия, косвенные следствия зональности проникают на значительную глубину в литосферу. Исследования НИ. Толстихина показали, что зональность обнаруживается в свойствах глубоко залегающих артезианских вод. Прежде всего это выражается в изменении их температуры по широте глубина изотермических поверхностей (те. поверхностей, характеризующихся одинаковой температурой) возрастает в северном полушарии с юга на север. Так, артезианские воды с температурой Св Каракумах залегают на глубине нескольких десятков метров, а на юге Западной Сибири — на глубине 650 — 700 м, в Центральной Якутии — 900 ми более. Воды с температурой Св Забайкалье встречены на глубине менее 100 м, в Центральной Якутии — 150 — 200 м, а в Хатангском бассейне — лишь на глубине 400 — 600 м. На одной и той же глубине, нона разных широтах артезианские воды отличаются по минерализации и составу растворенных солей. Горизонты пресных вод встречаются только в зонах избыточного и достаточного увлажнения и могут достигать там мощности 200— 300 ми даже 500 м, причем на Крайнем Севере они проморожены. В зонах сухого климата они отсутствуют или имеют незначительную 67 мощность. Все это свидетельствует о том, что воды глубоких (дом и более) толщ литосферы связаны через питание и испарение с процессами, происходящими на ее поверхности. В Мировом океане зональность ярко выражена в поверхностной толще, но даже на океаническом ложе она косвенно проявляется в характере донных илов, имеющих преимущественно органическое происхождение. Однородный состав и большая подвижность воздуха атмосферы способствуют сглаживанию зональных различий с высотой, но свойства всей тропосферы можно считать зональными, поскольку они формируются под воздействием подстилающей поверхности суши и океанов. Что касается верхних слоев атмосферы, расположенных за пределами географической оболочки, то они формируются в результате непосредственного взаимодействия потока солнечной радиации с газами атмосферы. Поэтому здесь в отличие от тропосферы температура с высотой не понижается, а повышается. Итак, зональность — подлинно универсальная географическая закономерность, проявляющаяся во всех ландшафтообразующих процессах ив размещении геосистем наземной поверхности. Однако ее нельзя рассматривать как некий простой отпечаток современного климата. Анализ явлений зональности требует генетического подхода. Зоны не возникают мгновенно, они имеют свой возрасти свою историю. Они существовали на Земле, очевидно, еще в архее, но современные зоны не имеют ничего общего с зонами архея или палеозоя. Современная зональная структура складывалась в основном в кайнозое. Наибольшей древностью отличается экваториальная зона, которая существовала на той же территории уже, во всяком случае, до начала неогена. С приближением к полюсам картина зональности становится все менее стабильной. Зоны умеренных и полярных широт претерпели сильные преобразования на протяжении неогена и четвертичного периода. Основные направления их развития связываются с аридизацией и похолоданием. Особенно существенные трансформации системы ландшафтных зон происходили в связи с материковыми оледенениями. Как известно, процессы оледенения имели колебательный характер ледниковые эпохи сменялись межледниковьями. В эпоху своего максимального развития ледяные зоны в обоих полушариях охватили площадь примерно в 40 млн. км (в настоящее время — 14 млн. км. Наступание и отступание материковых льдов сопровождалось широтными смещениями границ других зон, которые измерялись тысячами километров. Ритмические смещения зон в умеренных и высоких широтах продолжаются ив послеледниковое время. В частности, был по крайней мере один период, когда таежная зона местами продвинулась до северной окраины Евразии (первичная зона тайги возникла в Сибири в миоцене или плиоцене. Зона тундры в современных границах существует только в последние тысячелетия. Основной непосредственной причиной смещения зон служат макроклиматические изменения, которые, в свою очередь, могут быть связаны с астрономическими факторами (колебания солнечной активности, изменение положения оси вращения Земли, изменчивость приливообразующей силы в результате взаимного перемещения тел в системе Земля — Луна — Солнце. Вслед за климатом должны перестраиваться другие компоненты геосистем, но вследствие присущей каждому из них степени инерционности изменения компонентов происходят с разной скоростью. Еще Л. С. Берг указывал, что растительность и почвы не поспевают за климатом. Поэтому на территории новой зоны в течение более или менее длительного времени могут сохраняться реликтовые почвы и растительные сообщества (например, степные реликты в современной тайге. Наибольшей инерцией отличаются самые консервативные компоненты ландшафта — рельеф и особенно геологическое строение. Формы рельефа игорные породы, созданные при иных зональных условиях, также входят в новую зону в качестве реликтов. Так, ледниковые формы рельефа в современной тайге достались ей в наследство от некогда бывшей здесь ледяной зоны. Еще долговечнее горные породы — они могут сохраняться на протяжении многих миллионов лет. Вот почему, глядя на геологическую карту, мы никакой зональности не обнаружим на эту карту наложились результаты зональных процессов многих геологических периодов, когда зоны были совсем не такими, как сейчас. Если геологическую карту расчленить по отдельным возрастным слоям, получится иная картина для каждой конкретной геологической эпохи можно восстановить картину зон того времени, и каждой зоне будут присущи свои типы осадочных пород, ибо водно и тоже время в разных зонах могли откладываться и каменная соль, и каменный уголь, и ледниковые наносы, и красноцветные отложения пустынь. Историко-генетический подход к зональности заставляет нас прийти также к выводу о невозможности найти такой универсальный климатический показатель, который мог бы объяснить все зональные явления и совпадал бы со всеми зональными границами. Коэффициенты, выражающие современные соотношения тепла и влаги, могут лишь в самых общих чертах соответствовать зональным рубежам, которые представляют результат сложного исторического процесса. Азональность, секторность и системы ландшафтных зон Еще В. В. Докучаев не мыслил себе природные зоны в виде идеально правильных полос, ограниченных параллелями. Он говорил, что природа — не математика, и зональность — это лишь схема, или закон. Впоследствии, по мере более подробного исследования ландшафтных зон, обнаружилось, что они далеко не всегда имеют вид сплошных полос и нередко разорваны одни зоны (например широколиственных лесов) развиты только в периферических частях материков, другие (например пустыни, степи, напротив, тяготеют 69 к внутренним районам границы зон местами приобретают направление, близкое к меридиональному (например в центре Северной Америки) . Наконец, в пределах одной и той же зоны могут наблюдаться большие физико- географические контрасты (сравните, например, тайгу в Западной и Восточной Сибири, а в горах широтные зоны как будто вовсе исчезают вместо них появляются зоны вертикальные (или высотные пояса. Подобные факты поставили некоторых географов в тупик в е годы появились высказывания о том, что зональность — это вовсе не всеобщий географический закона лишь частный случай, характерный для отдельных равнин, и что ее научное и практическое значения преувеличены. В действительности же различного рода нарушения или отклонения широтной зональности не опровергают ее универсального значения, а лишь говорят о том, что она проявляется неодинаково в различных условиях — на суше ив океане, на равнинах ив горах, в приокеанических и внутриконтинентальных частях материков и т. д. Всякий природный закон по-разному действует в различных условиях. Даже простейший закон, гласящий о том, что вода закипает при 100 ° С, действует только при строго определенном давлении атмосферы. Стоит чуть изменить давление, и появятся нарушения, или отклонения, которые тоже закономерны, но кажутся нам незакономерными только до тех пор, пока мы не выяснили их причин. В природе одновременно действует много законов. Факты, на первый взгляд не укладывающиеся в теоретическую модель зональности с ее строго широтными и сплошными зонами, свидетельствуют о том, что зональность — не единственная географическая закономерность и только ею невозможно объяснить всю сложную природу физико-географической дифференциации. Входе тектонического развития Земли ее поверхность дифференцировалась, она характеризуется не только зональными, но и азональными закономерностями, в основе которых лежит проявление внутренней энергии Земли. Самое главное выражение азональной дифференциации состоит в делении земной поверхности на материковые выступы и океанические впадины, те. на сушу и Мировой океан. Суша занимает 29 % поверхности, а океаны — 71 %, причем соотношения их очень неравномерны в разных частях эпигеосферы. Известно, что материки сосредоточены большей частью в северном материковом) полушарии. В этом состоит одно из проявлений полярной асимметрии географической оболочки. В соответствии с большей материковостью северного полушария ландшафтные зоны суши выражены в нем полнее и типичнее, чем в южном. В силу различия физических свойств твердой поверхности и водной толщи различная теплоемкость и отражающая способность, неограниченные запасы воды и интенсивный теплообмен в океане) над ними формируются разные воздушные массы — континентальные и морские соответственно. Возникает континентально-океанический перенос воздушных масс, который как бы накладывается на общую зональную) циркуляцию атмосферы и сильно ее усложняет. Достаточно напомнить о муссонах — мощных воздушных потоках, которые летом устремляются с океана на более нагретую сушу, а зимой — в обратном направлении. Положение территории в системе континентально-океанической азональной) циркуляции атмосферы становится одним из важных факторов физико-географической дифференциации. По мере удаления от океана вглубь материка, как правило, уменьшается повторяемость морских воздушных масс, возрастает континентальность климата, уменьшается количество осадков. Дополнительным фактором перераспределения тепла оказываются морские течения, обусловленные главным образом общей циркуляцией атмосферы, нов большой степени зависящие от расположения материков и их конфигурации. Там, где проходят холодные течения, поверхность океана ежегодно теряет до 2500 МДж/м 2 и более тепла, что превышает или равноценно затратам тепла на испарение. В умеренных широтах Атлантического океана за счет теплого течения поверхность океана дополнительно получает более 1000, а местами более 3000 МДж/м 2 . Через циркуляцию атмосферы морские течения оказывают сильное влияние на температурные условия и увлажнение прилегающих частей континентов (в частности, холодные течения не только понижают температуру воздуха, но усугубляют сухость климата, что особенно ярко выражено в сферах влияния Перуанского, Бенгельского, Калифорнийского течений) . Температурный эффект континентально-океанического переноса воздушных масс особенно резко выражен зимой, когда суша сильно выхолаживается и над материками возникают сезонные максимумы давления. В это время приокеанические районы, подверженные вторжениям морских воздушных масс (главным образом западная периферия материков в поясе западного переноса, значительно теплее внутриконтинентальных территорий. Так, разница между средними январскими температурами западной Скандинавии и внутригорных впадин Северо-Востока Сибири, лежащих на одной параллели, достигает 47° С (рис. 11) . Летом в глубине материка теплее, но различие не так велико например, в Центральной Якутии на 4 — 5° С теплее, чем на западном побережье Скандинавии. Обобщенное представление о степени океанического влияния на температурный режим материков дают показатели континентальности климата. Существуют различные способы количественного выражения континентальности. Наиболее удачный показатель предложил Н. Н. Иванов в 1959 г. Этот показатель рассчитывается по формуле 71 |