Основные понятия учения о геосистемах. Содержание и задачи ландшафтоведения

Выделяя геосистемы как качественно особый уровень организации земной природы, следует сразу же сказать, что к рамках общего понятия «геосистема» существует своя внутренняя иерархия, свои структурные уровни — от относительно более простых к более сложным. К геосистемам мы относим и верховой болотный массив, и Припятское Полесье, и таежную зону, и, наконец, всю географическую оболочку. Ясно, что это образования разного порядка, или ранга, хотя всем им присущи некоторые общие признаки, позволяющие считать их геосистемами. Установление иерархических отношений, естественной соподчиненности в огромном многообразии геосистем составляет одну из важных задач ландшафтоведения.

Прежде чем приступить к обзору основных понятий, относящихся к свойствам геосистем, необходимо различать три главных уровня их организации (или три размерности): планетарный, региональный и локальный, или топический (местный).

Планетарный уровень представлен на Земле в единственном экземпляре — географической оболочкой. Термин «географическая оболочка» происходит от названия науки и не несет никакой содержательной нагрузки (в названиях отдельных земных сфер такая «нагрузка» содержится: атмосфера переводится как воздушная оболочка, гидросфера — как водная оболочка и т. д.). Поэтому предлагались различные наименования этой оболочки. Наиболее короткий и точный термин — ландшафтная сфера.

К геосистемам регионального уровня относятся крупные и достаточно сложные по строению структурные подразделения ландшафтной сферы — физико-географические, или ландшафтные, зоны, секторы, страны, провинции и др.

Под системами локального уровня подразумеваются относительно простые ПТК, из которых построены региональные геосистемы — так называемые урочища, фации и некоторые другие.

Региональные и локальные геосистемы, или природные территориальные (географические) комплексы, и представляют собой непосредственные объекты ландшафтного исследования. Таким образом, мы можем определить ландшафтоведение как раздел физической географии, предметом которого является изучение геосистем регионального и локального уровней как структурных частей ландшафтной сферы (географической оболочки). Это определение подчеркивает неразрывную связь ландшафтоведения и общей физической географии.

Как известно, ландшафтная сфера, являясь единой, целостной материальной системой, вовсе не есть нечто однородное или аморфное: в ней отчетливо выделяются разнородные структурные части. Ландшафтная сфера обладает одновременно свойствами непрерывности (континуальности) и прерывистости (дискретности). Оба эти свойства находятся в диалектическом единстве, и неправомерно ставить вопрос о том, какое из них «главное», или «преобладающее», а какое— «подчиненное», «второстепенное» и т.п. Континуальность ландшафтной сферы обусловлена взаимопроникновением ее компонентов, потоками энергии и вещества, их глобальными круговоротами, т.е. процессами интеграции. Дискретность — проявление процессов дифференциации вещества и энергии ландшафтной сферы, определенной внутренней структурированности отдельных частей, выполняющих свои функции в составе целого. Дифференциация и интеграция осуществляются в природе совместно и одновременно и также должны рассматриваться в диалектическом единстве. Нередко один и тот же фактор выполняет как дифференцирующую, так и интегрирующую роль в ландшафтной сфере. Рельеф, например, создает большие контрасты между геосистемами, но он же их объединяет, направляя «сквозные» потоки воды и минеральных веществ.

Пространственная дифференциация ландшафтной сферы имеет двоякий характер — ее следует рассматривать по вертикали и по горизонтали. По вертикали строение ландшафтной сферы имеет ярусный характер и выражается в расположении основных частных геосфер к соответствии с плотностью слагающего их вещества. На контактах атмосферы, гидросферы и литосферы происходит их наиболее активное взаимопроникновение и взаимодействие, именно здесь наблюдается концентрация жизни, формируется производный компонент— почвы. Узкую контактную и наиболее активную пленку ландшафтной сферы Ф.Н. Мильков называет собственно ландшафтной сферой. Она состоит из трех разных частей, приуроченные к приповерхностному слою литосферы вместе с приземным слоем тропосферы, к поверхностному слою Мирового океана и океаническому дну.

Особенностью этих контактных слоев ландшафтной сферы является неоднородность по горизонтали. Следует оговориться, что выражение «по горизонтали», использованное здесь как противоположность вертикальной, или ярусной, дифференциации, не вполне корректно. Его можно без оговорок применить к поверхности океана, что же касается поверхности суши и морского дна, то они отнюдь не имеют горизонтального характера. Правильнее было бы говорить о латеральном, или тангенциальном, направлении, но термин «горизонтальная дифференциация» уже широко используется в ландшафтоведении.

Наибольшей сложностью и мозаичностью горизонтальной (латеральной) структуры отличается контактный слой на поверхности раздела суши и атмосферы, который можно именовать сферой наземных ландшафтов. В сущности, эта структурная единица ландшафтной сферы формируется на контакте всех трех основных геосфер, включая гидросферу, которая представлена здесь разнообразнейшими скоплениями поверхностных и подземных вод- Здесь же сосредоточена подавляющая часть (не менее 99 %) живого вещества нашей планеты. В сфере наземных ландшафтов находятся основные механизмы трансформации энергии и вещества, это своего рода грандиозная лаборатория, в которой непрерывно протекают процессы растворения, окисления, восстановления, гидратации, биологического синтеза и разложения, механического разрушения горных порол, переноса и аккумуляции рыхлых отложений, выпадения атмосферных осадков, стока, фильтрации, испарения, формирования почв, ледников, разнообразных форм рельефа.

Задачи ландшафтоведения ограничиваются изучением наземных геосистем, т. е. природных территориальных комплексов. Аналогичные, но менее сложные и менее дифференцированные образования - океанические и донно-океанические геосистемы — формируются на двух других главных поверхностях раздела ландшафтной сферы, но их исследование находится пока еще в зачаточном состоянии и должно развиваться на базе океанологии в качестве ее синтетической части.

Сложная дифференциация ландшафтной сферы, выражающаяся в мозаике геосистем разных рангов и разных типов, постепенно сглаживается по вертикали - по направлению к внешним рубежам ландшафтной сферы (т.е. в атмосфере и литосфере). Поэтому границы региональных и локальных геосистем практически невозможно продолжить до верхних и нижних пределов ландшафтной сферы. Иными словами, нельзя просто разделить всю толщу этой оболочки на геосистемы всех степеней или же, наоборот, сложить из последних, как из кубиков, всю ландшафтную сферу.

Задачи ландшафтоведения состоят во всестороннем познании ПТК, т. е. региональных и локальных геосистем суши, - закономерностей их дифференциации и интеграции, развития и размещения, их различных свойств, структуры, функционирования, динамики и эволюции. В последующем будут систематически рассмотрены современные представления по этим вопросам. Предварительно остановимся на некоторых фундаментальных понятиях теории геосистем, которые лежат в основе дальнейшего изложения.

Важнейшим свойством всякой геосистемы является ее целостность. Это значит, что систему нельзя свести к простой сумме ее частей. Из взаимодействия компонентов возникает нечто качественно новое, чего не могло бы быть в механической сумме рельеф + климат + вода и т. д. К особым новым качествам геосистемы следует отнести ее способность продуцировать биомассу. Биологическая продуктивность – это результат «работы» своего рода сложного природного механизма, в котором участвуют все компоненты геосистемы, включая энергетический компонент — солнечную энергию, И не случайно количество (а также качество) ежегодно продуцируемой биомассы изменяется в строгом соответствии с характером географического комплекса: в степной зоне оно выше, чем в тундровой или пустынной, на карбонатных породах выше, чем на бескарбонатных, в долинах выше, чем на междуречьях, и т.д.

Своеобразным «продуктом» наземных геосистем и одним из ярких свидетельств их реальности и целостности служит почва. Если бы солнечное тепло, вода, материнская порода и организмы просто сосуществовали на одном месте, но не взаимодействовали, не функционировали как единый сложный механизм, никакой почвы не могло бы быть.

Целостность геосистемы проявляется в ее относительной автономности и устойчивости к внешним воздействиям, в наличии объективных естественных границ, упорядоченности структуры, большей тесноте внутренних связей в сравнении с внешними.

Геосистемы относятся к категории открытых систем; это значит, что они пронизаны потоками энергии и вещества, связывающими их с внешней средой. Среда геосистемы образована вмещающими системами более высоких рангов, в конечном счете — ландшафтной сферой (среда последней — космическое пространство и подстилающие глубинные части земного шара).

В геосистемах происходит непрерывный обмен и преобразование вещества и энергии. Более сложный вопрос о наличии и роли информационного обмена в геосистемах. При широком толковании понятия «информация» его можно применить и к географическому комплексу. Но и при более узком и строгом значении этого слова надо признать, что информационные связи в геосистеме присутствуют, поскольку одним из ее компонентов является биота, которой присущ обмен информацией.

Всю совокупность процессов перемещения, обмена и трансформации энергии, вещества, а также информации в геосистеме можно назвать ее функционированием. Функционирование геосистемы осуществляется по законам механики, физики, химии и биологии. С этой точки зрения геосистема есть сложная (интегральная) физико-химико-биологическая система. Функционирование геосистем слагается из трансформации солнечной энергии, влагооборота, геохимического круговорота, биологического метаболизма и механического перемещения материала под действием силы тяжести.

Структура геосистемы — сложное, многоплановое понятие. Ее определяют как пространственно-временную организацию (упорядоченность), или как взаимное расположение частей и способы их соединения.

Пространственный аспект структуры геосистемы состоит в упорядоченности взаимного расположения ее структурных частей. Последние, в свою очередь, рассматриваются двояко - как компоненты и как субсистемы, т, е. подчиненные геосистемы низших рангов. Таким образом, в природном территориальном комплексе, как и во всей ландшафтной сфере, следует различать структуру вертикальную (или радиальную) и горизонтальную (или латеральную). Первая выражается в ярусном расположении компонентов, вторая — в упорядоченном расположении ПТК низших рангов. По понятие структуры предполагает не просто взаимное расположение составных частей, а способы их соединения. Соответственно различаются две системы внутренних связей в ПТК — вертикальная, т.е. межкомпонентная, и горизонтальная, т.е. межсистемная. Те и другие осуществляются путем передачи вещества и энергии (отчасти также информации).

Примерами вертикальных системообразующих потоков могут служить выпадение атмосферных осадков, их фильтрация в почву и грунтовые воды, поднятие водных растворов по капиллярам почвы и материнской породы, испарение, транспирация, опадение органических остатков, всасывание почвенных растворов корневой системой растений. К горизонтальным потокам, связывающим между собой отдельные ПТК в границах территориальных единств высших рангов, относятся водный и твердый сток, стекание холодного воздуха по склонам, перенос химических элементов из водоемов на суходолы с биомассой птиц и насекомых (комаров) и др.

Структура геосистемы имеет, помимо пространственного, и временной аспект. Составные части геосистемы упорядочены не только в пространстве, но и во времени. Достаточно вспомнить о снежном покрове — это специфический временный (сезонный) компонент многих геосистем, присутствующий в них только зимой. С другой стороны, зеленая масса растений в умеренных широтах присутствует и «работает» только в теплое время года. Таким образом, в понятие структуры геосистемы следует включить и определенный, закономерный набор се состояний, ритмически сменяющихся в пределах некоторого характерного интервала времени, которое можно назвать характерным временем или временем выявления геосистемы. Таким отрезком времени является один год: это тот минимальный временной промежуток, в течение которого можно наблюдать все типичные структурные элементы и состояния геосистемы.

Все пространственные и временные элементы структуры геосистемы составляют ее инвариант. Инвариант — это совокупность устойчивых отличительных черт системы, придающих ей качественную определенность и специфичность, позволяющих отличить данную систему от всех остальных.

Из сказанного видна близость понятий структура и динамика геосистемы. Под динамикой подразумеваются изменения системы, которые имеют обратимый характер и не приводят к перестройке ее структуры. Сюда относятся главным образом циклические изменения, происходящие в рамках одного инварианта (суточные, сезонные), а также восстановительные смены состояний, возникающих после нарушения геосистемы внешними факторами (в том числе и хозяйственным воздействием человека). Динамические изменения говорят об определенной способности геосистемы (пока внешние возмущения не перешли некоторого критического порога) возвращаться к исходному состоянию, т.е. о ее устойчивости. Устойчивость и изменчивость—два важных качества геосистемы, находящихся в диалектическом единстве.

От динамики следует отличать эволюционные изменения геосистем, т.е. развитие. Развитие — направленное (необратимое) изменение, приводящее к коренной перестройке структуры, т.е. к появлению новой геосистемы. Прогрессивное развитие присуще всем геосистемам. Перестройка локальных ПТК может происходить на глазах человека, об этом свидетельствуют такие процессы, как зарастание озер, заболачивание лесов, возникновение оврагов. Время трансформации систем регионального уровня измеряется геологическими масштабами. Развитие геосистем — сложный процесс, познание которого требует специфических подходов в зависимости от ранга геосистемы.

Сложность строения геосистемы находится в прямом соответствии с ее уровнем (рангом), поэтому все признаки и свойства геосистем нуждаются в конкретизации и раздельном рассмотрении применительно к разным ступеням геосистемной иерархии. О трех главных уровнях геосистемной иерархии уже говорилось. Они охватывают весь ряд последовательных ступеней от фации как предельной нижней, далее неделимой, или элементарной, географической единицы до ландшафтной сферы как верхнего предела физико-географического исследования.

По мнению многих географов, в этом ряду следует выделить основную, или узловую, ступень: ландшафт. Если весь иерархический ряд геосистем представить в виде лестницы со многими ступеньками, нижняя из которых — фация, а верхняя — ландшафтная сфера, то ландшафт можно сравнить с лестничной площадкой, разделяющей нижний пролет лестницы (соответствующий системам топологической размерности) и верхний (соответствующий системам региональной размерности). Правда, высказывались сомнения относительно необходимости «лестничной площадки» на непрерывной таксономической лестнице ПТК. Термин «ландшафт» нередко еще употребляется в том же значении, что и природный территориальный комплекс вообще, т. е. как синоним последнего, что вряд ли целесообразно. С другой стороны, существует мнение, что сфера ландшафтоведения должна ограничиваться только изучением собственно ландшафтов как основных географических единств и не касаться более сложных региональных комплексов.

В этом курсе ландшафт рассматривается как узловая категория в иерархии природных территориальных комплексов. Основания для такого подхода в дальнейшем будут подробно изложены. Надо, однако, заметить, что такая точка зрения не дает повода исключать из сферы ландшафтоведения вопросы, относящиеся к изучению более сложных региональных единств ландшафтных зон, стран, областей и т.п. Все эти единства представляют собой территориальные объединения ландшафтов, или «продукт» интеграции последних. Они подчинены общим географическим закономерностям, обладают аналогичными свойствами.

Региональные и локальные геосистемы изучаются как в индивидуальном, так и в типологическом плане. Это значит, что для науки или для практики, с одной стороны, может представлять интерес каждый конкретный, т.е. индивидуальный, ПТК того или иного ранга (например, вся Русская равнина как самостоятельная физико-географическая страна, таежная зона Русской равнины, Приневский ландшафт в этой зоне, отдельный болотный массив в этом ландшафте и т.п.), а, с другой стороны, необходимо найти черты сходства, общие признаки среди множества конкретных ПТК данного ранга и свести это множество к некоторому числу видов, классов, типов. Подобная типизация сама по себе служит важным научным обобщением, в ней находят выражение основные закономерности; кроме того, она способствует решению практических задач, связанных с освоением, хозяйственным использованием, охраной геосистем.

Естественно, роль типизации возрастает по мере понижения ранга геосистем. Невозможно изучить каждую конкретную фацию, объектами исследования или оценки в прикладных целях практически могут быть лишь типы (виды, классы) фации, как и большинства других локальных ПТК. Но типологический подход теряет свое значение при переходе к самым высоким региональным единствам. Уникальность каждой физико-географической страны (Урала, Амазонии, Тибета и т.п.) или зоны (тундровой, лесостепной, экваториальной и др.) крайне ограничивает возможность и значение типизации; подобные объекты приходится изучать в индивидуальном порядке.

Следует подчеркнуть, что в природе существуют лишь конкретные (индивидуальные) геосистемы, а их классификационные объединения, иногда необоснованно называемые «типологическими комплексами»,— продукт научного обобщения, в процессе которого исследователь абстрагируется от частных, индивидуальных свойств отдельных объектов и «снимает» только то, что находит у них общего. Представление о типе как бы вторично, оно не существует в природе в готовом виде и может возникнуть только в результате выявления и сравнения конкретных индивидов - будь то фации, ландшафты или комплексы иного ранга. Разумеется, каждая категория геосистем классифицируется отдельно, так что в ландшафтоведении должно быть несколько самостоятельных классификационных систем отдельно для фаций, для урочищ, для ландшафтов и т.д. (с учетом того, что для комплексов самых высоких рангов проблема классификации становится мало актуальной).

Региональная и локальная дифференциация

ландшафтной сферы

ШИРОТНАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ

Дифференциация ландшафтной сферы на геосистемы различных порядков определяется неодинаковыми условиями ее развития в разных частях, Как уже отмечалось, существуют два главных уровня физико-географической дифференциации — региональный и локальный (или топологический), в основе которых лежат глубоко различные причины.

Региональная дифференциация обусловлена соотношением двух главнейших, внешних по отношению к ландшафтной сфере, энергетических факторов — лучистой энергии Солнца и внутренней энергии Земли. Оба фактора проявляются неравномерно как в пространстве, так и во времени. Специфические проявления того и другого в природе ландшафтной сферы и определяют две наиболее общие географические закономерности — зональность и азональность.

Под широтной (географической, ландшафтной) зональностью подразумевается закономерное изменение физико-географических процессов, компонентов и комплексов (геосистем) от экватора к полюсам. Первичная причина зональности — неравномерное распределение коротковолновой радиации Солнца по широте вследствие шарообразности Земли и изменения угла падения солнечных лучей на земную поверхность. По этой причине на единицу площади приходится неодинаковое количество лучистой энергии Солнца в зависимости от широты. Следовательно, для существования зональности достаточно двух условий — потока солнечной радиации и шарообразности Земли, причем теоретически распределение этого потока по земной поверхности должно иметь вид математически правильной кривой. В действительности, однако, широтное распределение солнечной энергии зависит и от некоторых других факторов, имеющих также внешнюю, астрономическую, природу. Один из них - расстояние между Землей и Солнцем.

По мере удаления от Солнца поток его лучей становится все слабее, и можно представить себе такое расстояние (например, на какое отстоит от Солнца планета Плутон), при котором разница между экваториальными и полярными широтами в отношении инсоляции теряет свое значение — везде окажется одинаково холодно (на поверхности Плутона расчетная температура около -230° С). При слишком большом приближении к Солнцу, напротив, во всех частях планеты оказалось бы чрезмерно жарко. В обоих крайних случаях невозможно существование ни воды в жидкой фазе, ни жизни. Земля оказалась наиболее «удачно» расположенной планетой по отношению к Солнцу.

Масса Земли также влияет на характер зональности, хотя и косвенно: она позволяет нашей планете (в отличие, например, от «легкой» Луны) удерживать атмосферу, которая служит важным фактором трансформации и перераспределения солнечной энергии.

Существенную роль играет наклон земной оси к плоскости эклиптики (под углом около 66,5°), от этого зависит неравномерное поступление солнечной радиации по сезонам, что сильно усложняет зональное распределение тепла, а также влаги и обостряет зональные контрасты. Если бы земная ось была перпендикулярна плоскости эклиптики, то каждая параллель получала бы в течение всего года почти одинаковое количество солнечного тепла, и на Земле практически не было бы сезонной смены явлений.

Суточное вращение Земли, обусловливающее отклонение движущихся тел, в том числе воздушных масс, вправо в северном полушарии и влево — в южном, также вносит дополнительные усложнения в схему зональности.

Если бы земная поверхность была сложена каким-либо одним веществом и не имела неровностей, распределение солнечной радиации оставалось бы строго зональным, т.е., несмотря на осложняющее влияние перечисленных астрономических факторов, ее количество изменялось бы строго по широте и на одной параллели было бы одинаковым. Но неоднородность поверхности земного шара — наличие материков и океанов, разнообразие рельефа и горных пород и т.д. — обусловливает нарушение математически регулярного распределения потока солнечной энергии. Поскольку солнечная энергия служит практически единственным источником физических, химических и биологических процессов на земной поверхности, эти процессы неизбежно должны иметь зональный характер. Механизм географической зональности очень сложен, она проявляется далеко не однозначно в разной «среде», в различных компонентах, процессах, а также в разных частях ландшафтной сферы.

Первым непосредственным результатом зонального распределения лучистой энергии Солнца является зональность радиационного баланса земной поверхности. Однако уже в распределении приходящей радиации мы наблюдаем явное нарушение строгого соответствия с широтой. Максимум приходящей к земной поверхности суммарной радиации отмечается не на экваторе, чего следовало бы ожидать теоретически, а на пространстве между 20-й и 30-й параллелями в обоих полушариях — северном и южном. Причина этого явления состоит в том, что на данных широтах атмосфера наиболее прозрачна для солнечных лучей (над экватором в атмосфере много облаков, которые отражают солнечные лучи, рассеивают и частично поглощают их). Над сушей контрасты прозрачности атмосферы особенно значительны, что находит четкое отражение в форме соответствующей кривой. Таким образом, ландшафтная сфера не пассивно, автоматически реагирует на поступление солнечной энергии, а по-своему перераспределяет ее. Кривые широтного распределения радиационного баланса несколько более сглажены, но они не являются простой копией теоретического графика распределения потока солнечных лучей. Эти кривые не строго симметричны; хорошо заметно, что поверхность океанов характеризуется более высокими цифрами, чем суша. Это также говорит об активной реакции вещества ландшафтной сферы на внешние энергетические воздействия (в частности, из-за высокой отражающей способности суша теряет значительно больше лучистой энергии Солнца, чем океан).

Лучистая энергия, полученная земной поверхностью от Солнца и преобразованная в тепловую, затрачивается, в основном, на испарение и на теплоотдачу в атмосферу, причем величины этих расходных статей радиационного баланса и их соотношения довольно сложно изменяются по широте. И здесь мы не наблюдаем кривых, строго симметричных для суши и океана.

Важнейшие следствия неравномерного широтного распределения тепла - зональность воздушных масс, циркуляции атмосферы и влагооборота. Под влиянием неравномерного нагрева, а также испарения с подстилающей поверхности формируются воздушные массы, различающиеся по своим температурным свойствам, влагосодержанию, плотности. Выделяют четыре основных зональных типа воздушных масс: экваториальные (теплые и влажные), тропические (теплые и сухие), бореальные, или массы умеренных широт (прохладные и влажные) и арктические, а в южном полушарии антарктические (холодные и относительно сухие). Неодинаковый нагрев и, вследствие этого, различная плотность воздушных масс (разное атмосферное давление) вызывают нарушение термодинамического равновесия в тропосфере и перемещение (циркуляцию) воздушных масс.

Если бы Земля не вращалась вокруг оси, воздушные потоки в атмосфере имели бы очень простой характер: от нагретых приэкваториальных широт воздух поднимался бы вверх и растекался к полюсам, а оттуда возвращался бы к экватору в приземных слоях тропосферы. Иначе говоря, циркуляция должна была бы иметь меридиональный характер, и у земной поверхности в северном полушарии постоянно дули бы северные ветры, а в южном — южные. Но отклоняющее действие вращения Земли вносит в эту схему существенные поправки. В результате в тропосфере образуются несколько циркуляционных зон. Основные из них соответствуют четырем зональным типам воздушных масс, поэтому в каждом полушарии их получается по четыре: экваториальная, общая для северного и южного полушарий (низкое давление, штили, восходящие потоки воздуха), тропическая (высокое давление, восточные ветры), умеренная (пониженное давление, западные ветры) и полярная (пониженное давление, восточные ветры). Кроме того, различают по три переходные зоны — субарктическую, субтропическую и субэкваториальную, в которых типы циркуляции и воздушных масс сменяются по сезонам вследствие того, что летом (для соответствующего полушария) вся система циркуляции атмосферы смещается к «своему» полюсу, а зимой—к экватору (и противоположному полюсу). Таким образом, в каждом полушарии можно выделить по семь циркуляционных зон.

Циркуляция атмосферы — мощный механизм перераспределения тепла и влаги. Благодаря ей зональные температурные различия на земной поверхности сглаживаются, хотя все-таки максимум приходится не на экватор, а на несколько более высокие широты северного полушария, что особенно четко выражено на поверхности суши.

Зональность распределения солнечного тепла нашла свое выражение в традиционном представлении о тепловых поясах Земли. Однако континуальный характер изменения температуры воздуха у земной поверхности не позволяет установить четкую систему поясов и обосновать критерии их разграничения. Обычно различают следующие пояса: жаркий (со средней годовой температурой выше 20⁰ С), два умеренных (между годовой изотермой 20° С и изотермой самого теплого месяца 10° С) и два холодных (с температурой самого теплого месяца ниже 10°); внутри последних иногда выделяют «области вечного мороза» (с температурой самого теплого месяца ниже 0° С). Эта схема, как и некоторые ее варианты, имеет чисто условный характер, и ландшафтоведческое значение ее невелико уже в силу крайнего схематизма. Так, умеренный пояс охватывает огромный температурный интервал, в который укладывается целая гамма ландшафтных зон — от тундровой до пустынной. Заметим, что подобные температурные пояса не совпадают с циркуляционными, а также, как будет показано далее, с поясами увлажнения.

С зональностью циркуляции атмосферы тесно связана зональность влагооборота и увлажнения. Это отчетливо проявляется в распределении атмосферных осадков. Зональность распределения осадков имеет свою специфику, своеобразную ритмичность: три максимума (главный — на экваторе и два второстепенных в умеренных широтах) и четыре минимума (в полярных и тропических широтах).

Количество осадков само по себе не определяет условий увлажнения или влагообеспеченности природных процессов и ландшафта в целом. В степной зоне при 500 мм годовых осадков мы говорим о недостаточном увлажнении, а в тундре при 400 мм — об избыточном. 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 потребности во влаге служит испаряемость, т.е. количество воды, которое может испариться с земной поверхности в данных климатических условиях при допущении, что запасы влаги не ограничены. Испаряемость — величина теоретическая. Ее следует отличать от испарения, т.е. фактически испаряющейся влаги, величина которой ограничена количеством выпадающих осадков. На суше испарение всегда меньше испаряемости.

Широтные изменения осадков и испаряемости не совпадают между собой и в значительной степени даже имеют противоположный характер. Отношение годового количества осадков к годовой величине испаряемости может служить показателем климатического увлажнения. Этот показатель впервые ввел Г.Н. Высоцкий. Еще в 1905 г. он использовал его для характеристики природных зон Европейской России. Впоследствии петербургский климатолог Н.Н. Иванов построил изолинии этого отношения, которое он назвал коэффициентом увлажнения (К), для всей суши Земли и показал, что границы ландшафтных зон совпадают с определенными значениями К: в тайге и тундре он превышает 1, в лесостепи равен 1,0 - 0,6, в степи - 0,6 — 0,3, в полупустыне – 0,3 – 0,12, в пустыне - менее 0,12 .

На кривой изменения средних значений коэффициента увлажнения (на суше) по широте имеются четыре критические точки, где К переходит через 1. Величина, равная 1, означает, что условия увлажнения оптимальны: выпадающие осадки могут (теоретически) полностью испариться, проделав при этом полезную «работу»; если их «пропустить» через растения, они обеспечат максимальную продукцию биомассы. Не случайно в тех зонах Земли, где К близок к 1, наблюдается наиболее высокая продуктивность растительного покрова. Превышение осадков над испаряемостью (К > 1) означает, что увлажнение избыточное; выпадающие осадки не могут полностью вернуться в атмосферу, они стекают по земной поверхности, заполняют впадины, вызывают заболачивание, Если осадки меньше испаряемости (К < 1), увлажнение недостаточное, в этих условиях обычно отсутствует лесная растительность, биологическая продуктивность низка, резко падает величина стока, в почвах развивается засоление.

Надо заметить, что величина испаряемости определяется, в первую очередь, запасами тепла (а также влажностью воздуха, которая, в свою очередь, тоже зависит от термических условий). Поэтому отношение осадков к испаряемости можно, в известной мере, рассматривать как показатель соотношения тепла и влаги, или условий тепло- и водообеспеченности природного комплекса (геосистемы). Существуют, правда, и другие способы выражения соотношений тепла и влаги. Наиболее известен индекс сухости, предложенный М.И. Будыко и А.А. Григорьевым: R/Lr где R — годовой радиационный баланс, L - скрытая теплота испарения, r - годовая сумма осадков. Таким образом, этот индекс выражает отношение «полезного запаса» радиационного тепла к количеству тепла, которое нужно затратить, чтобы испарить все атмосферные осадки в данном месте.

По физическому смыслу радиационный индекс сухости близок к коэффициенту увлажнения Высоцкого — Иванова. Если в выражении R/Lr разделить числитель и знаменатель на L, то мы получим не что иное, как отношение максимально возможного при данных радиационных условиях испарения (испаряемости) к годовой сумме осадков, т.е. как бы перевернутый коэффициент Высоцкого - Иванова—величину, близкую к 1/K. Правда, точного совпадения не получается, поскольку R/L не вполне соответствует испаряемости, и в силу некоторых других причин, связанных с особенностями расчетов обоих показателей. Во всяком случае, изолинии индекса сухости также в общих чертах совпадают с границами ландшафтных зон, но в зонах избыточно влажных величина индекса получается меньше 1, а в аридных зонах — больше 1.

От соотношения тепла и увлажнения зависит интенсивность многих других физико-географических процессов. Однако зональные изменения тепла и увлажнения имеют разную направленность. Если запасы тепла в общем нарастают от полюсов к экватору (хотя максимум несколько смещен от экватора в тропические широты), то увлажнение изменяется как бы ритмически, образуя «волны» на широтной кривой. В качестве самой первичной схемы можно наметить несколько главных климатических поясов но соотношению теплообеспеченности и увлажнения: холодные влажные (к северу и к югу от 50°), теплые (жаркие) сухие (между 50⁰ и 10° и жаркий влажный (между 10° с.ш. и 10° ю.ш.).

Зональность выражается не только в среднем годовом количестве тепла и влаги, но и в их режиме, т.е. во внутригодовых изменениях. Общеизвестно, что экваториальная зона отличается наиболее ровным температурным режимом, для умеренных широт типичны четыре термических сезона и т.д. Разнообразны зональные типы режима осадков: в экваториальной зоне осадки выпадают более или менее равномерно, но с двумя максимумами, в субэкваториальных широтах резко выражен летний максимум, в средиземноморской зоне — зимний максимум, для умеренных широт характерно равномерное распределение с летним максимумом и т.д.

Климатическая зональность находит отражение во всех других географических явлениях - в процессах стока и гидрологическом режиме, в процессах заболачивания и формирования грунтовых вод, образования коры выветривания и почв, в миграции химических элементов, в органическом мире. Зональность отчетливо проявляется в поверхностной толще океана.

Географическая зональность находит яркое выражение в органическом мире. Не случайно ландшафтные зоны получили свои названия большей частью по характерным типам растительности. Не менее выразительна зональность почвенного покрова, которая послужила В.В. Докучаеву отправным пунктом для разработки учения о зонах природы, для определения зональности как «мирового закона».

Иногда еще встречаются утверждения, будто в рельефе земной поверхности и геологическом фундаменте ландшафта зональность не проявляется, и эти компоненты называют «азональными». Делить географические компоненты на «зональные» и «азональные» неправомерно, ибо в любом из них, как мы увидим в дальнейшем, сочетаются как зональные черты, так и азональные (мы пока не касаемся последних). Рельеф в этом отношении не составляет исключения. Как известно, он формируется под воздействием так называемых эндогенных факторов, имеющих типично азональную природу, и экзогенных, связанных с прямым или косвенным участием солнечной энергии (выветривание, деятельность ледников, ветра, текучих вод и т.д.). Все процессы второй группы имеют зональный характер, и создаваемые ими формы рельефа, называемые скульптурными (в отличие от структурных, обусловленных тектоникой и вулканизмом), распределяются на Земле зонально, что доказано трудами многих отечественных и зарубежных геоморфологов.

Достаточно напомнить о специфических формах рельефа ледяной зоны (нагорные ледниковые равнины, ледниковые шапки, ледниковые потоки, снежные заструги и др.), тундры (термокарстовые впадины, бугры пучения, солифлюкционные и торфяные бугры и др.), степи (овраги, балки, просадочные западины), пустыни (эоловые формы разных типов, бессточные солончаковые впадины, конусы выноса у подножий гор). В лесных зонах обилие осадков и интенсивный сток способствуют развитию эрозии и плоскостного смыва, но лесная растительность сдерживает эти процессы, поэтому преобладают мягкие формы рельефа с пологими склонами. Процессы зарастания озер ведут к нивелированию рельефа и формированию болот. Болотам присущи своеобразные мезо- и микроформы (бугры, гряды и др.). В тайге, кроме того, широко распространены реликтовые формы ледниковой и водно-ледниковой аккумуляции.

Даже такие, казалось бы, «азональные» процессы, как карстообразование и формирование морских берегов, подчинены закону зональности, т.е. протекают неодинаково в разных зонах. Например, карстовые формы особенно энергично развиваются во влажных тропиках, а также в средиземноморской зоне. В тайге не наблюдается такой полноты развития этих форм, как в двух предыдущих зонах, а в тундре условия для карстовых процессов еще менее благоприятны; в пустынях карст также мало распространен и обычно сочетается с интенсивным механическим выветриванием.

В строении земной коры также сочетаются азональные и зональные черты. Если изверженные породы имеют, безусловно, азональное происхождение, то осадочная толща формируется под непосредственным влиянием климата, почвообразования, стока, органического мира и не может не носить на себе печати зональности. Известный специалист в области литогенеза (осадкообразования) Н.М. Страхов показал, что на всем протяжении геологической истории осадкообразование неодинаково протекало в разных зонах. Например, в арктических и антарктических условиях накапливается обломочный несортированный материал (морена); в пустынях откладываются обломочные породы и соли; в зонах гумидных (с достаточным и избыточным увлажнением) литогенез особенно разнообразен, причем он неодинаково протекает в условиях холодного, умеренного, субтропического и экваториального климата (достаточно, например, напомнить о торфообразовании в тайге).

Действие закона зональности наиболее полно сказывается в той части ландшафтной сферы, где солнечная радиация вступает в непосредственное взаимодействие с ее веществом, т.е. в сравнительно тонкой активной пленке. Отсюда влияние зональности постепенно затухает по направлению к внешним пределам ландшафтной сферы, однако косвенные ее проявления прослеживаются далеко по обе стороны поверхности суши и гидросферы.

Благодаря проникновению воздуха и воды по трещинам горных пород, а также через отложение горных пород, в которых аккумулируется солнечная энергия, косвенные следствия зональности проникают на значительную глубину в литосферу. Исследования Н.И. Толстихина показали, что зональность обнаруживается в свойствах глубоко залегающих артезианских вод. Прежде всего, это выражается в изменении их температуры по широте: глубина изотермических поверхностей (т.е. поверхностей, характеризующихся одинаковой температурой) возрастает в северном полушарии с юга на север. Так, артезианские воды с температурой 20° С в Каракумах залегают на глубине нескольких десятков метров, а на юге Западной Сибири — на глубине 650—700 м, в Центральной Якутии — 900 м и более. Воды с температурой 0° С в Забайкалье встречены на глубине менее 100 м, в Центральной Якутии — 150—200 м, а в Хатангском бассейне—лишь на глубине 400—600 м.

На одной и той же глубине, но на разных широтах артезианские воды отличаются по минерализации и составу растворенных солей. Горизонты пресных вод встречаются только в зонах избыточного и достаточного увлажнения и могут достигать там мощности 200— 300 и даже 500 м, причем на Крайнем Севере они проморожены. В зонах сухого климата они отсутствуют или имеют незначительную мощность. Все это свидетельствует о том, что воды глубоких (до 1000 м и более) толщ литосферы связаны через питание и испарение с процессами, происходящими на ее поверхности.

В Мировом океане зональность ярко выражена в поверхностной толще, но даже на океаническом ложе она косвенно проявляется в характере донных илов, имеющих преимущественно органическое происхождение.

Однородный состав и большая подвижность воздуха атмосферы способствуют сглаживанию зональных различий с высотой, но свойства всей тропосферы можно считать зональными, поскольку они формируются под воздействием подстилающей поверхности суши и океанов. Что касается верхних слоев атмосферы, расположенных за пределами географической оболочки, то они формируются в результате непосредственного взаимодействия потока солнечной радиации с газами атмосферы. Поэтому здесь, в отличие от тропосферы, температура с высотой не понижается, а повышается.

Итак, зональность — подлинно универсальная географическая закономерность, проявляющаяся во всех ландшафтообразующих процессах и в размещении геосистем на земной поверхности. Однако ее нельзя рассматривать как некий простой отпечаток современного климата. Анализ явлений зональности требует генетического подхода. Зоны не возникают мгновенно, они имеют свой возраст и свою историю. Они существовали на Земле, очевидно, еще в архее, но современные зоны не имеют ничего общего с зонами архея или палеозоя. Современная зональная структура складывалась в основном в кайнозое. Наибольшей древностью отличается экваториальная зона, которая существовала на той же территории уже, во всяком случае, до начала неогена. С приближением к полюсам картина зональности становится все менее стабильной. Зоны умеренных и полярных широт претерпели сильные преобразования на протяжении неогена и четвертичного периода. Основные направления их развития связываются с аридизацией и похолоданием.

Особенно существенные трансформации системы ландшафтных зон происходили в связи с материковыми оледенениями. Как известно, процессы оледенения имели колебательный характер; ледниковые эпохи сменялись межледниковьями. В эпоху своего максимального развития ледяные зоны в обоих полушариях охватили площадь примерно в 40 млн. км² (в настоящее время — 14 млн. км²). Наступание и отступание материковых льдов сопровождалось широтными смещениями границ других зон, которые измерялись тысячами километров. Ритмические смещения зон в умеренных и высоких широтах продолжаются и в послеледниковое время. В частности, был, по крайней мере, один период, когда таежная зона местами продвинулась до северной окраины Евразии (первичная зона тайги возникла в Сибири в миоцене или плиоцене). Зона тундры в современных границах существует только в последние тысячелетия.

Основной непосредственной причиной смещения зон служат макроклиматические изменения, которые, в свою очередь, могут быть связаны с астрономическими факторами (колебания солнечной активности, изменение положения оси вращения Земли, изменчивость приливообразующей силы в результате взаимного перемещения тел в системе Земля — Луна — Солнце). Вслед за климатом должны перестраиваться другие компоненты геосистем, но вследствие присущей каждому из них степени инерционности изменения компонентов происходят с разной скоростью. Еще Л.С. Берг указывал, что растительность и почвы не поспевают за климатом. Поэтому на территории «новой» зоны в течение более или менее длительного времени могут сохраняться реликтовые почвы и растительные сообщества (например, степные реликты в современной тайге).

Наибольшей инерцией отличаются самые консервативные компоненты ландшафта — рельеф и особенно геологическое строение. Формы рельефа и горные породы, созданные при иных зональных условиях, также входят в новую зону в качестве реликтов. Так, ледниковые формы рельефа в современной тайге достались ей «в наследство» от некогда бывшей здесь ледяной зоны. Еще долговечнее горные породы — они могут сохраняться на протяжении многих миллионов лет. Вот почему, глядя на геологическую карту, мы никакой зональности не обнаружим: на эту карту наложились результаты зональных процессов многих геологических периодов, когда зоны были совсем не такими, как сейчас. Если геологическую карту расчленить по отдельным возрастным «слоям», получится иная картина: для каждой конкретной геологической эпохи можно восстановить картину зон того времени, и каждой зоне будут присущи свои типы осадочных пород, ибо в одно и то же время в разных зонах могли откладываться и каменная соль, и каменный уголь, и ледниковые наносы, и красноцветные отложения пустынь.

Историко-генетический подход к зональности заставляет нас прийти также к выводу о невозможности найти такой универсальный климатический показатель, который мог бы объяснить все зональные явления и совпадал бы со всеми зональными границами. Коэффициенты, выражающие современные соотношения тепла и влаги, могут лишь в самых общих чертах соответствовать зональным рубежам, которые представляют результат сложного исторического процесса.

Азональность, секторность и системы ландшафтных зон

Еще В.В. Докучаев не мыслил себе природные зоны в виде идеально правильных полос, ограниченных параллелями. Он говорил, что природа — не математика, и зональность — это лишь схема, или закон. Впоследствии, по мере более подробного исследования ландшафтных зон, обнаружилось, что они далеко не всегда имеют вид сплошных полос и нередко разорваны; одни зоны (например, широколиственных лесов) развиты только в периферических частях материков, другие (например, пустыни, степи), напротив, тяготеют к внутренним районам; границы зон местами приобретают направление, близкое к меридиональному (например, в центре Северной Америки). Наконец, в пределах одной и той же зоны могут наблюдаться большие физико-географические контрасты (сравните, например, тайгу в Западной и Восточной Сибири), а в горах широтные зоны как будто вовсе исчезают: вместо них появляются зоны вертикальные (или высотные пояса).

Подобные факты поставили некоторых географов в тупик; в 30-е годы появились высказывания о том, что зональность — это вовсе не всеобщий географический закон, а лишь частный случай, характерный для отдельных равнин, и что ее научное и практическое значения преувеличены.

В действительности же различного рода нарушения или отклонения широтной зональности не опровергают ее универсального значения, а лишь говорят о том, что она проявляется неодинаково в различных условиях — на суше и в океане, на равнинах и в горах, в приокеанических и внутриконтинентальных частях материков и т.д. Всякий природный закон по-разному действует в различных условиях. Даже простейший закон, гласящий о том, что вода закипает при 100° С, действует только при строго определенном давлении атмосферы. Стоит чуть изменить давление, и появятся «нарушения», или «отклонения», которые тоже закономерны, но кажутся нам незакономерными только до тех пор, пока мы не выяснили их причин.

В природе одновременно действует много законов. Факты, на первый взгляд не укладывающиеся в теоретическую модель зональности с ее строго широтными и сплошными зонами, свидетельствуют о том, что зональность — не единственная географическая закономерность, и только ею невозможно объяснить всю сложную природу физико-географической дифференциации.

В ходе тектонического развития Земли ее поверхность дифференцировалась, она характеризуется не только зональными, но и азональными закономерностями, в основе которых лежит проявление внутренней энергии Земли.

Самое главное выражение азональной дифференциации состоит в делении земной поверхности на материковые выступы и океанические впадины, т.е. на сушу и Мировой океан. Суша занимает 29 % поверхности, а океаны — 71 %, причем соотношения их очень неравномерны в разных частях ландшафтной сферы. Известно, что материки сосредоточены большей частью в северном («материковом») полушарии. В этом состоит одно из проявлений полярной асимметрии географической оболочки. В соответствии с большей материковостью северного полушария, ландшафтные зоны суши выражены в нем полнее и типичнее, чем в южном.

В силу различия физических свойств твердой поверхности и водной толщи (различная теплоемкость и отражающая способность, неограниченные запасы воды и интенсивный теплообмен в океане) над ними формируются разные воздушные массы — континентальные и морские соответственно. Возникает континентально-океанический перенос воздушных масс, который как бы накладывается на общую (зональную) циркуляцию атмосферы и сильно ее усложняет. Достаточно напомнить о муссонах — мощных воздушных потоках, которые летом устремляются с океана на более нагретую сушу, а зимой — в обратном направлении.

Положение территории в системе континентально-океанической («азональной») циркуляции атмосферы становится одним из важных факторов физико-географической дифференциации. По мере удаления от океана в глубь материка, как правило, уменьшается повторяемость морских воздушных масс, возрастает континентальность климата, уменьшается количество осадков.

Дополнительным фактором перераспределения тепла оказываются морские течения, обусловленные главным образом общей циркуляцией атмосферы, но в большой степени зависящие от расположения материков и их конфигурации. Там, где проходят холодные течения, поверхность океана ежегодно теряет до 2500 МДж/м² и более тепла, что превышает или равноценно затратам тепла на испарение. В умеренных широтах Атлантического океана за счет теплого течения поверхность океана дополнительно получает более 1000, а местами более 3000 МДж/м². Через циркуляцию атмосферы морские течения оказывают сильное влияние на температурные условия и увлажнение прилегающих частей континентов (в частности, холодные течения не только понижают температуру воздуха, но усугубляют сухость климата, что особенно ярко выражено в сферах влияния Перуанского, Бенгельского, Калифорнийского течений).

Температурный эффект континентально-океанического переноса воздушных масс особенно резко выражен зимой, когда суша сильно выхолаживается и над материками возникают сезонные максимумы давления. В это время приокеанические районы, подверженные вторжениям морских воздушных масс (главным образом западная периферия материков в поясе западного переноса), значительно теплее внутриконтинентальных территорий. Так, разница между средними январскими температурами западной Скандинавии и внутригорных впадин Северо-Востока Сибири, лежащих на одной параллели, достигает 47° С. Летом в глубине материка теплее, но различие не так велико; например, в Центральной Якутии на 4—5° С теплее, чем на западном побережье Скандинавии.

Обобщенное представление о степени океанического влияния на температурный режим материков дают показатели континентальности климата. Существуют различные способы количественного выражения континентальности. Наиболее удачный показатель предложил Н.Н. Иванов в 1959 г. Этот показатель рассчитывается по формуле

К = Аг + Ас + 0,25 До х 100,

0,36Ф + 14

где К - континентальность в процентах от средней планетарной величины (которая принята за 100 %); Аг — годовая амплитуда температуры воздуха; Ас — суточная амплитуда температуры воздуха, До — недостаток относительной влажности воздуха в самый сухой месяц; Ф — 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