5. Литогенная основа как компонент ландшафта.

Литогенная основа ландшафтных комплек­ сов, или геосистем, — это состав и структура горных пород, рель­ еф земной поверхности.

Литогенная основа через состав горных пород и рельеф задает жесткий, весьма инерционный каркас формирующихся на ней природных комплексов.

Горные породы разного механического и химического состава определяют различия в соотношениях и объемах стока поверхно­ стных и подземных водотоков, в ионном стоке, а так;же различия в формирующихся на них почвах (суглинистые, супесчаные, пес­ чаные, щебнистые, карбонатные, кислые, слабощелочные и т.д.).

Основные свойства литогенной основы часто являют-ся ведущими факторами, влияющими на структурно-функцио­нальную организацию геосистем ряда региональных, особенно локальных, внутриландшафтных иерархических уровней ПТК. Проявляется это через особенности рельефа территорий, наличие поверхностей с разными уклонами, гипсометрией и экспозици­ ей, определяющими перераспределениезонально-секторныхи местных гидротермических ресурсов, обеспеченность растений питательными элементами, содержащимися в почвогрунтах раз­ ных типов.

6. Атмосфера как компонент ландшафта.

В состав ландшафта входит только нижняя часть атмосферы, мощностью от нескольких десятков метров примерно до 200 м. Но ландшафтные границы в воздушной среде являются измен­чивыми и неопределенными и поэтому компонентом ландшафта обычно считается лишь определенная совокупность свойств и процессов атмосферы, называемая климатом.

Очень важен вещественный состав воздушных масс. Наличие углекислого газа необходимо для фотосинтеза зеленых рас­тений. Наличие кислорода необходимо для дыхания всех пред­ставителей живой природы, для процессов окисления, минерализации органических остатков. Воздушные массы пере­носят парообразную влагу, пыль, пыльцу, споры и семена расте­ний, легкорастворимые соли с поверхности солончаков в боль­шом объеме и на значительные расстояния. Так, пыль и соли со дна Арала достигают горных ледников Средней Азии, а песок Сахары - лесов Амазонии. Воздушными потоками загрязняю­щие вещества разносятся на большие расстояния, что, с одной стороны, является фактом положительным, т.к. в этом проявля­ется способность атмосферы к самоочищению, а с другой сторо­ны - отрицательным, т.к. удаленность от места поступления за­грязнителей не является гарантией их отсутствия в воздухе.

Таким образом, воздушные массы способствуют поддержа­нию вещественно-энергетических связей между ландшафтами. И если литогенная основа работает преимущественно на простран­ственную дифференциацию геосистем (дискретность), то воз­душные массы — на их интеграцию (континуальность).

Воздушные массы с их переносом вещества и энергии обес­печивают влияние внешней среды на ПТК. Через атмосферу в природные геосистемы поступает лучистая энергия Солнца — главный энергетический фактор, обеспечивающий их функцио­нирование. Благодаря солнечной радиации формируется тепло­вой режим атмосферы, идут испарительные процессы, образу­ются облака и выпадают осадки, тают снега и льды и т.д. Неравномерный нагрев воздуха приводит к возникновению цир­куляции атмосферы - перемещению воздушных масс, образова­нию циклонов и антициклонов, конвективным процессам.

Климат как компонент ландшафта играет большую роль в дифференциации ландшафтной оболочки, а также влияет прак­тически на все другие компоненты ландшафта.

Известный советский климатолог С.П. Хромов показал, что деление климата на категории различного территориального масштаба непосредственно вытекает из подразделения самих географических комплексов на таксономические единицы разно­го порядка. За основную климатологическую единицу С.П. Хро­мов принял климат ландшафта, который предложил называть просто климатом. Климат урочища, представляющий собой особую локальную вариацию климата ландшафта, есть местный климат, а климат фации - микроклимат. Выделяют еще макро­климат - совокупность климатических черт данной географиче­ской зоны или области.

Полное представление о климате ландшафта складывается из двух составляющих:

а) фонового климата, отражающего об­щие региональные черты;

б) совокупности локальных климатов, присущих различным фациям и урочищам.

Разнообразию природных условий и ландшафтной диффе­ренциации способствуют такие составляющие климата, как ко­личество поступающего на земную поверхность тепла (инсоля­ция), а также соотношение тепла и влаги.

Различия в количестве поступающей на земную поверхность солнечной радиации и основные черты атмосферной циркуляции позволили выделить следующие климатические пояса (по Б.П. Алисову): экваториальный, 2 субэкваториальных, 2 тропи­ческих, 2 субтропических, 2 умеренных, субарктический, субан­тарктический, арктический и антарктический. Таким образом, количеством тепла, выраженным величинами годового радиаци­онного баланса, определяется широтная дифференциация гео­систем самого высокого уровня.

Долготная дифференциация определяется сезонными разли­чиями в количестве тепла и влаги на земной поверхности, свя­занными со степенью континентальности климата.

Величиной увлажнения определяются зональные типы ландшафтов (табл. 1). Важнейшим показателем величины ув­лажнения является коэффициент увлажнения (К=О/И) - соот­ношение между количеством выпадающих осадков (О) и испа­ряемостью (И). Испаряемость — это то количество воды, которое могло бы испариться с поверхности в данных климатических ус­ловиях при неограниченном запасе влаги.

Таблица 1

Зависимость формирования ландшафтных зон от коэффициента увлажнения (по Н.Н. Иванову)

 

Коэффициент увлажнения, его характеристика	Климатические пояса
	Умеренный	Субтропический и тропический
К > 1 ,5 избыточное	тундра	влажные леса
К = 1.0-1,5 достаточное	тайга леса	переменно влажные леса
К = 0.6-0.99 умеренное	лесостепь	сухие леса
К = 0.3-0,59 недостаточное	степь	саванна
К =0.1 3-0.29 скудное	полупустыня	полупустыня
К < 0.12 ничтожное	пустыня	пустыня

 

Еще один показатель величины увлажнения, который опре­деляет границы природных зон - радиационный индекс сухо­сти был предложен М.И. Будыко. Радиационный ин­декс сухости (С) рассчитывается по следующей формуле:

С = R/OL,

где R — годовой радиационный баланс; O - годовая сумма осад­ков; L - скрытая теплота парообразования.

При C < 0,45 климат будет избыточно влажным (приход теп­ла к почве за счет радиационного баланса намного меньше, чем это нужно было бы для испарения выпавших осадков). При C от 0,45 до 1,00 климат называется влажным, при C от 1,00 до 3,00 -недостаточно влажным, при C > 3,00 - сухим.

Изучение изменения величины радиационного индекса су­хости по разным географическим зонам показало, что как в уме­ренных, так и в тропических широтах в зонах наивысшей про­дуктивности биомассы его значение находится в пределах 0,8-1,0. Такие условия увлажнения для жизнедеятельности растений благоприятны. При удалении от зон с оптимальными условиями, когда увлажнение избыточно или недостаточно, уменьшается продукция живой массы вещества.