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.
|
|
Структурно-петрографические факторы и морфоструктурная дифференциация При всем разнообразии рассмотренных факторов механизм их влияния на формирование и дифференциацию геосистем сходен и зональность, и секторность, и ярусность, и барьерность непосредственно проявляются в теплообеспеченности и увлажнении, а уже через них — в других природных компонентах ландшафтной сферы. Существует, однако, еще одна категория факторов, от которых в большой степени зависит пестрота и контрастность региональной структуры ландшафтной сферы строение и вещественный состав верхних толщ литосферы. Часто именно эти факторы называют собственно азональными. Физико-географические следствия разнообразия петрографического состава пород, слагающих земную поверхность, чрезвычайно многообразны. Горные породы образуют субстрат ландшафта, они определяют состав минеральной массы почвы и ее важнейшие физико-химические и трофические свойства, состав элементов, участвующих в геохимическом круговороте, эдафические условия про- 1 Дополнительной причиной повышения осадков на возвышенностях служит усиление расчленения поверхности и, следовательно, ее шероховатости. Этот фактор начинает действовать еще на низменностях поверхность суши, даже низменная, более шероховата, чем водная поверхность, и способствует усилению турбулентности в движущихся воздушных массах. Поэтому на побережьях морей, а также крупных озер (например Ладожского) выпадает меньше осадков, чем на некотором удалении от них вглубь суши. 2 В ландшафтоведческой литературе применительно к вещественному составу твердого фундамента ландшафта традиционно применяются термины «литологический состав, «литогенная основа и т.п. Эта терминология страдает неточностью, ибо понятие литология относится только к осадочным породам. Поскольку в формировании ландшафтов участвуют и магматические породы, правильнее говорить о петрографическом составе, петрографическом фундаменте ландшафта, петрографическом субстрате и т.п. 93 израстания растительного покрова, не говоря уже о многих чертах рельефа, а также гидрографической сети. Известно, например, что карбонатные породы представляют благоприятный субстрат для почвообразования, особенно на фоне кислых почв гумидных лесных ландшафтов. Богатство пород кальцием обусловливает нейтральную или даже щелочную реакцию почв, насыщенность поглощающего комплекса основаниями, повышенное накопление гумуса. Развивающиеся на карбонатных породах дерново-карбонатные почвы обладают значительно более высоким естественным плодородием, чем почвы, формирующиеся на различных бескарбонатных материнских породах. Вследствие этого и растительный покров здесь богаче. Так, Ижорское плато под Ленинградом, сложенное известняками ордовикской системы, выделяется как подтаежный остров в подзоне южной тайги, а также как наиболее освоенный в сельскохозяйственном отношении ландшафт в СевероЗападной таежной провинции. К этому надо добавить, что для подобных ландшафтов типичны карстовые формы рельефа, бедность поверхностных вод (вплоть до полного отсутствия гидрографической сети, жесткость и повышенная минерализация грунтовых вод. Примером иного рода могут служить ландшафты, формирующиеся на песчаных аллювиальных или водно-ледниковых равнинах. Пески отличаются хорошей водопроницаемостью, они лучше аэрируются, чем глины и суглинки, весной быстрее подсыхают и прогреваются, так что в условиях избыточного атмосферного увлажнения должны характеризоваться более благоприятным гидротермическим режимом, чем тяжелые грунты. Однако они беднее элементами минерального питания растений. Притом, песчаные отложения обычно приурочены к крупным понижениям рельефа и часто на небольшой глубине подстилаются водоупорными породами (мореной, ленточными глинами, дочетвертичными отложениями, грунтовые воды лежат здесь неглубоко, отток влаги затруднен. Поэтому на песчаных равнинах тайги и подтайги создаются благоприятные условия для заболачивания, а на дренированных участках господствуют леса из сосны обыкновенной, менее требовательной к минеральному богатству субстрата, чем темнохвойные породы. Пески служат проводниками к югу, в пределы лесостепи, ландшафтов таежного облика — по песчаным террасам рек Суры, Цны, Воронежа. В зоне пустынь на фоне крайнего дефицита влаги массивы эоловых песков, если они не нарушены интенсивным выпасом скота, выделяются наиболее развитым растительным покровом (в частности, для среднеазиатских пустынь типичны заросли саксаула. Это объясняется тем, что в песках на глубине 2 — 5 м образуется влажный конденсационный горизонт пресной воды (в результате испарения глубоких грунтовых вод) . Пестрота ландшафтов гор в большой степени обусловлена разнообразием горных пород в связи с геологическими структурами, к которым они приурочены. Важное значение имеют условия залегания пород, их минералогический состав, устойчивость к выветриванию, трещиноватость, растворимость и другие свойства. Главная гряда Крымских rop в нижней части сложена глинистыми сланцами и песчаниками таврической свиты (нижняя юра — верхний триаса в верхней — коралловыми известняками верхней юры. Первым соответствует низкогорный яруса вторым — среднегорный. Известняки слагают выровненную поверхность гряды (яйлу, круто обрывающуюся в сторону побережья Черного моря. Вследствие трещиноватости и легкой растворимости известняков атмосферные осадки уходят вглубь, образуя карстовые формы. Поверхность яйлы безводна и безлесна. Глинистые сланцы в естественных условиях облесены. Они легко разрушаются и образуют мягкие склоны, для которых очень характерны оползни. Багодаря водоупорности сланцев на линии их контакта с известняками выклиниваются подземные воды, дающие начало многочисленным источникам. Таким образом, линия, разделяющая выходы таврической свиты и верхнеюрских известняков, служит важной физико- географической границей, по обе стороны которой формируются разные ландшафты. В своем воздействии на ландшафтную дифференциацию структурно- петрографические факторы неотделимы от роли гипсометрического положения, ориентировки крупных форм рельефа и других орографических особенностей. Все эти элементы строения и форм твердой поверхности тесно взаимообусловлены, они имеют бесспорно азональную природу и являются лишь частными признаками единого целого — морфострукт уры. Под морфоструктурами понимают крупные неровности земной поверхности, созданные эндогенными (те. азональными) процессами, а следовательно, непосредственно связанные со строением земной коры. Различаются морфоструктуры разных порядков. Самые крупные, называемые геотектурами, соответствуют крупнейшим структурным элементам земной коры (материки, океанические впадины, срединно-океанические хребты и т.п.). К морфоструктурам более низкого порядка относятся платформенные равнины и плоскогорья, горные сооружения орогенических зон. Следующий уровень представлен отдельными возвышенностями и низменностями в пределах платформенных равнин, глыбовыми массивами или складчатыми хребтами, межгорными впадинами и т.д. Азональная дифференциация в широком смысле слова по существу обусловлена морфоструктурным планом земной поверхности. В отличие от зональности в ней не наблюдается строго последовательного изменения признаков в каком-либо одном направлении, хотя в размещении крупнейших морфоструктур имеются свои закономерности (их выяснение не входит в задачи ландшафтоведения. Азональные различия в природе земной поверхности более контрастны, чем зональные, они создают более четкие рубежи между геосистемами, и их роль в региональной дифференциации исключительно велика. 95 Соотношения зональных и азональных закономерностей и их значение как теоретической основы физико-географического районирования Зональные и азональные закономерности универсальны для ландшафтной сферы — они проявляются в ней повсеместно, в любом географическом компоненте ив любом ландшафте. Кажущиеся нарушения или пробелы в системе ландшафтных зон объясняются многообразием проявления зональности как всеобщей географической закономерности, ее трансформацией в разных условиях. Не исчезает она ив горах, как это иногда представляется, нотам она выражена в определенном типе поясности каждой ландшафтной зоне присуща специфическая надстройка из высотных поясов. Достаточно представить себе, как изменилась бы, например, природа Большого Кавказа, если его мысленно передвинуть на место Земли Франца Иосифа или хотя бы на широту Южного Урала. Влияние зональности сказывается в самых высоких горах. Это можно проиллюстрировать на примере положения снеговой линии, те. высотного уровня, выше которого накопление твердых атмосферных осадков преобладает над их расходом на таяние и испарение (рис. 22) . С приближением к экватору высота снеговой границы поднима- Рис. 22. Изменение высоты снеговой границы по широте в Кордильерах Южной Америки 1 — тихоокеанский склон, 2 — атлантический склон ется дом и выше, при этом на кривой, отображающей изменения высоты снеговой линии по широте, имеются характерные детали резкий подъем в аридном тропическом поясе и заметный спад в приэкваториальных широтах. Таким образом, этот показатель в точности отражает широтные изменения соотношений тепла и увлажнения на уровне земной поверхности сравните рис. 10). 96 Еще в самом конце прошлого столетия одновременно с появлением докучаевского учения о естественно-исторических зонах возникли понятия интразональность и азональность. Их ввел ближайший единомышленник В. В. Докучаева Н. Н. Сибирцев. Эти понятия относились к почвами растительным сообществам, которые формируются в специфических локальных условиях (в поймах рек, засоленных впадинах, на выходах скальных породит. п. Впоследствии интразональными стали называть болота, сосновые боры на песках ив конечном счете все природные комплексы, за исключением плакорных, те. развивающихся на ровных или слабо наклонных местоположениях, сложенных средними по механическому составу (суглинистыми) породами и не испытывающих переувлажнения грунтовыми водами. Термин зональный, таким образом, превращался в синоним плакорного. Однако трудами Г. Н. Высоцкого, Б. А. Келлера и других ученых было убедительно доказано, что почвы, растительные сообщества и географические комплексы в целом, развивающиеся на песках, каменистых грунтах, в переувлажненных местообитаниях и т.д.,— это такие же зональные образования, как и плакорные, ибо все они несут на себе печать зональности. В поймах тундры, тайги или пустыни образуются совершенно различные геосистемы. Тоже можно сказать о песках, западинах, скалах, осыпях и многих других локальных местоположениях. Обычно основой для сравнения и характеристики ландшафтных зон служат плакорные геосистемы. Номы вправе сравнивать различные зоны по геосистемам неплакорным, свойственным специфическим локальным условиям. Это даже необходимо делать стем, чтобы получить более полную картину зональности. Различного рода интразональные системы, например западинные, образуют как бы параллельные зональные ряды. Формирование и размещение подобных локальных геосистем связано уже с закономерностями внутриландшафтной дифференциации, и их изучение относится к морфологии ландшафта. Понятие интразональность по существу утратило свое научное значение, что же касается азональности, тов нее вкладывается смысл, отличный от первоначального. Азональность в широком смысле слова охватывает все черты региональной физико-географической дифференциации, которые обусловлены тектоническим развитием Земли. С этой точки зрения к азональности следует отнести и секторность, и высотную поясность, ибо в основе их лежит одна первичная причина — дифференциация земной коры как результат действия внутриземной энергии. Однако эта первичная причина сказывается в формировании и развитии геосистем опосредованно в секторности она опосредована через атмосферную материковоокеаническую циркуляцию, в высотной поясности — через гипсометрический и барьерный эффект. Поэтому указанные две закономерности с физико-географической точки зрения можно рассматривать как самостоятельные. Собственно же азональность, или азональность в узком смысле слова, часто относят лишь к морфоструктурно обусловленной дифференциации ландшафтной сферы. Следует подчеркнуть, что азональность, как бы ее ни трактовать — в широком ли, в узком ли смысле, — такая же всеобщая географическая закономерность, как и зональность. Вне азональных закономерностей не может быть рассмотрено ни одно физико-географическое явление, поскольку оно не бывает свободно от влияния континентальности климата, тектонических движений, высоты над уровнем моря, структурных форм поверхности и ее вещественного состава. Зональность и азональность выступают в диалектическом единстве, ни одной из них нельзя отдать приоритет, те. считать одну из этих закономерностей ведущей или главной, а другую подчиненной или второстепенной. В известном смысле, при выяснении зональных явлений, азональность можно рассматривать как условие, точнее совокупность условий, определяющих конкретные региональные проявления зональности (например в различных ландшафтных секторах, в разных ярусах рельефа, на различных морфоструктурах). Но подобная трактовка будет очень ограниченной, так как не исчерпывает всей сущности азональности. Азональные факторы определяют характер и направленность многих природных процессов (в частности, гравитационных) и многие свойства геосистем. В конечном счете разобраться в дифференциации отдельных природных явлений, компонентов геосистем и геосистем в целом можно только на основе совместного учета зональных и азональных факторов, их противоречивого единства. Напомним о циркуляции атмосферы, в которой есть свои зональные и азональные составляющие. Другим примером может служить глобальная картина размещения атмосферных осадков и увлажнения как соотношения осадков и испаряемости (рис. 23): зональная закономерность здесь достаточно очевидна, но одновременно увлажнение изменяется под влиянием секторности. В результате образуются как бы концентрические пояса, или зоны, увлажнения. Если к ним добавить контрасты, создаваемые горными барьерами и рельефом вообще (на рис. 23 они исключены, то мы получим достаточно сложную картину. Еще один показательный пример — многолетняя мерзлота. Возможности ее развития и сохранения ограничены определенными зональными рамками ее распространение исключено в относительно низких широтах, где не бывает холодной зимы. В пределах умеренного пояса она уже широко распространена, ноне повсеместно, а лишь в континентальных секторах. Соотношение зональных и секторных факторов определяет своеобразное очертание южной границы многолетней мерзлоты в приокеаническом Западно-Европейском секторе она отсутствует, в умеренно-континентальном Восточно-Европейском встречается только в тундровой зоне, в типично- континентальном Западно-Сибирском захватывает северную часть тайги, а в резко 98 Рис. 23. Изолинии коэффициента увлажнения Высоцкого — Иванова на обобщенном континенте и крайне континентальной Восточной Сибири распространяется не только на всю тайгу, но и заходит в степную зону. Исследование факторов и закономерностей региональной дифференциации эпигеосферы служит отправным моментом для физико-географического районирования. Физико-географическое районирование имеет своей целью дать синтез всевозможных частных проявлений зональной и азональной дифференциации. Как мы видим, причины региональной дифференциации многообразны, они создают множество природных рубежей, которые накладываются друг на друга. Эти рубежи разделяют территориальные единства, имеющие неодинаковую природу. В сущности каждой закономерности — зональной, секторной, ярусной и др. — отвечает своя система территориальных подразделений, и любое из этих подразделений можно рассматривать как определенную целостность. Так, зональность находит свое конкретное, зримое выражение 99 в существовании ландшафтных зон и подзон, заполняющих все пространство ландшафтной сферы. Секторность реализуется в виде системы физико- географических секторов (и подсекторов), также сплошь выстилающих всю поверхность суши, не оставляя каких-либо разрывов. Азональность в узком смысле слова конкретизируется в существовании множества физико- географических стран (например Урал, Тибет) и областей (Полесье, Южный Урал и т.п.), на которые делится вся поверхность суши. Таким образом, региональная структура ландшафтной сферы очень сложна, она как бы многослойна; различные системы региональных подразделений перекрываются. Можно сказать, что ландшафтная сфера полиструктурна. Каждая ландшафтная зона вполне реальное физико-географическое образование, точно также, как любой сектор или любая горная и равнинная страна. Они сосуществуют, не смешиваясь между собой. Однако говоря, что каждое из подобных образований представляет собой определенную физико- географическую целостность, мы должны сделать существенную оговорку речь может идти о целостности как бы неполной, односторонней, в каждом случае она определяется с какой-либо одной точки зрения, те. в отношении той или иной физико-географической закономерности. Ландшафтная зона — это лишь зональная целостность, но зона может быть крайне неоднородной в секторном, ярусном, морфоструктурном отношениях. С другой стороны, Урал, например, представляет собой целостную азональную систему, но он принадлежит разным зонами секторам. Следовательно, подобные крупные региональные образования не отвечают условию единства зональности и азональности 1 . Чтобы достичь этого единства, необходимо, очевидно, спуститься на достаточно низкий уровень региональной дифференциации, при котором сглаживаются как зональные, таки азональные различия. Иными словами, только такая территориальная единица может считаться целостной в зональном и азональном отношениях, которая однородна по обоим критериям, те. неделима далее ни по зональным, ни по азональным признакам. Такой единицей является ландшафт. Внутренняя (морфологическая) неоднородность ландшафта обусловлена уже иными, чисто локальными причинами, которые нам предстоит в дальнейшем рассмотреть особо. Ландшафт, следовательно, представляет собой предельную (наинизшую) ступень в системе физико-географического районирования. Все региональные единства более высоких рангов (включая зоны, секторы, страны и др) можно рассматривать как объединения ландшафтов в соответствии с известными региональными закономерностями. Разработка упорядоченной системы физико-географических регионов разных категорий и уровней — сверху донизу и составляет задачу физико-географического районирования. 100 Имеется ввиду азональность в широком понимании. Локальная дифференциация При последовательном анализе дифференциации эпигеосферы на природные территориальные комплексы мы подходим к некоторому естественному рубежу, за которым (те. ниже его) дальнейшие физико-географические различия уже не удается объяснить действием универсальных зональных и азональных факторов. А между тем такие различия, наблюдаемые на небольшом протяжении (нередко всего лишь сотен или десятков метров, могут быть более контрастными, чем между двумя соседними ландшафтными зонами или секторами. В одних и тех же зональных и азональных условиях бок о бок располагаются сухие сосновые боры и верховые или низинные болота, безводные пустынные равнины и буйные тугайные заросли, степные склоны и лесистые балки и т.п. Здесь мы сталкиваемся с принципиально иным типом географической дифференциации, которая не связана ни с широтным распределением солнечного тепла, ни с континентально-океаническим переносом воздушных масс, ни с разнообразием структур земной коры. Локальная, иначе топологическая или внутриландшафтная, дифференциация геосистем отличается от региональной не только территориальными масштабами своего проявления и относительно ограниченным радиусом действия дифференцирующих факторов, но прежде всего различной сущностью, или природой, последних. Если обособление геосистем регионального уровня определяется причинами планетарно-астрономического характера, внешними по отношению к эпигеосфере и ко всем ее территориальным подразделениям, тов основе локальной мозаики геосистем лежат внутренние географические причины. Локальная дифференциация — следствие функционирования и развития самих ландшафтов, процессов, внутренне присущих различным ландшафтам. Можно сказать, что локальная дифференциация есть проявление активного начала, заложенного в каждом ландшафте. Многообразию ландшафтов соответствует многообразие факторов внутриландшафтной географической дифференциации и форм, в которых она проявляется. К наиболее активным факторам, обусловливающим мозаику локальных геосистем, относятся так называемые экзогенные геоморфологические процессы — механическое и химическое выветривание, эрозионная и аккумулятивная деятельность текущих вод, карст, термокарст, дефляция, суффозия, оползни и др. Эти процессы формируют скульптуру земной поверхности, те. создают множество разнообразных мезо- и микроформ рельефа ив конечном счете, элементарных участков, или местоположений, отличающихся по своему взаимному расположению (вершины, разные части склона, подножья, впадины и др, относительной высоте, экспозиции, крутизне и форме склона. При одних и тех же зональных и азональных условиях, те. водном и том же ландшафте, происходит перераспределение солнечной 101 радиации, влаги и минеральных веществ по местоположениям, вследствие чего каждое местоположение будет характеризоваться специфическим микроклиматом, тепловым, водными солевым режимами. Тем самым разные местоположения должны характеризоваться неодинаковым экологическим потенциалом, те. совокупностью условий местообитания для организмов. Благодаря избирательной способности организмов к условиям среды заселение территории происходит в строгом соответствии с этими условиями, и каждому местоположению должен соответствовать один биоценоз. В конечном счете в результате взаимодействия биоценоза с абиотическими компонентами конкретного местоположения формируется элементарный географический комплекс, который Л. Г. Раменский предложил называть эпифацией, а Л. С. Берг — фацией. Фация рассматривается как однородная геосистема и как последняя ступень физико-географического деления территории. Необходимо подчеркнуть, что локальная дифференциация осуществляется на фоне определенных зонально-азональных условий, которые как бы создают среду для развертывания локальных процессов. Поэтому ландшафтно- географический эффект одинаковых местоположений зависит от внешней зонально-азональной среды. Склоны одной и той же экспозиции и одинаковой крутизны получают разное количество солнечной радиации в зависимости от широты увлажнение однотипных местоположений зависит от фонового количества осадков и фонового же субстрата. Знаки интенсивность современных тектонических движений существенно влияют на характер процессов денудации и на формирование скульптурных форм рельефа. Морфоскульптура в значительной степени связана с морфоструктурой, и хотя в ее создании активным началом служат экзогенные агенты, многое зависит от пассивного геологического фундамента ландшафта — простирания и наклона пластов, петрографического состава и физико-химических свойств горных пород, их трещиноватости, текстуры и т. д. Таким образом, в разных ландшафтах на однотипных местоположениях формируются различные фации. Внутриландшафтную мозаику фаций можно рассматривать как следствие трансформации в ландшафте зонально-азонального фона, те. потоков энергии и вещества внешнего происхождения. Первичный механизм этой трансформации состоит в перераспределении солнечного тепла и атмосферной влаги по местоположениям. Количество прямой солнечной радиации зависит от экспозиции и крутизны склона. Зимой, когда солнце стоит низко над горизонтом, различия особенно существенны при этом относительные отклонения величин прямой радиации на склонах от норм для горизонтальной поверхности возрастают с широтой рис. 24). Однако разница в абсолютных величинах годовых сумм прямой солнечной радиации растет в противоположном направлении, тес севера на юг, поскольку увеличивается продолжительность теплого периода и общая 102 Рис. 24. Отношение средних суточных сумм прямой радиации на склонах к суммам на горизонтальной поверхности на широтах 42, 50, 60 и 68 ° с. ш. (Микроклимат СССР. Л, 1967): I — южный склон крутизной 20 ° , 2 - южный склон крутизной 10 ° , 3 — северный склон крутизной 10 ° , 4 — северный склон крутизной 20 ° . Величина прямой радиации на горизонтальной поверхности принята за 1,0 интенсивность прямой радиации. Поданным Ю. А. Щербакова 1 , разница в количествах годовой прямой радиации, поступающей на южные и северные склоны ключевых участков, расположенных в разных зонах, составляет (в ккал/см 2 ): в тундре 3,3; в лесотундре 13,5 — 16,8; в тайге 21,3; в лесостепи 45,8; в холодной высокогорной пустыне 61,4 (соответственно 138, 565 — 703, 892, 1918, 2570 МДж/м 2 ) . Радиационный баланс в летние месяцы (VI — VII) на северных склонах крутизной 10 — 20 ° сокращается на 5 — 15 % по сравнению с горизонтальной поверхностью, а на южных увеличивается на 1 — 10 %. Отсюда следует неодинаковая теплообеспеченность местоположений в зависимости от инсоляционной экспозиции, а также крутизны склона (табл. 2). Локальные вертикальные градиенты температур в сотни и даже тысячи раз превышают региональные широтные, секторные, высотно-поясные) градиенты. Важно отметить, что локальные (топологические) и высотно- поясные температурные градиенты имеют противоположный знак на местных склонах температура воздуха не понижается, а повышается от подножия к водоразделу. Так, на склоне траппового холма в Нижнем Приангарье (южная тайга) 1 Влияние экспозиции на ландшафты Ученые записки Пермского унта. 1970. № 240: СТ а блица. Разность дневных температур (С) деятельной поверхности между северными южным склонами весной и осенью Микроклимат СССР. Л, 1967) Крутизна, град 10 20 10 20 Район весна осень Северные районы ЕТС, Западной и Восточной Сибири (60— 68 ° с.ш.) 2 — 3 3 — 5 3 — 4 5 — 9 Центральные районы СССР (50 — 60 ° с.ш.) 3 5 — 7 4 — 5 9 — 11 Южные и юго-восточные районы СССР (40 — 50 ° с.ш.) 3 — 4 7 — 8 5 — 6 11 — 13 Южные районы СССР с муссонным климатом (40 — 50 ° с.ш.) 4 — 5 8 — 11 6 — 7 13 — 15 высотой 40 — 50 м температурный градиент составляет в январе 6,2° Снам высоты, в июле 3,6° С продолжительность безморозного периода увеличивается на 103,3 дня в расчете нам высоты, сумма активных температур — на 20 — 50° С Формирование температурного режима различных местоположений определяется не только инсоляционным фактором большую роль играет стекание холодного воздуха по склонами его застаивание в локальных понижениях. Особенно большой сложностью отличается внутриландшафтный механизм преобразования атмосферного увлажнения. Стекание атмосферных осадков по склонам служит одним из главных факторов пестроты условий увлажнения, местообитаний и фаций. Величина склонового стока и ее соотношение стой частью атмосферных осадков, которая впитывается в почву, зависит от многих причин крутизны, формы (выпуклая, вогнутая, прямая) и протяженности склона, интенсивности осадков, механического состава, фильтрационной способности и влагосодержания почво-грунта. В качестве примера приведем расчеты коэффициента склонового стока суглинистых почв по Е. Н. Романовой 2 (табл. 3). Песчаные и супесчаные почвы с более высоким коэффициентом фильтрации поглощают больше атмосферной влаги, чем суглинистые, и коэффициент склонового стока у этих почв на 10 — 30% меньше. На южных склонах почвы поглощают больше влаги, чем на северных в нижней части склонов больше, чем в верхней на выпуклых склонах в верхней части в почву поступает больше влаги, чем в нижней, а на вогнутых — наоборот. За счет перераспределения 1 См Крауклис А. А. Проблемы экспериментального ландшафтоведения. Новосибирск, 1979. С. 67 — 68. 2 См Романова Е. Н. Микроклиматическая изменчивость основных элементов климата. Л, 1977. СТ а блица. Коэффициент склонового стока для суглинистых почв разных типов в зависимости от крутизны склонов, влажности почвы и интенсивности осадков 70 — 90% ПВ 50 — 60% ПВ 20 — 40% ПВ Интенсивность дождя, мм/мин. Крутизна склона 0,05 0,10 0,35 0,70 1,0— 2,0 0,05 0,10 0,35— 1,0— 2,0 0,05 0,10 0,35— 0,70 1,0— 2,0 3 ° 0,55 0,60 0,70 0,75 0,24 0,33 0,41 0,55 0,03 0,13 0,30 0,37 5 ° 0,60 0,64 0,75 0,79 0,29 0,37 0,44 0,60 0,08 0,17 0,35 0,40 7 ° 0,63 0,67 0,77 0,82 0,33 0,40 0,47 0,63 0,1 1 0,20 0,37 0,42 9 ° 0,65 0,69 0,78 0,84 0,35 0,43 0,49 0,66 0,14 0,23 0,39 0,44 12 ° 0,67 0,72 0,80 0,86 0,37 0,46 0,54 0,68 0,16 0,27 0,41 0,46 15 ° 0,69 0,75 0,82 0,87 0,38 0,48 0,52 0,70 0,17 0,30 0,42 0,47 Примечание ПВ — полная полевая влагоемкость при влажности почвы 90— 100 % коэффициент склонового стока приближается к 1, при ПВО — 20 % — к нулю. влаги по местоположениям у подножий прямых суглинистых склонов почва получает примерно в 1,5 раза больше влаги по сравнению с величиной жидких осадков. Перераспределение осадков внутри ландшафта наиболее ярко проявляется в условиях избыточного и достаточного атмосферного увлажнения в аридных условиях практически все жидкие осадки поглощаются на склонах. Большую роль во внутриландшафтной дифференциации в умеренных и высоких широтах играет перераспределение снежного покрова. Основным фактором здесь служит ветер, поэтому распределение снежного покрова подчинено главным образом ветровой экспозиции склонов. Снег сдувается с наветренных склонов и переоткладывается на подветренных. При этом на наветренных склонах мощность покрова убывает от подножия к вершине, а на подветренном наоборот. Таяние снега наиболее интенсивно протекает на склонах южной экспозиции и ускоряется по мере увеличения крутизны. При уклонена южных склонах снег сходит на 2 — 8 дней раньше, чем на ровных участках, а на северных — настолько же позднее. От мощности снега зависит глубина промерзания почвы, тогда как на оттаивание она влияет в меньшей степени. Поэтому на северных склонах почва может оттаять раньше, чем сойдет снег, и поглотить большую часть талых вода на южных склонах, где снег сходит раньше, чем почва успевает оттаять, поступление талых вод в почву уменьшается. Поглощение талых вод почвой имеет наибольшее значение для засушливых районов в зоне избыточного увлажнения почва уже с осени насыщается влагой и талые снеговые воды не имеют существенного значения для ее увлажнения. Для оценки водного баланса и увлажнения на различных местоположениях необходимо учитывать возможности затраты влаги на испарение. Разница в испаряемости, те. ее превышение между 105 южными и северными склонами, в сухом климате проявляется резче, чем во влажном. Так, при крутизне 5° эта разница (за теплый период) в избыточно влажном климате составляет 45 мм, а в аридном 163 мм при уклоне 10° — соответственно 114 и 236 мм, при 20°— 350 и 460 мм 1 . Фактическое испарение также сильно варьирует в зависимости от местоположения, причем в верхних и средних частях южных склонов оно наименьшее, в тех же частях северных склонов оно также меньше, чем на ровных участках, хотя разница не столь велика. В нижней части склонов разных экспозиций во всех зонах испарение больше, чем на ровных участках. Сочетание различных локальных факторов увлажнения обусловливает пестроту и контрастность в распределении почвенных влагозапасов. Если принять запасы влаги в корнеобитаемом слое почвы на ровном участке избыточно влажной зоны за единицу, то, согласно Е. Н. Романовой, на вершинах ив верхних частях южного склона они составят 0,5 — 0,7 минимум летом, максимум осенью, у подножий южных склонов — 1,3 — 1,4, а северных — около 2,0. Для сухой и засушливой зон соответствующие величины составляют 0,4 — 0,5; 1,1 — 1,2; 2,0. На рис. 25 иллюстрируются различия в некоторых микроклиматических показателях для наиболее типичных местоположений в условиях восточноевропейской южной тайги. Локальные гидротермические различия находят ясное отражение в растительном покрове. На южных склонах все фазы развития растений начинаются раньше, чем на северных, и весь годовой цикл развития проходит в более короткие сроки. В северной тайге на южных склонах крутизной 10° вегетация протекает на 5 дней быстрее, чем на ровных площадках, а на аналогичных северных склонах — на 6 — 8 дней медленнее. В южных районах СССР контраст более значителен (соответственно 8 — 10 и 10 — 15 дней) . Увеличение крутизны приводит к усилению контрастности противоположных склонов. Благоприятные термические условия южных склонов обусловливают появление на них сообществ, свойственных более южной ландшафтной зоне еще до перехода через границу этой зоны (правило предварения. У сообществ одного итого же зонального типа при достаточном увлажнении на южных склонах, как правило, выше продуктивность, у лесной растительности выше прирост и запасы древесины. Наибольшие локальные контрасты растительного покрова связаны с пестротой условий увлажнения соседство сообществ, относящихся к разным типам растительности (например лесных и болотных) на смежных, местоположениях, — обычное явление. Было бы неверно рассматривать растительность как пассивное отражение условий местообитания. В геосистемах локального уровня растительности принадлежит важная системообразующая роль как 1 См Романова Е. Н. Микроклиматическая изменчивость основных элементов климата. Л, 1977. С. 40. 106 Рис. 25. Микроклнматнческие различия между местоположениями (участок в Ленинградской области, по материалам Е. Н. Романовой, 1977). Местоположения I — верхние и средние части южных и юго-западных склонов, II — ровные вершинные поверхности, III — средние части пологих южных склонов, верхние и средние части пологих западных и восточных склонов, IV — верхние и средние части северных склонов, V— нижние части северных и восточных склонов, VI — подножья северных склонов. Показатели 1 - солнечная радиация (отклонение от фоновой величины на ровных участках, %), 2— дневная температура (отклонение от фоновой величины, С, 3 — ночная температура (отклонение от фоновой величины, С, 4 — длительность безморозного периода (отклонение от фоновой величины, дн, 5 — сумма температур безморозного периода (отклонение от фоновой величины, С, 6 - влажность почвы в слое 0 — 50 см, % от полной влагоемкости, 7 — запасы продуктивной влаги в слое 0 — 50 см, мм наиболее активному началу, способному трансформировать внешние воздействия и создавать собственную, внутреннюю среду, которая по основным параметрам резко отличается от первичной абиогеиной среды. Особенно мощная средообразующая роль присуща лесной растительности, которая способна накапливать большую биомассу (до 300 т/га в тайге, до 500 т/га в широколиственном лесу) и пронизывает своими органами приповерхностный контактный слой (в почве и атмосфере) мощностью дом. Под полог темнохвойного леса проникает лишь около 5% приходящей солнечной радиации. В лесу сильно выравнивается температурный режим, сокращаются экстремальные значения температур, скорость ветра падает практически до нуля, снежный покров распределяется равномерно, почти прекращается поверхностный сток, кроны деревьев задерживают до 150 — 180 мм атмосферных осадков. Следствием подобной трансформации радиационного, теплового и водного режимов является сглаживание фациальных различий между разными местоположениями в лесу. Фактор местоположения наиболее ярко проявляется в экстремальных гидротермических условиях, не допускающих произрастания леса. Растительность тундры, например, в большей степени зависит от характера местоположений, чем таежная. Здесь сильнее выражены скульптурные детали рельефа, связанные с геокриологическими, а отчасти с флювиальными и даже эоловыми процессами. Огромное экологическое значение приобретает ветровое перераспределение снега. На повышениях и крутых склонах его мощность не превышает 0,1 — 0,2 м, в то время как во впадинах и ложбинах достигает 4 ми более. Соответственно сильно колеблется по местоположениям продолжительность его залегания (местами даже сохраняются снежники-перелетки), а отсюда следуют различия в сроках и продолжительности вегетационного периода, глубине оттаивания сезонной мерзлоты, влагосодержании почв. Все эти обстоятельства в значительной степени обусловливают мозаичность почвенно-растительного покрова и фациальной структуры тундровых ландшафтов 1 . Тем не менее даже маломощный тундровый растительный покров выполняет определенную стабилизирующую функцию, поддерживая в качестве теплоизолирующего слоя тепловое равновесие в мерзлом грунте и тем самым сдерживая деградацию многолетней мерзлоты и развитие криогенных процессов, усугубляющих внутриландшафтную мозаичность. Существенное системоформирующее значение растительных сообществ на локальном уровне связано сих динамичностью. Соотношения между сообществами крайне подвижны во времени. Изменяя среду, они сами вынуждены перестраиваться или менять свое положение в пространстве, вступая при этом в сложные конкурентные отношения с другими сообществами. Примером может служить процесс заболачивания таежных лесов, основным фактором которого 1 От высоты снежного покрова зависит, кроме того, защищенность тундровых кустарников от зимних ветров и морозов и, следовательно, их размещение. 108 служит мощный влагоемкий моховой покров. В этом случае происходит смена фаций во времени без изменения местоположений. Яркий пример активной роли растительности — зарастание озер и образование торфяников. Фактором внутриландшафтной дифференциации могут выступать и животные. Наиболее характерный пример — роющая деятельность грызунов. В степях выбросы из нор — сурчины, бутаны — образуют бугры высотой дом и диаметром дома просадки над брошенными норами ведут к формированию западин. В результате возникает мозаичность почвенно- растительного покрова. Внутри-ландшафтной мозаичности тундровых ландшафтов способствует деятельность леммингов. Контрастность местоположений и фаций создает предпосылки для развития многосторонних латеральных внутриландшафтных связей. Основные потоки, в том числе перемещение влаги, обусловлены действием силы тяжести. Сдвижением воды связана миграция химических элементов в сопряженных рядах фаций — вынос элементов из одних, транспортировка в других, аккумуляция в третьих фациях. Но межфациальные связи не сводятся к одностороннему воздействию вышерасположенных фаций на нижерасположенные. Так, эрозионная сеть дренирует фации междуречий, понижая уровень грунтовых вод микро- и мезоклиматическое влияние водоемов распространяется на прибрежные геосистемы благодаря миграциям организмов осуществляется обмен между геосистемами, который не подчиняется законам гравитации. Кроме элементарных геосистем — фаций различаются некоторые другие системы локального уровня, представляющие последовательные ступени интеграции фаций (геохоры по терминологии Э. Неефа и В. Б. Сочавы). Локальные геосистемы и их иерархические отношения подробнее рассматриваются при анализе морфологии ландшафта (см. гл. 3). |