Тема 2.

Закон зональности.

Под широтной (географической, ландшафтной) зональностью подразумевается закономерное изменение физико-географических процессов, компонентов и комплексов (геосистем) от экватора к полюсам. Согласно А. Г. Исаченко первичной причиной зональности служит неравномерное распределение коротковолновой радиации солнца по широте вследствие шарообразности Земли и измерения угла падения солнечных лучей на поверхность. Поэтому на единицу площади приходиться неодинаковое количество лучистой энергии Солнца в зависимости от широты.

Теоретически распределение потока солнечной радиации по земной поверхности должно иметь вид математически правильной кривой. В действительности, однако, широтное распределение солнечной энергии зависит и от некоторых других факторов:

• Расстояние между Землей и Солнцем

• Масса Земли (косвенное влияние позволяет удерживать атмосферу)

• Наклон земной оси к плоскости эклиптики 66,5º (неравномерное распределение по сезонам)

• Суточное вращение Земли, обуславливающее отклонение движущихся тел (в том числе воздушных масс вправо в северном полушарии и влево в южном полушарии) вносит дополнительные усложнения в схему зональности

• Неоднородность поверхности земного шара.

Результат зонального распределения лучистой энергии Солнца:

• Зональность радиационного баланса земной поверхности.

• Зональность воздушных масс, циркуляции атмосферы и влагооборота, увлажнения.

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 служит испаряемость. Отношение годового количества осадков к годовой величине испаряемости может служить показателем климатического увлажнения. Этот показатель впервые ввел Г. Н. Высоцкий, а ленинградский климатолог Н. Н. Иванов построил изолинии этого отношения, которые назвал коэффициентом увлажнения (К), для всей суши Земли и показал, что границы ландшафтных зон совпадают с определенными значениями К:

В тундре и тайге	К > 1
В лесостепи	К = 1 – 0,6
В степи	К = 0,6 – 0,3
В полупустыне	К = 0,3 – 0,12
В пустыне	К < 0,12

М. И. Будыко и А. А. Григорьев предложили выражать соотношение тепла и влаги индексом сухости:

R/L r, где

R – годовой радиационный баланс;

L – скрытая теплота испарения;

r – годовая сумма осадков.

То есть зональность выражается в среднегодовом количестве тепла и в их режиме.

Первым закон зональности сформулировал В. В. Докучаев: «Благодаря шарообразности Земли, удаленности Земли от Солнца и наклону земной оси все явления в пределах земного шара деффиринцируются на определенные пояса». Впоследствии его ученики исказили закон зональности, приняв три типа ландшафтов:

1. зональные;

2. азональные:

• уровень грунтовых вод;

• структурно-литологическая неоднородность;

3. интразональные.

Но «делить географические компоненты на «зональные» и «азональные» неправильно, ибо в любом из них, сочетаются черты как зональные, так и азональные» (по А. Г. Исаченко).

Зональность почвенного покрова послужила В. В. Докучаеву отправным пунктом для разработки учения о зонах природы для определения зональности как «мирового закона».

По Г. Е. Гришанкову, зональность – есть многофакторное явление. Сущность закона зональности, по его мнению: система природных зон формируется под влиянием различных внешних факторов в пределах ландшафтных уровней.

Под ландшафтными зонами Г. Е. Гришанков понимал крупные геолого-геоморфологические структуры, среди которых выделяют:

• гидроморфный (уровень грунтовых вод от 0 до 7 м);

• плакорный (УГВ < 7 м);

• предгорный;

• среднегорный;

• высокогорный.

Отличительные черты равнинных и горных ландшафтов.

Всем ландшафтам, как равнинным, так и горным, свойственна ярусность, которую можно определить как всеобщую географическую закономерность.

По отношению к ней высотная поясность имеет как бы частный характер, и не только потому, что она специфична только для гор, но и вследствие того, что по своему географическому содержанию поясность – менее комплексное понятие. Если высотная поясность связывается только с климатообразующим значением рельефа, то в представлении о ярусности учитывается его более всесторонняя ландшафтообразующая роль.

Так, на равнинах достаточно отчетливо выражены два яруса ландшафтной деффиринциации (граница между ними не может быть однозначно определена, какой-нибудь цифрой). Равнины низкого уровня, в условиях избыточного увлажнения, получающие за год 100-200 мм осадков меньше, чем возвышенности, (в таежной зоне) фактически переувлажненны из-за затруднительного стока, дополнительным поступлением влаги со склонов соседних возвышенностей. Низменности, как правило, отличаются молодым рельефом аккумулятивного происхождения, их поверхность слабо расчленена, сложена рыхлыми наносами, слабо дренируется, УГВ лежит близко к поверхности. Возвышенные равнины, напротив, характеризуются более древним рельефом, преобладанием денудационных процессов, более или менее значительным расчленением, интенсивным естественным дренажем, глубоким залеганием зеркала УГВ → при общем избытке атмосферного увлажнения возвышенности способствуют смещению зональных границ к северу.

Трехъярусное ландшафтное деление гор – лишь типовая схема, которая может детализироваться (во многих случаях внутри ярусов хорошо обосабливаются подъярусы). Стандартных высотных пределов для ярусов не существует (как и для равнин). Они зависят от зонального положения гор, от истории их развития, геологического строения и т.д. Ландшафтные ярусы гор не тождественны высотным поясам, но между ними существуют определенные соотношения. Причиной высотной поясности является изменение теплового баланса с высотой. Но природа температурных изменений по высоте и широте имеет принципиально различный характер. Величина солнечной радиации увеличивается на 10% с поднятием на каждые 1000м. 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 доли ультрафиолетовых лучей.

Вертикальный температурный градиент превышает горизонтальный, так что на протяжении нескольких км по вертикали можно наблюдать физико-географические изменения, равноценные перемещению с экватора в ледниковую зону.

Условия увлажнения также существенно изменяются по мере поднятия в горы, эти изменения по своей направленности и интенсивности не совпадают с широтно-зональными.

Влагосодержание воздуха с высотой сильно уменьшается. Под влиянием горизонтальных барьеров происходит восходящие движения воздушных масс, усиливается конденсация влаги, и количество осадков начинает возрастать. Распределение осадков характеризуется исключительной пестротой в зависимости от орографических особенностей (взаимное расположение хребтов, экспозиция, расчлененность). То есть диффиринцирующий эффект абсолютной высоты трудно определить от влияния других азональных факторов, как в горах, так и на равнинах. Прямое влияние абсолютной высоты на характер ландшафтов передаются лишь через изменение термичных условий с высотой. Помимо этого можно говорить о барьерном эффекте. Увеличение осадков на возвышенностях в сравнении с низменностями являются проявлением того же барьерного эффекта.

4