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.
|
|
— годовое количество осадков. Пунктирные линии проведены в горных областях где К — континентальность в процентах от средней планетарной величины которая принята за 100 %); Аг — годовая амплитуда температуры воздуха Ас — суточная амплитуда температуры воздуха Д, — недостаток относительной влажности воздуха в самый сухой месяц f — широта пункта. Весь диапазон континентальности климата для земного шара разбит автором на 10 ступеней (или поясов континентальности Климат К, % 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 72 На схеме обобщенного континента 1 (рис. 12) пояса континентальности климата располагаются в виде концентрических полос неправильной формы вокруг крайне континентального ядра. Последнее расчленено относительно менее континентальной экваториальной зоной на два массива (в каждом полушарии. На любой широте континентальность климата изменяется в широких пределах. Рис. 12. Пояса континентальности на обобщенном континенте 1 — 10 — пояса континентальности климата по Н. Н. Иванову Из общего количества осадков, выпадающих над материками, равного 103 тыс. км 3 /год, адвективные осадки составляют 37 тыс. км 3 /год, а 66 тыс. км 3 /год выпадает за счет испарения с суши. По мере продвижения вглубь суши морские воздушные массы теряют влагу, оставляя большую часть ее на периферии материков, в осо- 1 На схеме изображена вся суша (без Антарктиды, собранная в единый массив путем суммирования площадей материков по широтным поясам. 73 бенности на обращенных к океану склонах горных хребтов. В пределах тайги наблюдаются 3 — кратные различия в количестве осадков между приатлантическими и внутриматериковыми ландшафтами (см. рис. 11) . Еще контрастнее ситуация в субтропических и тропических широтах обильные муссонные осадки на востоке и крайняя сухость в центральных и западных областях, подверженных воздействию континентального пассата. Кроме тепла и влаги с воздушными потоками из океана на сушу поступают различные соли. Этот процесс, названный Г. Н. Высоцким импульверизацией, служит важнейшей причиной засоления многих аридных областей. Ландшафтно-географические следствия континентально-океанической циркуляции воздушных масс чрезвычайно многообразны. Уже давно было замечено, что по мере удаления от океанических побережий вглубь материков происходит закономерная смена растительных сообществ, животного населения, почвенных типов. В. Л. Комаров в 1921 г. назвал это явление меридиональной зональностью. В настоящее время принят термин секторность. Сектор-ность — такая же всеобщая географическая закономерность, как и зональность. Между ними заметна некоторая аналогия. Однако если в широтно-зональной смене природных явлений важную роль играют как теплообеспеченность, таки увлажнение, то главным фактором секторности служит увлажнение. Запасы тепла изменяются по долготе не столь существенно, хотя и эти изменения играют определенную роль в дифференциации физико-географических процессов. В. Л. Комаров считал, что следует различать на материках три меридиональные зоны — западную, центральную и восточную. Впоследствии АИ. Яунпутнинь разделил подобным же образом материки натри физико-географических сектора. При более внимательном изучении секторности оказалось, что в разных широтных поясах она выражена неодинаково. Наиболее полный спектр секторных переходов наблюдается в умеренных широтах Евразии, что обусловлено огромной протяженностью суши (почти на 200 по долготе) и особенностями циркуляции атмосферы. Благодаря постоянному притоку океанических воздушных масс на западе, господству континентального воздуха в Восточной Сибири и Центральной Азии и муссонной циркуляции на восточной периферии материка здесь хорошо выражены три основных долготных сектора. Однако в силу наличия как бы ступенчатых переходов между ними намечается несколько отчетливых промежуточных секторов, так что общее число секторов составляет не менее семи (рис. 13) . В поясе пассатов, где господствуют ветры с восточной составляющей, пустыни простираются от центра материка вплоть до западных побережий и влажный западный приокеанический сектор выпадает. Только на восточной окраине суши благодаря муссонам появляются лесные ландшафты. Таким образом, секторная структура тропиче- 74 Рис. 13. Схема зонального и секторного деления суши (обобщенного континента. Секторы I — западные приокеанические, II — восточные приокеанические, III— слабо и умеренно континентальные переходные, IV — континентальные типичные, V — резко и крайне континентальные. Ландшафтные зоны 1 — лесотундровая, 2 — приокеаническая лесо луговая, 8 — суббореальная широколиственнолесная, 4 — влажносубтропическая лесная, 5 — средиземноморская, б — субтропическая степная и лесостепная, 7 — влажнотропическая и субзкваториальная лесная, 8— степная и полупустынная умеренного пояса южного полушария, 9 — влажнолесная умеренного пояса южного полушария. Сплошные линии — границы зон, пунктир границы секторов ского пояса резко асимметрична и контрастна. Кроме двухосновных секторов можно выделить промежуточный континентальный сектор с преобладанием саванновых ландшафтов. В субтропических широтах секторная дифференциация имеет переходный характерно ближе, пожалуй, к тропической. В субэкваториальных и экваториальных широтах секторность выражена слабее, но отнюдь не исчезает. Для экваториальной зоны характерен слабый горизонтальный перенос воздушных масс благодаря мощной конвекции над сушей выпадают обильные осадки. Однако и здесь имеются области с пониженным увлажнением и повышенной континентальностью климата Восточная Африка. В полярных областхх секторные физико-географические различия мало проявляются вследствие господства довольно однородных воздушных масс, низких температур и избыточного увлажнения. Между зональностью и секторностью существуют сложные соотношения ив определенной степени взаимообусловленность. Было бы неверным трактовать секторность как просто долготную дифференциацию. Дело в том, что континентально-океанический обмен воздушных масс может иметь не только долготную, но и широтную (или субширотную) направленность. В тех случаях, когда морские воздушные массы поступают на сушу с севера или с юга, эффект секторности накладывается на зональность, усиливая или ослабляя скорость зональных смен ландшафтов. Так, охлаждающее действие Северного Ледовитого океана выражается в сильном понижении летних температур на северной окраине Евразии и Северной Америки. Широтный температурный градиент в пределах тундры враз выше, чем в пределах тайги, летние изотермы располагаются почти параллельно береговой линии, да и сама южная граница тундры в общих чертах повторяет очертания северных побережий материка. Это говорит о том, что хотя тундра явление бесспорно зональное, ее южные пределы (как и северная граница тайги) в значительной мере обусловлены влиянием холодного океана. Иная картина наблюдается на юго-востоке Азии, где пассат с Индийского океана, по существу превращаясь летом в океанический муссон, проникает далеко к северу от экватора и приносит теплый и влажный воздух, который оттесняет тропические пустыни и вызывает продвижение к северу влажных тропических лесов и саванн (см. рис. 13). Чаще, однако, секторная дифференциация направлена вкрест простирания широтных ландшафтных зонте. сектора секут различные зоны. Следствием этого обстоятельства является то, что каждая зона претерпевает более или менее существенные трансформации при переходе из одного сектора в другой. Примером может служить таежная зона Евразии, которая представлена специфическими отрезками в умеренно-континентальном Восточно- Европейском секторе, типично континентальном Западно-Сибирском, крайне континентальном Восточно-Сибирском и т. д. Другой пример — лесостепная зона в Восточно-Европейском и Западно-Сибирском секторах. Для многих зон границы секторов оказываются и вовсе непреодолимыми барьерами, так что их распространение ограничено строго определенными секторами, например субтропическая влажнолесная зона 76 приурочена к Восточно-Азиатскому муссонному сектору, а зоны пустынь не выходят за пределы резко континентальных секторов. Ландшафтные зоны остаются непрерывными в тех случаях, когда на протяжении определенной широтной полосы сохраняются однотипные условия теплообеспеченности и увлажнения секторные изменения континентальности климата выражаются в формировании долготных секторных) вариантов зоны (как это имеет место в тайге. Если же водной широтной полосе с одинаковой теплообеспеченностью наблюдаются резкие изменения увлажнения от сектора к сектору, происходит смена зон, ив этом случае широтная полоса складывается из разных зон — аналогов по теплообеспеченности. римером может служить цепочка субтропических зон, вытянутых приблизительно между 30 и 40° с. ш средиземноморская, западный отрезок субтропической семиаридной переходной зоны (с лесостепными, степными, полупустынными ландшафтами, субтропическая пустынная, восточный отрезок семиаридной переходной зоны и субтропическая влажнолесная зона см. рис. 13). Поскольку протяженность секторов по долготе в ряде случаев накладывает ограничения на распространение ландшафтных зон, такие зоны оказываются укороченными, вплоть до того, что длина (те. долготная протяженность) оказывается у них короче ширины (широтной протяженности. Хрестоматийный пример степная зона Северной Америки, о которой нередко говорят как о меридиональной зоне. В действительности это, конечно, нормальная широтная зона, но она стеснена на западе и на востоке границами внутриматерикового сектора (а на западе еще игорным барьером. В еще большей степени видимость меридиональной зоны присуща полупустыням Южной Америки, но эта зона не виновата в том, что материк Южной Америки здесь выклинивается к югу, оставляя для полупустынь слишком узкую полосу суши. Подытоживая сказанное о взаимоотношениях между зональностью и секторностью, следует признать наличие не одной, а нескольких систем ландшафтных зон. Подсистемой зон имеется ввиду непрерывный ряд ландшафтных зон (зональный спектр, присущий тому или иному долготному сектору суши. Прежде всего различаются ряды континентальные и приокеанические. Первым присущи зоны пустынь разных поясов, полупустынь, степей в других зонах наблюдаются черты сухости и континентальности (таежной зоне здесь свойственны крайне суровая зима, развитие многолетней мерзлоты, светлохвойных лиственничных лесов, признаки остепнения). Для приокеанических систем типичны лесные зоны разных широтных поясов. При этом западный и восточный ряды зон существенно различаются между собой. Восточная периферия материков отличается наиболее обильными равномерным по широте увлажнением, тогда как на западе резко выражен аридный участок в тропических 77 широтах еще контрастнее ив целом ариднее широтный ряд увлажнения в континентальных секторах (рис. 14) Отмеченные особенности зональных спектров отчетливо проявляются в различных физико-географических показателях и процессах, например в испаряемости (рис. 15), запасах фитомассы (рис. 16) и биологической продуктивности (рис. 17). Рис. 14. Зональные изменения годового коэффициента увлажнения Высоцкого — Иванова (Кв разных секторах Евразии и Северной Африки. Секторы. 1 приатлантические, 2— континентальные Рис. 15. Зональное изменение годовой в- личины испаряемости (Ев разных секторах Евразии и Северной Африки. Секторы 1 — приатлантические, 2 — прити- хоокеанские, 3 — континентальные Между тремя основными системами ландшафтных зон естественно существуют постепенные переходы, причем в переходных секторах чаще всего наблюдаются наиболее сложные наборы зон за счет клинообразного переслаивания зон, присущих как континентальному ряду, таки приокеаническому. Так, в умеренно-континентальный сектор Восточной Европы, где расположена Русская равнина, с запада заходят, постепенно сужаясь, подтаежная и широколи- 1 На рис. 14 кривая коэффициента увлажнения в притихоокеанском секторе не показана, так как ее широтные различия очень невелики (большей частью колеблются в пределах 2,0 — 3,0) и сильно затушевываются местными орографическими влияниями. 78 Рис. 16. Зональное изменение запасов фитомассы в разных секторах Евразии и Северной Африки Рис. 17. Зональное изменение продуктивности растительного покрова в разных секторах Евразии и Северной Африки. Обозначения те же, что на рис. 15 ственнолесная зоны (последняя выклинивается на Урале, ас востока — зоны лесостепи, степи и полупустыни, присущие континентальным секторами постепенно сходящие на нет в западном направлении (см. рис. 13). Рассматривая кривые зонального распределения различных показателей (см. рис. 8 — 10, 14 — 17), можно заметить, что их широтные градиенты меняют свой знак, образуя волны на кривых. Иначе говоря, входе зональных явлений обнаруживается определенная пространственная ритмичность. При этом ритмичность различных показателей неоднозначна, их максимумы и минимумы могут не совпадать. Далее, бросается в глаза неодинаковая выраженность 79 ритмов в разных системах зон наиболее резко они выражены в континентальных рядах ландшафтных зон и сильно сглаживаются в восточном приокеаническом ряду. В качестве общей закономерности следует отметить усиление активности природных процессов с увеличением увлажнения и ослабление — сего уменьшением на фоне возрастающей по направлению к экватору теплообеспеченности. Хорошим показателем этой закономерности может служить широтная кривая биологической продуктивности (рис. 17) . Для нее типичны два максимума главный на экваторе и вторичный в умеренных широтах — и резкий минимум в тропиках. Такой ход процессов хорошо прослеживается в приатлантической и континентальной системах зональности в последней местами проявляется небольшая третья, субтропическая, волна повышенной интенсивности. В восточном приокеаническом ряду, где повсеместно нет недостатка во влаге, интенсивность функционирования геосистем довольно плавно растет от полюса к экватору, не обнаруживая каких-либо ритмов. Высотная поясность и орографические факторы ландшафтной дифференциации Следующий важный фактор физико-географической ландшафтной) дифференциации после зональных и секторных изменений теплообеспеченности и увлажнения — высота суши над уровнем моря. Под действием этого фактора ландшафтная сфера приобретает ярусное строение различным высотным ярусам присущи специфические классы ландшафтов. Гипсометрическое положение сказывается уже в равнинных ландшафтах — при колебаниях абсолютной высоты в пределах первых сотен метров. До определенного предела возрастание высоты не вызывает в ландшафтах исчезновения типичных признаков своей зоны. Выше этого предела в них появляются черты, свойственные соседней, более северной (для северного полушария) зоне, и по мере дальнейшего нарастания высот происходит смена ландшафтных поясов, до некоторой степени аналогичная последовательности расположения широтных ландшафтных зон. Эта закономерность известна как высотная поясность или вертикальная зональность. Высотная поясность лишь очень условно может рассматриваться как аналог широтной зональности. Причиной высотной поясности является изменение теплового баланса с высотой. Но природа температурных изменений по высоте и широте имеет принципиально различный характер. Величина солнечной радиации с высотой не уменьшается, а увеличивается примерно нас поднятием на каждые 1000 м. Это обусловлено уменьшением мощности и плотности атмосферы и резким убыванием содержания водяного пара и пыли, а следовательно, сокращением потерь радиации на поглощение и отражение в атмосфере. (При этом солнечная радиация на большой высоте распределяется равномернее в течение года, а состав ее изменяется за счет увеличения 80 доли ультрафиолетовых лучей) Однако длинноволновое излучение земной поверхности растет с высотой еще быстрее, чем инсоляция. В результате радиационный баланс быстро уменьшается и температура воздуха падает. Вертикальный температурный градиент в сотни раз превышает горизонтальный (широтный, так что на протяжении нескольких километров по вертикали можно наблюдать физико-географические изменения, равноценные перемещению с экватора в ледяную зону. Условия увлажнения также существенно изменяются по мере поднятия в горы, но эти изменения по своей направленности и интенсивности не совпадают с широтно-зональными. Влагосодержание воздуха с высотой сильно уменьшается. Выпадение осадков в горах обязано барьерному эффекту рельефа. Под влиянием горных барьеров происходит восходящее движение воздушных масс, усиливается конденсация влаги и количество осадков начинает возрастать, но лишь до известного предела по мере истощения запасов влаги увеличение осадков сменяется уменьшением. Уровень максимальных осадков очень изменчив, обычно в сухих областях он выше, чем во влажных. Так, в Альпах он расположен на высоте около 2000 м, на Кавказе — около 2400 — 3000 м, в Тянь-Шане — около 3000— 4000 м. Поскольку выпадение осадков в горах связано с накоплением и восхождением воздушных масс перед склонами хребтов, наветренные склоны могут получать влаги во много раз больше, чем подветренные. Распределение осадков в горах характеризуется исключительной пестротой в зависимости от орографических особенностей (взаимное расположение хребтов, экранирующая роль одних хребтов по отношению к другим, экспозиция склонов, расчлененность и т. д. Абсолютная высота, таким образом, играет лишь косвенную роль в увеличении количества осадков. Между высотными поясами и широтными зонами, как правило, существует только чисто внешнее сходство — преимущественно в растительном покрове, да и то далеко не всегда. Многим высотным поясам (например альпийским лугам, высокогорным холодным пустыням Тибета и Восточного Памира) вообще невозможно найти широтно-зональные аналоги. С другой стороны, такие зональные образования, как пустыни пассатного пояса, не имеют аналогов в горах. Высотные пояса отличаются от широтных зон многими структурно-функциональными особенностями. Не говоря уже о разреженности воздуха и своеобразии циркуляции атмосферы, которая с высотой все меньше зависит от влияния подстилающей поверхности и сезонных колебаний температуры и давления, можно отметить специфические геоморфологические процессы (обвалы, селе- и лавинообразование), несходство горных ледников и ледяных покровов полярных зон, укороченность и неразвитость профиля горных почв и др. Высотно-поясной ряд не есть простое, как бы сжатое, зеркальное отражение системы широтных ландшафтных зон. Если бы такое 81 соотношение существовало в природе, то во всех горных странах, лежащих к югу от тайги, например в горах центральноазиатских пустынь, следовало ожидать появления на той или иной высоте горнотаежного пояса. В действительности этого не происходит, и во многих горных странах лесные пояса вообще отсутствуют. В результате изучения высотной поясности в различных горных системах Земли обнаружилось большое многообразие высотно-поясных спектров, или систем поясности. Число возможных наборов высотных поясов намного превосходит число существующих систем широтных зон. Разнообразие систем высотной поясности определяется положением горных поднятий в той или иной ландшафтной зоне ив определенном физико-географическом секторе, а кроме того, орографическими особенностями горной системы. Каждой ландшафтной зоне свойствен особый тип высотной поясности, те. свой поясной ряд, характеризуемый числом поясов, последовательностью их расположения, высотными границами. С приближением к экватору возможное число поясов увеличивается, структура поясного ряда изменяется, вертикальные пределы одних и тех же поясов смещаются вверх. Эти закономерности удобно проследить на примере какого-либо меридионального хребта, пересекающего различные ландшафтные зоны, каким является, в частности, Уральский хребет (рис. 18). Рнс. 18. Схема высотной поясностн западного склона Уральского хребта / — гольцы, 2 — горная тундра, 3 — горные березняки и луга, 4 — горная лесотундра и редколесье, 5 — горная темнохвойная тайга, б — горная светло-хвойная тайга, 7 — горная подтайга, 8 — горные широколиственные леса, 9— горная лесостепь В орографически более сложных горных системах, расположенных на стыке различных ландшафтных зон, наблюдается более пестрая картина, но ив таких случаях всегда можно установить несколько типичных спектров высотной поясности, которые соответствуют тем или иным ландшафтным зонам. Примером может служить Кавказ, где выделяется 6 — 7 основных (зональных) высотнопоясных рядов. В каждом физико-географическом секторе высотная поясность имеет свои особенности, зависящие от степени континентальности климата, интенсивности и режима увлажнения. Пояс альпийских 82 лугов, например, присущ приокеаническим секторами неразвит в континентальных, где его замещает горная тундра. Горностепной пояс, напротив, развит только в континентальных секторах. Каждому сектору свойствен специфический полный спектр поясов, который можно наблюдать в низких широтах. По мере перемещения в более высокие широты из этого спектра последовательно выпадают нижние пояса и вертикальные рубежи поясов постепенно снижаются. Так, в южной части Сихотэ-Алиня, расположенной в дальневосточной широколиственнолесной зоне, высотный спектр представлен поясами широколиственных лесов (дом, смешанных кедрово-широколиственных лесов (дом, горной темнохвойной тайги домна самых высоких вершинах (не достигающих 2000 м) намечаются фрагменты поясов редколесья из каменной березы, стлаников игорных тундр. Но уже в средней части хребта (на восточном склоне ус. ш) нижний пояс выклинивается и высотный ряд начинается с пояса смешанных лесов, а в северной части Сихотэ-Алиня роль основания высотно-поясного ряда переходит к горной темнохвойной тайге. На Камчатке выпадают все три перечисленных пояса и первый этаж образует пояс каменноберезняков; еще далее на север к самому основанию г спускается пояс стлаников, который в зоне широколиственных лесов соответствует высокогорному ярусу. Если теперь проследить смену структур высотной поясности вдоль какой-либо одной зоны, то окажется, что зональный тип поясности представлен различными секторными вариантами, которые отличаются главным образом не числом поясов, а их характером. Так, в пределах всех горных ландшафтов, относящихся к таежному типу поясности, общая схема поясного ряда единообразна, нов каждом поясе обнаруживаются специфические секторные черты. Нижний, горнотаежный пояс на западе и на востоке евразиатской тайги представлен темнохвойными лесами, а в Восточной Сибири светлохвойными лиственничными. В поясе редколесий и стлаников на западе растут угнетенные формы темнохвойных деревьев и березовые криволесья, в Восточной Сибири — лиственничные редколесья и кедровый стланика на Дальнем Востоке — каменноберезняки, сменяющиеся выше кедровником и ольховником. Верхний ярус повсеместно образован горными тундрами и гольцами. Наконец, описанные зонально-секторные закономерности размещения высотно-поясных рядов сильно усложняются орографией. Само собой разумеется, что полнота развития присущего даннои зоне и данному сектору спектра высотных поясов зависит от высоты гор в низких и средневысотных горах верхние члены высотнопоясного ряда могут отсутствовать. Наряду с абсолютной высотой важнейшим фактором ландшафтной дифференциации гор служит экспозиция склонов, связанная с общим простиранием горного поднятия. Различаются два типа экспозиции — солярная, или инсоляционная, и ветровая, или циркуляционная. Первая означает ориентировку склонов по отношению к странам света (и соответственно к солнечному освещению, вторая — по отношению к воздушным потокам. От солярной экспозиции зависит тепловой, а также водный режим склонов. Южные склоны прогреваются сильнее, чем северные, испарение на них протекает более интенсивно, следовательно, при прочих равных условиях они должны быть суше. На южных склонах границы высотных поясов обычно сдвинуты вверх по сравнению с северными. Контраст между противоположными солярными экспозициями особенно хорошо заметен в горах, расположенных на стыке ландшафтных зон. Так, на юге Забайкалья северные склоны (сивера) часто покрыты лесом, тогда как южные (солнопеки) заняты степью. Влияние солярной экспозиции в умеренных широтах сказывается сильнее, чем в полярных и тропических. В высоких широтах вовремя полярного дня почти равномерно освещаются склоны всех экспозиций, в низких широтах Солнце стоит настолько высоко над горизонтом, что различия в инсоляции склонов разных экспозиций сглаживаются. Ветровая экспозиция играет двоякую роль. Она может существенно обострять контрасты в термическом режиме противоположных склонов, усиливая эффект солярной экспозиции. Такая ситуация характерна для хребтов, простирающихся с запада на восток (Альпы, Крымские горы, Большой Кавказ, горы Средней Азии) . Северные склоны таких хребтов подвергаются воздействию холодных воздушных масс, тогда как южные защищены от них в большей или меньшей степени. Неслучайно подобные горные поднятия служат важными климаторазделами и часто их гребни образуют границы между широтными ландшафтными зонами. Вторая сторона воздействия ветровой экспозиции на климат и ландшафты склонов связана с ориентировкой последних по отношению к источникам влаги, тек путям переноса влажных воздушных масс и траекториям циклонов. В поясе западного переноса основную массу осадков получают западные склоны, в муссонном секторе — восточные. В горах Алайской системы наибольшее количество осадков выпадает на южных и юго-западных склонах передовых хребтов (главным образом Гиссарского) за счет циклонов иранского полярного фронта при перемещении последнего весной с юга на север. Подветренные склоны гор, лежащие в барьерной, или дождевой, тени, часто подверженные влиянию фёнов, как правило, значительно суше, чем наветренные. В условиях сухого климата эффект экспозиции особенно значителен, причем наибольший контраст наблюдается на высотах, соответствующих поясу максимальных осадков — в силу того, что он хорошо выражен лишь на одном (наветренном) склоне. В Северном Тянь-Шане этот пояс лежит приблизительно между 1500 — 3000 м над уровнем моря, ив его пределах на северных и западных склонах появляются темнохвойные леса, которые на противоположных экспозициях отсутствуют. Книзу и кверху различия в степени увлажнения наветренных и подветренных склонов сглаживаются, ноне исчезают, что находит свое отражение, в частности, в положении границ высотных поясов. В Тянь-Шане, например, экспозиционные различия в высоте снеговой границы достигают 800 — 1000 м. Если хребты широтного или субширотного простирания подчеркивают и усиливают зональные контрасты, то меридиональные поднятия, такие, как Уральский хребет или горы Тихоокеанского кольца, нередко формируют рубежи физико-географических секторов. Таким образом, контрастное распределение зональных типов высотной поясности и их секторных вариантов в значительной степени подчиняется общему плану орографического строения суши. Так, Уральские горы разделяют Восточно- Европейский умеренно-континентальный и Западно-Сибирский типичный континентальный секторы соответственно на западном макросклоне хребта развита высотная поясность, типичная для первого сектора, а на восточном — для второго. В частности, там, где Урал пересекает лесостепную зону, на западном склоне появляются пояса широколиственных и темнохвойных лесов, На восточном же склоне эти пояса выпадают. Сложное сплетение различных высотно-поясных рядов наблюдается в крупных горных поднятиях, расположенных на стыках различных зон и секторов, например на Кавказе, в Алтайско-Саянской горной стране и др. Дополнительными факторами разнообразия и пестроты высотнопоясной дифференциации служат другие орографические особенности горных систем. В сложных системах, состоящих из ряда параллельных хребтов, внешние хребты находятся в более благоприятных условиях увлажнения, чем внутренние. Замкнутые внутригорные депрессии характеризуются более сухими континентальным климатом и более аридным характером высотно- поясного спектра, чем горные склоны. В условиях крайне континентального климата с частой повторяемостью антициклонального состояния атмосферы и температурных инверсий во внутригорных котловинах может возникнуть инверсия горных поясов, те. обратная последовательность их смены по высоте. В некоторых таежных котловинах Восточной Сибири днище и прилегающие склоны заняты комплексами тундрового или лесотундрового типа, а выше появляется пояс горной тайги. Итак, влияние высотной поясности на ландшафтную дифференциацию гор тесно переплетается с действием ряда других факторов. Особо следует подчеркнуть, что хотя высотная поясность по своей природе азональна поскольку ее предпосылкой служат тектонические движения, создающие горы, свои конкретные формы она приобретает под влиянием широтной зональности и секторности, и вне этого влияния рассматривать ее нельзя. 85 Высотная ландшафтная дифференциация равнин. Ярусность и барьерность на равнинах ив горах Влияние гипсометрического положения на дифференциацию равнинных ландшафтов было замечено уже давно. Еще вначале нашего столетия Г. Н. Высоцкий писал, что на юге Русской равнины повышение местности влияет до некоторой степени также, как переход из более сухой и теплой климатической зоны в более влажную и холодную. Известно, что на возвышенностях выпадает больше осадков, чем на низменностях, что в лесостепной зоне возвышенности сильнее облесены, чем низменности, и к ним чаще приурочены оподзоленные и выщелоченные разности черноземов. Температура воздуха на равнинах, также как ив горах, падает с высотой. Вертикальный температурный градиент не вполне одинаков в разных районах, он колеблется, кроме того, в зависимости от времени года и других условий, нов среднем близок к 0,5 — 0,6° С. Это означает, что разница высот в 200 м приведет к понижению средней температуры воздуха на 1° С или несколько больше. Такого понижения температуры недостаточно для появления высотной поясности, но оно может сказаться в некотором смещении границ широтных зон. Действительно, границы ландшафтных зон нередко имеют волнистую форму на возвышенностях они смещаются к югу, а на низменностях — к северу. Однако такой случай не является правилом известны примеры противоположного рисунка границ, свидетельствующие о том, что на равнинах абсолютная высота не оказывает решающего влияния на форму зональных рубежей и здесь надо искать другие причины. Гипсометрический фактор на равнинах играет в основном косвенную роль в ландшафтной дифференциации. Равнины низкого уровня, как правило, отличаются молодым рельефом аккумулятивного происхождения, их поверхность слабо расчленена, сложена рыхлыми наносами, слабо дренируется, уровень грунтовых вод лежит близко к поверхности. Возвышенные равнины характеризуются более древним рельефом, преобладанием денудационных процессов, более или менее значительным расчленением, интенсивным естественным дренажем, глубоким залеганием зеркала грунтовых вод. Указанные различия имеют существенное ландшафтообразующее значение. Так, в условиях избыточного увлажнения (в таежной зоне) низменности, получающие за годна мм осадков меньше, чем возвышенности, фактически переувлажнены по сравнению с последними вследствие затрудненного стока, а также дополнительного поступления влаги со склонов соседних возвышенностей. В результате именно на таежных низменностях например, Молого- Шекснинской, Верхнесухонской и многих других) интенсивно развито заболачивание, тогда как на возвышенностях болот мало. С другой стороны, таежные возвышенности часто служат проводниками к северу элементов более южных ландшафтов, хотя термические 86 условия здесь, казалось бы, менее благоприятны из-за более низких летних температур и сокращения вегетационного периода. На Валдайской возвышенности, например, дубовые леса идут дальше на север, чем на прилегающих низменностях, что можно объяснить лучшим дренажем, меньшей опасностью заморозков (холодный воздух стекает вниз по склонам. Таким образом, при общем избытке атмосферного увлажнения возвышенности способствуют смещению зональных границ не к югу, а к северу. В условиях неустойчивого атмосферного увлажнения, что типично для лесостепной зоны, эффект увеличения количества осадков совпадает с влиянием рельефа и это приводит к своеобразному результату — продвижению широколиственных лесов как на север, таки на юг. Распространению лесной растительности и соответствующих почв благоприятствует расчлененный рельеф, лучший дренаж, что способствует, в частности, выщелачиванию из почв легкорастворимых солей. Эти особенности возвышенностей выгодно контрастируют с заболоченностью слабодренированных низин на севере и засоленностью на юге. Существенную роль, кроме того, играет состав материнских пород, но об этом факторе в дальнейшем будет идти речь особо. Итак, на равнинах достаточно отчетливо выражены два высотных уровня, или яруса, ландшафтной дифференциации. Граница между ними не может быть однозначно определена какой-либо единой цифрой. На Русской равнине она в среднем лежит на абсолютной высоте около 170 — 180 м. На высоких равнинах появляется необходимость в дополнительном ярусном расчленении в форме переходных ярусов или подъярусов, особенно в случае появления первых признаков высотной поясности. Ярусность можно определить как всеобщую географическую закономерность, свойственную всем ландшафтам, как равнинным, таки горным. По отношению к ней высотная поясность имеет как бы частный, или подчиненный, характер, и не только потому, что она специфична только для г, но и вследствие того, что по своему географическому содержанию поясность — более узкое и менее комплексное понятие, чем ярусность. Если высотная поясность связывается только с климатообразующим значением рельефа, тов представлении о ярусности учитывается его более всесторонняя ландшафтообразующая роль. Отчасти мы имели возможность убедиться в этом на примере ландшафтов равнин, теперь остается рассмотреть сущность ландшафтной ярусности гор. Изменения по вертикали в горах обнаруживаются не только в климате, но ив строении земной поверхности. В традиционном делении г на низкие, средневысотные и высокие отражаются три основные ступени, связанные с этапами формирования горного сооружения, возрастом отдельных его частей, интенсивностью тектонических движений, а также характером экзогенного расчленения. В этих ступенях выражаются изменения одновременно по высоте 87 и по направлению от периферии горного сооружения к его центральной, осевой части. Периферию крупных горных поднятий образуют предгорья и невысокие передовые хребты или отроги главных цепей в условиях гумидного климата они обычно имеют мягкие очертания, в аридных областях сильно расчленены временными водотоками и окаймляются предгорными пролювиальными шлейфами. Для среднегорья наиболее типично глубокое эрозионное расчленение, высокогорье характеризуется нивальной и ледниковой обработкой, резкими альпийскими формами, наличием современных ледников. Ступенчатость, или ярусность, очень часто проявляется ив геологическом строении гор, в последовательной смене толщ, различных по возрасту и петрографическому составу пород, по степени дислоцированности. Хороший пример представляет Большой Кавказ. Его нижняя, периферическая, часть слагается преимущественно неогеновыми относительно слабо смятыми песчано-глинистыми отложениями и конгломератами, которые и образуют низкогорный ярус. Далее последовательно сменяют друг друга все более древние и более дислоцированные толщи — палеогеновые, мезозойские, палеозойские. Наиболее высокая осевая часть хребта в западной части сложена древнейшими массивно-кристаллическими породами. Отмеченные три основные ступени можно рассматривать и как климатические ярусы. Климат низкогорий тесно связан с атмосферной циркуляцией над прилегающими равнинами. В этой части наших южных гордо высоты 500 — 600 м) сказывается влияние вторжений холодных воздушных масс с севера. В среднегорном ярусе в наибольшей степени проявляются восхождения воздушных масс, обострение фронтов, контрастность климатов противоположных экспозиций именно в этом ярусе наветренные склоны получают максимальное количество осадков. Высокогорные хребты (на Кавказе выше 2000 — 2500 м, в Средней Азии выше 2500 — 3000 м) находятся в сфере воздушных течений свободной атмосферы подстилающая поверхность не оказывает существенного влияния на климат, и последний мало зависит от циркуляции атмосферы в приземных слоях над прилегающими равнинами. Ландшафтные ярусы г не тождественны высотным поясам, но между ними существуют определенные соотношения. Нижнему ярусу, как правило, соответствует первый (самый нижний) высотный пояс. В среднегорном ярусе характер поясности наиболее сложный и разнообразный, здесь на одной и той же высоте могут чередоваться фрагменты разных поясов, но обычно для среднегорий каждой ландшафтной зоны типичен тот или иной пояс или же сочетание поясов. Например, для среднегорий таежной зоны характерен пояс редколесий, криволесий и стлаников, для зоны широколиственных лесов — горнотаежный пояс, для пустынной зоны умеренного пояса — горностепной пояс с фрагментами лесного на наветренных склонах. В высокогорном ярусе условия для формирования высотных поясов более однообразны, нов его нижней части (нижнем подъярусе) еще сказывается влияние зонального и секторного положений гор в зависимости от этого здесь могут быть представлены ландшафты горных тундр, горных лугов, высокогорных пустынь и некоторые другие. Теоретически (если позволяет высота гор) все ряды высотной поясности должны заканчиваться горноледниковым поясом. Таким образом, представление о ярусности имеет подлинно комплексное ландшафтно-географическое содержание, оно более емкое, чем понятие высотная поясность. В отличие от высотных поясов, которые часто имеют фрагментарный характер и узко ограниченное региональное распространение, ландшафтные ярусы имеют универсальное значение при ландшафтном делении горных стран и обеспечивают сравнимость горных ландшафтов при их классификации. Ландшафтные пояса должны приурочиваться к определенным ярусам. С ландшафтоведческой точки зрения, например, мало смысла рассматривать темнохвойные леса Северного Урала, Центрального Алтая и южного склона Гималаев в качестве фрагментов единого горнотаежного пояса. Помимо чисто внешнего сходства в растительности названные три примера не имеют ничего общего. Североуральская горная тайга относится к типичным низкогорьям подзоны северной тайги и не поднимается выше 400 — 600 м над уровнем моря, темнохвойнолесной пояс Алтая принадлежит к среднегорьям степной зоны (между 1400 — 1600 им н. ур. м, а в Гималаях темнохвойные леса поднимаются почти дом (в Сино-Тибетских горах — дом) и составляют элемент высокогорного этажа муссонных тропических ландшафтов. Даже по растительному покрову здесь обнаруживается весьма относительное сходство, поскольку он образован разными видами и имеет различные структурные особенности. Трехъярусное ландшафтное деление гор — лишь типовая схема, которая может детализироваться. Во многих случаях внутри ярусов хорошо обособляются подъярусы. Надо заметить, что каких-либо стандартных высотных пределов для тех или иных ярусов не существует. Они зависят от зонального положения гор, от истории их развития, геологического строения и других региональных особенностей. Из всего изложенного ясно, что как в горах, таки на равнинах дифференцирующий эффект абсолютной высоты трудно отделить от влияния других азональных факторов. Прямое влияние абсолютной высоты на характер ландшафтов передается лишь через изменение термических условий с высотой. Помимо этого можно говорить о косвенной роли гипсометрического фактора и прежде всего о барьерном эффекте, или барьерности. Нам уже приходилось сталкиваться с этим явлением, поскольку его влияние тесно переплетается в прямым действием абсолютной высоты при формировании высотных ландшафтных поясов. Напомним, что распределение осадков 89 на склонах горесть следствие существования препятствий на путях движения воздушных масс в виде горных барьеров. Однако влияние горных барьеров сказывается и на ландшафтах предгорных равнин. Предвосхождение воздушных масс, накапливающихся перед горным барьером, начинается нередко еще за сотни километров до хребта в результате на обширной площади равнин, примыкающих к горному поднятию с наветренной стороны, наблюдается увеличение осадков (например в Колхиде, западном Предкавказье, Приуралье. По другую сторону хребтов, напротив, часто на большом удалении от хребтов наблюдается фёновый эффект, уменьшение облачности, пониженное количество осадков. В первом случае образуются ландшафты барьерного подножья, во втором — ландшафты барьерной тени по терминологии, предложенной АИ. Яунпутнинем). Одним из примеров может служить обширная (протяженностью более 200 км с запада на восток) Иссык-Кульская котловина (рис. 19). Абсолютная высота днища котловины изменяется мало и со- Рис. 19. Ландшафты Иссык-Кульской котловины 1 — пустынные ландшафты с серо-бурыми почвами, 2 — полупустынные ландшафты со светло-бурыми почвами, 3 — сухостепные ландшафты с темно-бурыми почвами, 4 - степные ландшафты с черноземовидными почвами. Изолнниямн показаны годовые суммы осадков (мм) ставляет в среднем около 1700 м (урез воды оз. Иссык-Куль 1608 м. Западный угол котловины лежит в барьерной тени, он получает около 200 мм осадков и представляет собой каменистую полынную пустыню (с участием солянок, терескена и др) на серо-бурых почвах. Восточная часть котловины расположена в условиях барьерного подножья, с запада на восток происходит быстрое увеличение количества осадков, и ландшафты приобретают сначала полупустынный характер, затем сухостепной и, наконец, степной и лугово- степной. Повышение увлажнения на предгорных равнинах степной и пус- 90 Рис. 20. Барьерная инверсия ландшафтных зон на Крымском полуострове ив Западном Предкавказье: 1 — сухие (южные) степи, 2 — типичные степи, 3 северные степи, 4 — предгорная лесостепь, 5 — предгорные субсреди- земноморские ландшафты, 6 горы, 7 — годовые изогиеты (мм) Рис. 21. Распределение средних годовых осадков на Северо-Западе Русской равнины в зависимости от рельефа 1 — возвышенности выше 100 м над уровнем моря, 2 — годовые изогиеты (мм) тынной зон обусловливает сдвиг зональных границ к югу и даже своеобразную барьерную инверсию ландшафтных зонте. обратную последовательность их смены. Подобная картина наблюдается на равнинах степного Крыма и восточного Приазовья. Примерно по линии Перекопский перешеек — север Азовского моря — низовья Дона проходит как бы ось атмосферного увлажнения, от которой оно возрастает как к северу (в соответствии с общей зональной закономерностью, таки к югу (в связи с барьерным воздействием Большого Кавказа и Крымских гор. Поэтому к югу от оси наблюдается 92 смена ландшафтов от сухих степей до лесостепи как бы в виде зеркального отражения нормальной зональной схемы (рис. 20) . Очень постепенное (от 0 дом) повышение самой равнины не играет при этом существенной роли. Ранее отмеченный факт увеличения количества осадков на возвышенностях в сравнении с низменностями является проявлением того же барьерного эффекта. Примечательно, что это увеличение наблюдается на наветренных склонах возвышенностей, а также на прилегающих участках соседних низменностей (рис. 21). В некоторых случаях, переваливая через невысокие возвышенности, воздушные массы, еще содержащие значительное количество влаги, оставляют часть ее на верхних участках подветренных склонов, где также может отмечаться повышенное количество осадков 1 |