3.1.4. Азональность – проявление внутренней энергии Земли

В ландшафтной оболочке Земли помимо процессов, подчиняющихся закону зональности, важную роль играют процессы азональные, т.е. не зависящие от распределения солнечной радиации. Еще В.В. Докучаев представлял природные зоны не как идеальные правильные полосы. Он утверждал, что зональность – это схема или закон, а природа – не математика, где все должно быть четко определено.

Ландшафтные зоны далеко не всегда имеют вид сплошных полос, вытянутых параллельно друг другу. Одни зоны развиты только в периферийных частях материков (широколиственные леса), другие (пустыни, степи) тяготеют к внутренним районам. В пределах одной и той же зоны могут быть большие физико-географические различия (тайга Западной и Восточной Сибири), в горах вместо широтных зон возникают высотные пояса. Все эти отклонения или нарушения широтной зональности говорят о том, что она проявляется неодинаково в различных условиях – на суше, океане, горах, равнинах, в приокеанических и внутриконтинентальных частях.

Зональность – не единственная географическая закономерность, и только ею невозможно объяснить всю сложную природу физико-географической дифференциации.

К азональным процессам относят движения земной коры, которые влекут за собой морские трансгрессии и регрессии, образование разломов, складок, горных сооружений, интрузивных тел, вызывают извержения вулканов и землетрясения.

Азональность 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, так как в основе их лежит одна первичная причина – дифференциация земной коры как результат действия эндогенной (внутренней) энергии.

3.1.5. Секторность

Дифференциация земной поверхности на материки и океаны – самое главное выражение азональности, которое оказывает влияние на многие географические процессы и явления:

• континентально-океанический перенос воздушных масс;

В силу различия физических свойств (отражательной способности и теплоемкости) поверхности материков и океанов над ними формируются воздушные массы с разными свойствами – температурой, давлением, влагосодержанием. Поэтому зональные типы воздушных масс (кроме экваториальных) делятся на подтипы: континентальные и морские. В результате между ними возникают градиенты давления, континентально-океанический перенос воздушных масс накладывается на зональную циркуляцию воздушных масс, сильно ее усложняя. Примером служат муссоны (ветры, дующие зимой с суши на море, летом с моря на сушу).

• морские течения;

Дополнением к перераспределению тепла и влаги являются морские течения, способные благодаря высокой теплоемкости воды перераспределять огромные количества тепловой энергии между прибрежными районами материков и океанов. Тем самым теплые течения смягчают температуру и увлажняют территорию (Северо-Атлантическое, Куросио). Холодные течения не только понижают температуру, но и усугубляют сухость климата (Перуанское течение, Бенгельское течение).

• увлажнение.

По мере удаления от океана вглубь материка уменьшается количество осадков. Из общего количества осадков, выпадающих над материками (103 тыс. км³/год), адвективные (принесшие) составляют 37 тыс. км³/год, а 66 тыс. км³/год выпадают за счет испарения с суши. По мере продвижения вглубь суши морские воздушные массы теряют влагу, оставляя большую часть ее на периферии материков. В пределах тайги наблюдаются 3-4-кратные различия в количестве осадков между приатлантическими и внутриматериковыми ландшафтами. Еще контрастнее ситуация в субтропических и тропических широтах.

Ярче всего сказывается распределение суши и моря через параметр, который называется степень континентальности климата – К₃.

Предложено немало методов определения степени континентальности климата (С.П. Хромов, Н.Н. Иванов). Большинство авторов берет при этом за основу годовую амплитуду средних месячных температур.

По С.П. Хромову показатель континентальности рассчитывается по формуле:

К₃ = (А – 5,4 sinφ) / А,

где К₃ – индекс континентальности;

А – фактическая годовая амплитуда температуры в данном месте;

φ – широта места.

Эта формула показывает, какая доля амплитуды температуры в данном месте создается за счет наличия суши. За нуль континентальности принята чисто океаническая амплитуда температуры, близкая к 4 ⁰С, точка наблюдения находится в центре южной части Тихого океана.

По Н.Н. Иванову показатель континентальности рассчитывается по формуле:

где К₃ – континентальность в % 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 места.

Весь диапазон континентальности климата для идеального континента разбит Ивановым на 10 ступеней, или поясов континентальности: от крайне океанического с К₃ = 48 % до К₃ > 214 % (крайне континентальный) (табл. 2).

Таблица 2

Пояса континентальности (по Н.Н. Иванову, 1959)

№ п/п	Климат	Индекс, %
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	101–120
7	Умеренно континентальный	121–146
8	Континентальный	147–177
9	Резко континентальный	178–214
10	Крайне континентальный	Более 214

Все географические компоненты, так или иначе, реагируют на азональную дифференциацию: по мере удаления от океана в глубь материка происходит закономерная смена растительных сообществ, почвенных типов, животного мира. В 1921 г. это явление В.Л. Комаров назвал меридиональной зональностью. В настоящее время принят термин секторность.

Физико-географические сектора – крупные региональные единицы, обычно простирающиеся в направлении, близком к меридиональному, и сменяющие один другого по долготе.

Так, в Евразии насчитывают 6 секторов. В каждом секторе зональность приобретает свою специфику. В приокеанических секторах зональные контрасты сглажены, для них характерен лесной спектр зон от тайги до экваториальных лесов. Континентальный спектр зон отличается преобладающим развитием полупустынь, пустынь, степей (рис. 13).

Рис. 13. Типы ландшафтов в Евразии (по А.Г. Исаченко, А.А. Шляпникову, 1989):

а – арктические, б – тундровые, в – лесотундровые, г – приокеанические луговые и лесолуговые,

д – таежные, е – подтаежные, ж – широколиственные, з – лесостепные, и – суббореальные степные, к – суббореальные полупустынные, л – суббореальные пустынные,

м – субсредиземноморские, н – ариднолесные восточноазиатские, о – лесные восточноазиатские переходные к субтропическим, п – субтропические влажные лесные, р – средиземноморские,

с – субтропические пустынно-степные и пустынные, т – тропические пустынные,

у – тропические опустыненно-саванновые, ф – субэкваториальные лесо-саванновые,

х – субэкваториальные лесные, ц – экваториальные лесные.

Часто секторная дифференциация направлена вкрест простирания широтных ландшафтных зон, т.е. сектора секут различные зоны. Ландшафтные зоны остаются непрерывными в тех случаях, когда на протяжении определенной широтной полосы сохраняются однотипные условия теплообеспеченности и увлажнения. Если же в одной широтной полосе наблюдаются резкие изменения увлажненности от сектора к сектору, происходит смена зон, в этом случае широтная полоса складывается из разных зон – аналогов по теплообеспеченности. Примером может служить цепочка зон субтропиков, вытянутых между 30 и 40 параллелью северного полушария:

• средиземноморская (влажные жестколистные леса);

• западный отрезок субтропической семиаридной зоны (лесостепи, степи, полупустыни);

• субтропическая (пустыни);

• восточный отрезок семиаридной переходной зоны;

• субтропическая влажнолесная зона.

Поскольку протяженность секторов по долготе в ряде случаев накладывает ограничения на распространение ландшафтных зон, такие зоны называются укороченными, вплоть до того, что длина у них короче ширины (степная зона Северной Америки, полупустыня Южной Америки).