Распределение осадков по ландшафтам
Осадки относятся к числу важнейших характеристик увлажнения. Для земного шара в целом годовая сумма осадков, численно равная испарению, составляет 1130 мм/год. Распределение осадков связано с распределением облачности и температуры. В распределении осадков по земному шару можно отметить определенную зональность, которая перекрывается и незональными факторами, такими как распределение суши и моря, орография, что отчетливо видно на карте годовой суммы осадков (рис. 3.4).
Рис. 3.4. Распределение средних годовых сумм осадков
Проанализируем режим осадков по основным широтным географическим зонам.
В большей части экваториальной зоны выпадает 2000–3000 мм осадков (высокая температура, высокая влажность, развитая конвекция). Однако в условиях со сложной орографией и взаимодействием муссонов, как, например, в Индонезии, даже на близких расстояниях сумма осадков изменяется от 2000 до 6000 мм. В полосе 0–10° с.ш. над Мировым океаном выпадает максимальное количество осадков: в среднем 2280 мм в год, а в Индийском океане, у берегов Индонезии и Бирмы – более 4000 мм в год.
Высокие годовые суммы осадков наблюдаются в зоне муссонов в тропиках, особенно у побережий и орографических препятствий. В некоторых районах Центральной Америки и Колумбии выпадает до 7000 мм в год, а в Западной Африке в Дебундже (у подножия пика Камерун) – 9950 мм. В Ассаме, у подножия г. Шиллонг, на высоте около 1300 м находится один из наиболее дождливых районов земного шара – Черапунджи (25° с.ш., 92° в.д.) (Индия, предгорья Гималаев, наибольшая сумма была 23000 мм). Здесь выпадает 10900 мм осадков в год. В июне, т.е. в период наибольшего развития юго-западного муссона, сумма осадков составляет в среднем 2560 мм. Основной причиной обильных осадков в Черапунджи является вынужденный подъем влажного воздуха летнего юго-западного муссона по крутым горным склонам.
Источник статьи: http://www.ggf.tsu.ru/content/faculty/structure/chair/meteorology/publications/%D0%9A%D0%BB%D0%B8%D0%BC%D0%B0%D1%82%D0%BE%D0%BB%D0%BE%D0%B3%D0%B8%D1%8F/text/68.html
Географическое распределение осадков
Распределение осадков по земной поверхности зависит от ряда причин. Непосредственной причиной является распределение облаков. Однако играет роль не только степень покрытия неба облаками, но еще и водность облаков, и наличие в них твердой фазы. То и другое зависит от температурных условий. В высоких широтах даже при большой облачности выпадает немного осадков, потому что влажность воздуха, а стало быть, и водность облаков там, при низких температурах, малы. В более низких широтах водность облаков больше. Но если они при этом также не достигают уровня оледенения, осадков из них выпадает немного; таковы, например, условия в областях пассатов над тропическими океанами. Итак, распределение осадков связано с распределением облачности и температуры и, стало быть, также обладает зональностью. Однако эта зональность еще более, чем у температуры и облачности, перекрывается действием незональных факторов, таких, как распределение суши и моря и орография.
Распределение осадков на суше крайне неравномерно; оно очень сильно зависит от местных условий, особенно от рельефа, даже в малом масштабе. Поэтому, представляя распределение осадков на карте, приходится его очень сильно генерализировать, отвлекаясь от местных особенностей.
Определение сумм осадков на океанах возможно лишь с небольшой точностью. Приходится делать косвенные заключения о количестве осадков на океанах из наблюдений над их повторяемостью, экстраполируя их интенсивность из наблюдений на побережьях материков и на островах.
Внутри тропиков, при высоких температурах, влагосодержание воздуха велико и может развиваться сильная конвекция. Поэтому количества осадков здесь вообще значительны, в среднем 1000 мм в год и более. На суше они больше, в открытом море меньше, так как здесь, в областях пассатов, облака менее развиты по вертикали и реже достигают уровня оледенения. Наибольшие количества осадков в тропиках — 2000—3000 мм и более — выпадают в сравнительно узкой внутритропической зоне конвергенции, где сближаются линии тока пассатов двух полушарий. Эта зона не всегда лежит вблизи экватора; она обладает сезонным перемещением. Сходимость линий тока вызывает здесь особенно сильные восходящие движения воздуха. Поэтому здесь наблюдается наибольшее облакообразование и облачность достигает таких высот, на которых возможно появление в облаках твердой фазы.
Особенно богаты осадками Средняя Америка, бассейн Амазонки, берега Гвинейского залива, острова Индонезии. На некоторых станциях Средней Америки выпадает до 5000—6500 мм в год, в Колумбии — до 7000 мм и более, в Западной Африке — до 4000—5000 мм, а в Дебундже, на юго-западном склоне пика Камерун, — даже свыше 9000 мм. До 7000 мм осадков выпадает и на некоторых станциях Индонезии.
Очень большие суммы осадков отмечаются на тропических островах там, где имеются благоприятные орографические условия, т. е. где поток пассата поднимается по горным склонам. На Гавайских островах есть горные станции, где осадков выпадает свыше 9000 мм в год и даже свыше 12 000 мм. Последнее число, впрочем, сомнительно.
От субтропиков к умеренным широтам осадки вообще увеличиваются. В умеренных широтах хорошо развита циклоническая деятельность, облачность достаточно велика, облака обладают значительной мощностью и часто достигают уровня оледенения. В степной зоне, где порядок величин годовых сумм осадков 300—500 мм, осадков все-таки выпадает меньше, чем может испаряться. Мы уже говорили, что здесь бывают засушливые годы, когда осадков недостаточно для нормального развития сельскохозяйственных культур. Это зона неустойчивого увлажнения.
В лесной зоне годовые суммы осадков составляют уже 500— 1000 мм. Испарение здесь в общем меньше осадков; это зона избыточного увлажнения. Избыток осадков удаляется здесь путем речного стока. При этом осадки на материках убывают в направлении с запада на восток, по мере удаления от океана, с которого происходит основной перенос влаги на материк западными ветрами. Так, в большей части Европы выпадает от 500 до 1000 мм осадков и более, тогда как в Восточной Сибири с ее зимним режимом высокого давления — менее 500 мм, а в некоторых районах — даже менее 250 мм. Однако там, где в восточных частях материков существует муссонная циркуляция, осадки снова увеличиваются за счет обильных летних дождей. Так, например, годовая сумма осадков в Иркутске 440 мм, в Минусинске 310 мм, но во Владивостоке уже 570 мм. В Петропавловске-Камчатском, где осадки значительны и зимой, их выпадает свыше 1000 мм.
Очевидно влияние горных хребтов на осадки в умеренных широтах. На наветренных склонах в горах как фронтальные, так и конвективные осадки вообще возрастают вследствие усиления вертикальных движений при вынужденном восхождении воздуха по склонам.
На подветренных склонах, напротив, осадки убывают. На Атлантическом побережье Норвегии, в Бергене, наблюдается 1730 мм осадков в год, тогда как в Осло, за хребтом, — только 560 мм. Резкий контраст в осадках существует между Тихоокеанским побережьем Северной Америки и материком к востоку от Скалистых гор. Резко увеличены осадки на западных берегах в сравнении с восточными на юге Южной Америки и в Новой Зеландии, что также объясняется орографией. Даже такие невысокие горы, как Урал, оказывают значительное влияние на распределение осадков: в Уфе выпадает за год в среднем 600 мм, а в Челябинске 370 мм.
От умеренных широт к высоким осадки снова убывают вследствие уменьшения влагосодержания атмосферы, а с ним и водности облаков, а в Антарктике также вследствие малой облачности над материком. В зоне тундры выпадает в общем менее 300 мм в год, а в восточносибирской тундре — даже менее 200 мм в год, несмотря на большое число дней с осадками. Однако тундра является зоной избыточного увлажнения, так как испарение там еще меньше, чем осадки. Еще меньше осадки в Арктическом бассейне.
В южном полушарии осадки убывают примерно от 1000 мм на 40-й параллели до 250 мм на полярном круге. В глубине материка Антарктиды осадки измеряются десятками миллиметров в год.
Источник статьи: http://megaobuchalka.ru/14/18705.html
Распределение осадков по ландшафтам
В атмосфере всегда имеется некоторое количество влаги в виде водяного пара, испарившегося с поверхности океанов, озер, рек, почвы и т. д. Испарение зависит от температуры воздуха, ветра (даже слабый ветер увеличивает испарение раза в 3, т. к. все время уносит насыщенный водяными парами воздух и приносит новые порции сухого), характера рельефа, растительного покрова, цвета почвы.
Различают испаряемость – количество воды, которое могло бы испариться при данных условиях в единицу времени, и испарение – действительно испарившееся количество воды. В пустыне испаряемость велика, а испарение незначительно.
Насыщение воздуха. При каждой конкретной температуре воздух может принимать водяные пары до известного предела (до насыщения). Чем выше температура, тем большее количество воды может содержать воздух. Если охлаждать ненасыщенный воздух, он постепенно будет приближаться к точке насыщения. Температура, при которой данный ненасыщенный воздух переходит к насыщению, называется точкой росы. Если насыщенный воздух охлаждать дальше, то в нем начнется сгущение избыточных водяных паров. Влага начнет конденсироваться, образуются облака, затем выпадают осадки.
Следовательно, для характеристики погоды необходимо знать относительную влажность воздуха – процентное соотношение количества водяных паров, содержащихся в воздухе, к тому количеству, которое он может содержать при насыщении.
Абсолютная влажность – количество водяного пара в граммах, находящегося в данный момент в 1 м3 воздуха.
Атмосферные осадки и их образование.
Атмосферные осадки – вода в жидком или твердом состоянии, выпадающая с облаков. Облаками называются скопления взвешенных в атмосфере продуктов конденсации водяного пара – капелек воды или кристалликов льда. В зависимости от сочетания температуры и степени увлажнения образуются капельки или кристаллики разной формы и величины. Мелкие капельки плавают в воздухе, более крупные начинают падать в виде мороси (измороси) или мелкого дождя. При низких температурах образуются снежинки.
Схема образования осадков такова: воздух охлаждается (чаще при подъеме вверх), приближается к насыщению, водяные пары конденсируются, образуются осадки.
Измерение количества осадков происходит с помощью дождемера – металлического ведра цилиндрической формы высотой 40 см и площадью сечения 500 см2. Все измерения количества осадков суммируются за каждый месяц, и выводят месячное, а затем годовое количество осадков.
Факторы, влияющие на количество осадков
Количество осадков на территории зависит от:
- температуры воздуха (влияет на испарение и влагоемкость воздуха);
- морских течений (над поверхностью теплых течений воздух нагревается и насыщается влагой; когда он переносится в соседние, более холодные области, из него легко выделяются осадки. Над холодными течениями происходит противоположный процесс: испарение над ними небольшое; когда малонасыщенный влагой воздух поступает на более теплую подстилающую поверхность, он расширяется, насыщенность его влагой уменьшается, и осадки в нем не образуются);
- циркуляции атмосферы (там, где воздух перемещается с моря на сушу, осадков больше);
- высоты места и направления горных хребтов (горы принуждают насыщеные влагой воздушные массы подниматься вверх, где вследствие охлаждения происходит конденсация водяного пара и образование осадков; на наветренных склонах гор осадков больше).
Выпадение осадков неравномерно. Оно подчиняется закону зональности, т. е. изменяется от экватора к полюсам.
В тропических и умеренных широтах количество осадков значительно изменяется при движении от побережий в глубь материков, что зависит от многих факторов (циркуляции атмосферы, наличия океанических течений, рельефа и т. п.).
Выпадение осадков на большей территории земного шара происходит неравномерно в течение года. Возле экватора в течение года количество осадков изменятся незначительно, в субэкваторальных широтах выделяют сухой сезон (до 8 месяцев), связанный с действием тропических воздушных масс, и дождевой (до 4 месяцев) сезон, связанный с приходом экваториальных воздушных масс. При движении от экватора к тропикам продолжительность сухого сезона возрастает, а дождевого – уменьшается. В субтропических широтах преобладают зимние осадки (их приносят умеренные воздушные массы). В умеренных широтах осадки выпадают в течение всего года, но во внутренних частях материков большее количество осадков выпадает в теплое время года. В полярных широтах также преобладают летние осадки.
Таблица «Вода в атмосфере»
Конспект урока «Влажность. Осадки». Следующая тема: «Климат»
Источник статьи: http://uchitel.pro/%D0%B2%D0%BB%D0%B0%D0%B6%D0%BD%D0%BE%D1%81%D1%82%D1%8C-%D0%BE%D1%81%D0%B0%D0%B4%D0%BA%D0%B8/
Распределение осадков по ландшафтам
Источники энергии для природных процессов
Ни одна планета Солнечной системы не имеет возможности «похвастаться» столь необычайным разнообразием естественных ландшафтов, как Земля. Вообще, само наличие ландшафтов по умолчанию является удивительным фактом. Никто не может дать исчерпывающего ответа, почему разнородные природные компоненты при благоприятных условиях объединяются в единую неразделимую систему. Но попытаться объяснить именно причины такого пестрого ландшафтного ансамбля – задача вполне посильная.
Как известно, природная система Земли живет и развивается в основном за счет двух видов энергии:
1. Солнечной (экзогенной)
2. Внутриземной (эндогенной)
Данные виды энергии одинаковы по силе, но оказываются полезными в различных аспектах эволюции географического пространства. Так солнечная энергия, взаимодействуя с земной поверхностью, запускает цепочку глобальных природных механизмов, ответственных за формирование климата, который, в свою очередь, влияет на почвенно-растительные, гидрологические и внешние геологические процессы. Внутриземная же энергия, воздействуя на всю толщу литосферы, затрагивает, естественно, и ее поверхность, вызывая ощутимые нами тектонические движения земной коры и тесно связанные с ними сейсмические и магматические явления. Конечный результат тектонических движений – расчленение земной поверхности на морфоструктуры, которые определяют континентально-океанический рисунок (распределение суши и моря) и крупные различия в рельефе суши и дна Мирового океана.
Все процессы и явления, обусловленные контактом солнечной радиации с дневной поверхностью, называются зональными. Они охватывают в основном поверхность, проникая на незначительную глубину (в масштабе всей Земли). Противоположные им азональные процессы – это результат воздействия на земную кору энергетических потоков, образующихся вследствие внутреннего геологического развития (функционирования) Земли. Как уже говорилось, эти потоки, имея глубинное происхождение, охватывают своим влиянием всю тектоносферу и приводят ее в движение, которое непременно передается и земной поверхности. К главнейшим внутриземным процессам, дающим энергетическую пищу для азональности, относятся следующие:
— гравитационная дифференциация земного вещества (когда более легкие элементы поднимаются вверх, а более тяжелые опускаются вниз). Этим объясняется строение Земли: ядро состоит практически целиком из железа, а атмосфера, внешняя земная оболочка, является физической смесью газов;
— попеременное изменение радиуса Земли;
— энергия межатомных связей в минералах;
— радиоактивный распад химических элементов (в основном тория и урана).
Если бы каждая точка земной поверхности получала одинаковое количество энергии (как внешней, так и внутренней), то природная среда в зональном и азональном плане была бы однородной. Но фигура Земли, её размер, вещественный состав и астрономические особенности исключают эту возможность, и поэтому энергия по поверхности распределяется крайне неодинаково. Одни части Земли получают больше энергии, другие – меньше. Вследствие этого вся поверхность разбивается на более или менее однородные территории. Однородность эта — внутренняя, но сами участки разнятся между собой по всем параметрам. В классической отечественной науке о природе Земли зонально однородные единицы регионального районирования суши называются ландшафтными зонами; азонально однородные — ландшафтными странами, и в общих чертах границы стран совпадают с границами морфоструктур.
Реальное существование таких природных образований не вызывает сомнений, но в естественных условиях их пространственная структура, конечно, гораздо сложнее, нежели в современном научном понимании.
Помимо вышеописанных видов энергии, на Землю оказывают влияние и другие не менее сильные, но в дифференциации природной среды они не играют основополагающей роли. Их значение состоит в регуляции природных механизмов на глобальном уровне. Также они вносят существенные отклонения в зональные и азональные процессы, изменяя направление движения воздушных и водных масс, вызывая смену времен года, приливы и отливы в Океане и даже литосфере. То есть вносят некоторые поправки в структуру вещественно-энергетических потоков, устанавливают ритмичность и цикличность всех природных явлений. К таким видам энергии относятся энергия осевого и орбитального вращения Земли, гравитационного взаимодействия с другими небесными телами, в основном с Луной и Солнцем.
З о н а л ь н о с т ь
Поверхность планеты Земля характеризуется двумя противоположными качествами – зональностью и азональностью.
Зональностью в физической географии называется совокупность взаимосвязанных явлений на поверхности Земли, обусловленных взаимодействием солнечной радиации с дневной поверхностью и приводящих к формированию ландшафтных зон на суше и поясов на поверхности и дне Мирового океана.
Зональность на суше (наземной ландшафтной сфере)
На суше зональность выражается в существовании ландшафтных зон, внутренне однородных территорий с определенным климатическим режимом, почвенно-растительным покровом, экзогенными геологическими процессами и гидрологическими особенностями – густотой гидрографической сети (общей обводненностью территории), а также режимом водных объектов и подземных вод.
Ландшафтные зоны на суше, как было сказано выше, формируются под непосредственным влиянием климата на земную поверхность. Из всех климатических элементов (температура, осадки, давление, влажность, облачность) в данном разделе нас будут интересовать только два – температура воздуха и осадки (фронтальные, конвективные, орографические), то есть тепло и влага, которыми в течение года снабжается ландшафтная зона.
Для формирования ландшафтной зоны имеет значение как абсолютное количество тепла и влаги, так и их сочетание.
Идеальным считается сочетание близкое 1:1 (испаряемость приблизительно равна количеству осадков), когда тепловые особенности (теплообеспеченность, испаряемость) зоны позволяют испарить все выпадающие за год осадки. При этом они не просто испаряются без какой-либо пользы, а совершают определенную работу в природных комплексах, «оживляя» их.
Вообще, сочетание тепла и влаги характеризуется пятью вариантами:
1. Осадков выпадает немного больше, чем может испариться — развиваются леса.
2. Осадков выпадает ровно столько же, сколько может испариться (или немного меньше) — развиваются лесостепи и естественные саванны.
3. Осадков выпадает значительно меньше, чем может испариться — развиваются степи.
4. Осадков выпадает намного меньше, чем может испариться — развиваются пустыни и полупустыни.
5. Осадков выпадает намного больше, чем может испариться. В этом случае «лишняя» вода, не имея возможности полностью испариться, стекает в углубления (которые существуют даже там, где рельеф определяется как «плоский») и вызывает заболачивание — если позволяют геологические особенности местности. Такое явление наблюдается в тундре.
Хотя болота и заболоченные земли встречаются и в лесных, и даже в сухих зонах. Это связано уже с внутренними гидрогеологическими качествами ландшафтов.
Таким образом, от сочетания этих климатических элементов (тепло и влага) зависит тип зоны (лесная, лесостепная, степная, полупустынная, пустынная). От абсолютного количества осадков и среднегодовых температур, а также температур самого холодного и теплого месяца года зависит конкретный характер зоны (лесная экваториальная, лесная умеренная, тропическая пустынная, умеренная пустынная и т.п.).
Итак, при всем разнообразии ландшафтных зон суши их можно разделить на пять типов:
1. Пустынные зоны
2. Полупустынные зоны
3. Степные зоны (включая тундровые)
4. Лесостепные зоны
Именно сочетание тепла и влаги определяет тип зоны. Конкретный характер зоны зависит от того, в каком географическом поясе она расположена. Всего на Земле существует семь поясов:
1. Арктический пояс
2. Антарктический пояс
3. Умеренный пояс Северного полушария
4. Умеренный пояс Южного полушария
5. Субтропический пояс Северного полушария
6. Субтропический пояс Южного полушария
7. Тропический пояс (включая области субэкваториального и экваториального климата)
В каждом поясе формируются все типы природных зон. Именно по этому критерию географический пояс и выделяется – по полноценному развитию зональности.
Варианты зональности на суше
Климат, от которого зависят тип и характер природной зоны, формируется под действием трех основных факторов:
1. Количества солнечной радиации
2. Циркуляции воздушных масс
3. Характера подстилающей поверхности (н апример, арктические и антарктические территории являются таковыми во многом благодаря именно своей белой поверхности, отражающей практически всю поступающую за год солнечную радиацию)
Количественные и качественные характеристики всех трех факторов претерпевают существенные изменения по широте, долготе и в вертикальном направлении. Это обуславливает изменение показателей и главных климатических элементов (температура воздуха и осадки). Вслед за температурой и осадками меняются и природные зоны, а также их внутренние качества.
Так как смена термических условий и атмосферного увлажнения происходит во всех направлениях по поверхности Земли, следовательно, на суше существуют два основных варианта зональности:
1. Горизонтальная зональность
2. Вертикальная зональность
Горизонтальная зональность существует в двух видах:
а) широтная зональность;
б) меридиональная зональность.
Вертикальная зональность на суше представлена высотной зональностью.
Зональность в Мировом океане
В Мировом океане зональность выражается в существовании поверхностноводных и донных океанических поясов.
Варианты зональности в Мировом океане
В Мировом океане тоже наблюдаются все варианты и виды зональности, представленные выше. Вертикальная зональность в океаносфере существует в виде глубинной зональности дна (провинциальной зональности).
Горизонтальная зональность
Явление горизонтальной зональности обнаруживает себя в виде широтной и меридиональной зональности.
Широтная зональность
Широтной зональностью в физической географии называется комплексное изменение зональных природных явлений и компонентов (климата, почвенно-растительного покрова, гидрографических условий, литогенеза) в направлении от экватора к полюсам. Это общее представление о широтной зональности.
Помимо такого комплексного подхода к данному варианту зональности можно говорить о зональности какого-то одного компонента природы или отдельного явления: например, зональность почвенного покрова, зональность атмосферных осадков, донных илов и др.
Также в физической географии существует ландшафтный подход к широтной зональности, который рассматривает её как изменение природных зон на суше (и их ландшафтов в частности) и/или океанических поясов в Мировом океане от экватора к полюсам (или в обратном направлении).
Широтная зональность на суше
Количество поступающей солнечной радиации изменяется с широтой. Чем ближе территория находится к экватору, тем больше она получает радиационного тепла на каждый квадратный метр. С этим в общих чертах и связано явление широтной зональности, которая с ландшафтной точки зрения проявляется в том, что природные зоны сменяют друг друга по широте. Внутри каждой зоны тоже заметны широтно-зональные изменения — в связи с этим любая зона делится на три подзоны: северную, среднюю и южную.
От полюсов к экватору средняя годовая температура воздуха с каждым градусом широты увеличивается примерно на 0,4-0,5 градуса по Цельсию.
Если говорить о нагревании земной поверхности солнечной радиацией, то здесь необходимо сделать некоторые уточнения. Не само количество полученной от Солнца радиации устанавливает температурный режим местности, а радиационный баланс, или остаточная радиация, — то есть количество солнечной энергии, оставшейся после вычета земных излучений, которые покидают поверхность, не принося ей пользы (т.е. не расходуясь на ландшафтные процессы).
Вся радиация, поступающая от Солнца на поверхность Земли, называется суммарной коротковолновой радиацией. Она состоит из двух частей — прямой радиации и рассеянной. Прямая радиация поступает непосредственно от солнечного диска, рассеянная – со всех точек небосвода. Поверхность Земли ещё получает радиацию в виде длинноволнового излучения земной атмосферы (встречного излучения атмосферы).
Некоторая часть суммарной солнечной радиации отражается (отраженная коротковолновая радиация). Следовательно, не вся суммарная радиация участвует в нагреве поверхности. Способность к отражению ( альбедо ) зависит от цвета поверхности, шероховатости и других физических характеристик. Например, альбедо чистого сухого снега — 95%, песка – от 30 до 40 %, травы – 20-25 %, леса – 10-20%, а чернозема – 15 %. Общее альбедо Земли приближается к 40 %. Это значит, что планета в целом «возвращает» Космосу меньше половины приходящей к ней суммарной солнечной радиации.
Поверхность, нагретая оставшейся частью суммарной радиации (поглощённой радиацией), а также встречным длинноволновым излучением атмосферы, начинает сама испускать длинноволновое излучение (земное излучение, или собственное излучение земной поверхности).
В итоге после всех «потерь» (отраженная радиация, земное излучение) деятельному слою Земли остается некоторая часть энергии, которая и называется остаточной радиацией, или радиационным балансом. Остаточная радиация расходуется на все ландшафтные процессы: нагрев почвы и воздуха, испарение, биологическое возобновление и др.
Солнечные лучи способны воздействовать на грунт максимум до 30-метровой глубины. Это общий максимум для всей Земли, хотя в разных климатических зонах наблюдается свой максимум проникновения солнечного тепла в грунт. Данный слой земной коры называется гелиотермическим, или деятельным. Ниже максимальной подошвы деятельного слоя находится слой постоянной годовой температуры (нейтральный слой). Он имеет толщину в несколько метров, а иногда — десятков метров (в зависимости от климата, теплопроводности пород и их сырости). После него начинается самый обширный слой – геотермический , распространяющийся на всю земную кору. Температура в нем определяется внутренним (эндогенным) теплом Земли. От максимальной подошвы нейтральной зоны температура повышается с глубиной (в среднем — 1 градус Цельсия на 33 метра).
Широтная зональность имеет циклическую пространственную структуру — типы зон в каждом поясе повторяются, сменяя друг друга в направлении с юга на север (или наоборот — в зависимости от исходной точки). То есть в каждом поясе можно наблюдать постепенную смену ландшафтных зон — от лесных до пустынных. Существованию такой цикличности (особенно в тропическом географическом поясе) в основном способствует межширотная (зональная) циркуляция атмосферы. Механизм такой циркуляции прямо или косвенно разбивает всю поверхность Земли на сухие и влажные (или относительно влажные) пояса, которые чередуются от экватора к полюсам. Экваториальная полоса оказывается влажной, чисто тропическая – в целом сухой, умеренная — относительно влажной, и приполюсные пояса – относительно сухими. Этим поясам атмосферного увлажнения в целом соответствуют крупнейшие природные зоны (обширные леса и пустыни) основных климатических поясов (экваториального, тропических, умеренных, полярных).
Арктический пояс характеризуется двумя типами пустынь (ледяные и арктические), тундрой (северный аналог степи), лесотундрой (по аналогии с лесостепью) и даже лесной зоной – северной и отчасти средней тайгой. Последний тип лесных ландшафтов представляет собой крайне угнетенный тип леса, который развивается в условиях довольно низких температур в течение всего года. Разница между северной тайгой и лесами умеренных широт приблизительно такая же, как разница между лесами последних и экваториальными лесами.
В умеренном поясе природная зональность наблюдается уже в полноценном виде (в отличие от арктического, тип ландшафтов которого регулируются не сочетанием тепла и влаги, а температурным фактором; именно низкие температуры арктического пояса и мешают развитию классических природных зон в этом полярном регионе).
Субтропический пояс вычленяется из умеренного и тропического, и существует как самостоятельный только потому, что в нем зональность тоже развита по классической схеме – от пустынь до лесов (сухих средиземноморских и влажных муссонных). Это очень интересное явление, потому что в целом субтропики — переходная полоса, существующая на стыке двух крупнейших регионов, разнящихся между собой географическими типами воздушных масс. Например, регионы с экваториальным климатом нельзя объединить в самостоятельный ландшафтный пояс только по причине неполноценного развития зональности.
Широтная зональность в Мировом океане
Поверхность Мирового океана (и даже его дно), впрочем, тоже не свободны от влияния климата. В Океане в соответствии с климатическими поясами формируются океанические поверхностноводные ландшафтные пояса (отличающиеся друг от друга, в первую очередь, температурой воды, а также — режимом движения водных масс, соленостью, плотностью, органическим миром и др.), сменяющие друг друга в широтном направлении.
Названия океанических поясов соответствуют названиям климатических поясов, пересекающих океан: океанический умеренный пояс, океанический тропический пояс и др.
Физическое и химическое состояние океанической воды проецируется и на дно (подобно воздействию атмосферы на сушу). Так формируются донные океанические пояса, которые тоже сменяют друг друга по широте и выделяются на основании различий в донных отложениях.
Таким образом, пояса в Океане (поверхностные и донные) можно сравнить с географическими поясами на суше.
Причины нарушения горизонтальной структуры широтной зональности на суше
Мировой закон широтной зональности, казалось бы, должен устанавливать на Земле четкую широтно-зональную смену ландшафтных поясов и зон. Этому должны благоприятствовать, во-первых, вполне правильное зональное распределение солнечной радиации и, во-вторых, межширотный обмен воздухом, определяющий чередования сухих и влажных поясов. Однако реальная картина чередования ландшафтных зон далека от такой безупречной схемы. И если пояса хоть как-то «стараются» соответствовать параллелям, то большинство зон не простираются идеальными полосами вдоль параллелей, чтобы пересечь весь материк с запада на восток; они представлены разорванными ареалами, часто обладают неправильной формой, а в некоторых случаях вообще имеют субмеридиональное (вдоль меридианов) простирание. Одни зоны тяготеют к восточным частям материков, другие – к центральным и западным секторам. Да и сами зоны в целом лишены внутренней однородности. Одним словом, мы имеем достаточно сложный зональный рисунок, лишь отчасти соответствующий теоретически правильной схеме.
Причина такой «неидеальности» кроется в том, что поверхность Земли в известной степени не однообразна в азональном плане. Существуют три фундаментальные геологические причины, влияющие на «неправильное» расположение и простирание природных зон:
1. Деление земной поверхности на материки и океаны, причем неравномерное
2. Деление земной поверхности на крупные морфоструктурные формы рельефа
3. Разнообразный вещественный состав поверхности, выражающийся в том, что она сложена различными горными породами
Первый фактор способствует развитию меридиональной зональности; второй фактор — вертикальной зональности (в частности, высотной поясности); третий фактор — «петрографической зональности».
Меридиональная зональность (на суше)
Поверхность Земли разделена на материки и океаны. В глубочайшей древности суши не было, вся планета была покрыта морской водой. После появления первого континента сосуществование материков, островов и океанов не прерывалось, менялось только их взаимное расположение. В дальнейшем континентально-океанический рисунок будет, безусловно, меняться по причине никогда не прекращающихся тектонических движений (горизонтальных и вертикальных), а вместе с ним — и картина зональности.
Меридиональная зональность — смена ландшафтных зон от океанических побережий по направлению к центральным частям материков. Внутри зон тоже прослеживаются долготные изменения природы. Это явление существует благодаря континентально-океаническому переносу воздушных масс и морским течениям.
Имеет смысл рассматривать меридиональную зональность только на суше, поскольку на поверхности океана это явление лишено выразительности.
Роль континентально-океанического переноса воздушных масс в развитии меридиональной зональности на суше
Континентально-океанический перенос воздушных масс ярко проявляет себя в муссонах — мощных потоках воздуха, движущихся летом с океана на материк. Механизм образования и развития муссонов очень сложен, но его основополагающие принципы можно изложить в упрощенной схеме, которая выглядит следующим образом.
Поверхность воды и суши отличается физическими характеристиками, в частности, теплопроводностью и отражательной способностью. Летом поверхность океанов нагревается медленнее, чем поверхность суши. В результате воздух над океаном оказывается холоднее, чем над сушей. Возникает разница в плотности воздуха, а значит и в атмосферном давлении. Воздух всегда движется в сторону меньшего давления.
По способу и месту образования муссоны можно разделить на два типа — тропические и внетропические. Первый тип является неотъемлемой частью механизма межширотной (зональной) циркуляции атмосферы, второй тип представляет собой континентально-океанический перенос воздушных масс в чистом виде.
Зимой наблюдается прямо противоположный процесс. Суша быстро остывает, и воздух над ней сильно охлаждается. Океан, медленно нагревавшийся в течение всего лета, так же медленно отдает тепло атмосфере. В результате атмосфера над океаном зимой оказывается теплее, чем над сушей.
Такова общая картина меняющегося по сезонам переноса воздуха с океана на материк и в обратном направлении. Для нас важнее первое.
Воздух, движущийся с океана на материк, несет огромное количество влаги и в большинстве случаев утепляет области материков, приближенные к побережьям. Поэтому прибрежные части, где наблюдается такой перенос воздуха, в целом оказываются влажнее и немного теплее, чем центральные территории (в частности, разница между летними и зимними температурами сглаживается).
Из этого положения можно сделать вывод: чем дальше оказывается местность от океана, тем меньше ей достается морской влаги. Однако такое утверждение справедливо только в отношении Евразии, которая имеет чрезвычайную вытянутость с запада на восток. В большинстве же случаев продвижению влаги морского воздуха с океана к срединным частям материка мешают высокие горные хребты (на характер распределения осадков морского происхождения по поверхности материка оказывают влияние не только размеры материка и его рельеф, но и также конфигурация материка; об этих факторах будет сказано позднее).
Как было сказано, зимой направление воздуха меняется на противоположное; следовательно, в холодное время года прибрежные территории материка оказываются во власти сухого и холодного континентального воздуха (который приходит с самого материка).
Роль морских течений в развитии меридиональной зональности на суше
Океан влияет на материки не только своими воздушными массами, формирующимися над одними и теми же акваториями (в постоянных и сезонных барических системах) и перемещающимися при помощи механизма общей циркуляции атмосферы. Континенты затрагиваются еще и воздухом морских течений.
Географический подход к анализу климатических нюансов обязывает нас все течения, наблюдающиеся в Мировом океане, делить, в первую очередь, на:
Теплые течения, продвигающие относительно тёплый морской воздух вдоль береговой линии материка, провоцируют усиление конвекции (восходящих потоков воздуха) и тем самым способствуют выпадению обильных осадков над прибрежными регионами континентов и сглаживанию разницы в температуре воздуха между зимой и летом. В этом абзаце стоит упомянуть о знаменитом Гольфстриме, который зарождается в тёплых водах Мексиканского залива и двигается вдоль западного побережья Европы — вплоть до Мурманска.
Западная Европа своим мягким тёплым влажным морским климатом во многом обязана этому течению, атмосферное действие которого ослабевает в восточном направлении (к Уралу). Для сравнения: холодное Лабрадорское течение, опоясывающее одноименный канадский полуостров, делает его климат намного холоднее и суше европейского, хотя этот регион Канады лежит на тех же широтах, что и страны северной и центральной Европы.
Холодные течения, продвигающие относительно холодный морской воздух вдоль материкового побережья, провоцируют ослабление конвекции и тем самым способствуют иссушению прибрежного воздуха и усилению температурного контраста между зимой и летом.
Нейтральные течения не вносят каких бы то ни было существенных поправок и дополнений в зональную климатическую картину материков.
Факторы, влияющие на характер распределения морской влаги по поверхности материка
На характер распределения влаги морского воздуха (осадков морского происхождения) по поверхности материка (и, в частности, на то, как далеко влажный морской воздух продвинется в направлении к срединным частям материка) влияют три главных фактора:
1. Рельеф материка (особенно высокие периферийные хребты)
2. Размер материка
3. Конфигурация материка
(Всё сказанное ниже относится не только к влажному морскому воздуху, который движется с океана на материк, но и к тёплым океаническим течениям, усиливающим конвекцию).
Периферийным рельефом называется рельеф окраинных частей материков. Влажный морской воздух, движущийся с океана на материк, может быть задержан высоким горным хребтом, который протягивается вдоль (параллельно) береговой линии. Это называется барьерным эффектом.
Довольно редко и в ограниченных масштабах встречается обратный эффект, когда горные хребты, расположенные относительно друг друга параллельно (субмеридионально или субширотно), выступают в роли проводников влажного морского воздуха в направлении к центру континента. По отношению к береговой линии такие хребты должны быть расположены перпендикулярно или под небольшим углом.
Размер материка — существенный фактор, но его всё же стоит рассматривать как исключительный. Один-единственный материк на Земле характеризуется огромными размерами — Евразия. Само собой разумеется, что морской воздух по пути к его срединным частям теряет практически всю влагу.
(Суть этого фактора заключается в том, что морская влага не может дойти до территорий материка, оказывающихся на очень далеком расстоянии от океанов).
Конфигурация материка определяется как его очертание, которое складывается из двух составляющих:
1. Общего очертания (всевозможные сужения и расширения континента в определенных частях, степень вытянутости в широтном или меридиональном направлении и др.)
2. Периферийного очертания (общая изрезанность непосредственно береговой линии континента)
Фактор конфигурации не самостоятельный; он подчиняется двум предыдущим условиям (в особенности фактору размера материка), а также многим другим уникальным физико-географическим «нюансам» (региональным и локальным), характерным для того или иного региона Земли. Естественно, что влажный морской воздух может дальше продвинуться к центру материка в тех местах, где материк сужается или где имеется обширное горизонтальное углубление в виде окраинного или полузамкнутого моря, а также океанического залива.
Выражение меридиональной зональности на суше
Меридиональная зональность на суше выражается в существовании, так называемых, ландшафтных секторов.
В связи с континентально-океаническим переносом воздушных масс все географические пояса, кроме экваториального, разбиваются на ландшафтные сектора, которые соответствуют климатическим областям.
В каждом географическом поясе существуют приокеанические (западные и восточные), центральные сектора и промежуточные. И, как уже говорилось, тот или иной тип природной зоны тяготеет к соответствующему сектору. Поскольку восточно-приокеанические сектора материков увлажнены больше (в связи с явно выраженной деятельностью муссонов и прохождением тёплых течений), чем западно-приокеанические сектора, лесные ландшафты тяготеют именно к восточным окраинам континентов (а в западно-приокеанических и центральных частях наблюдается преобладание пустынных и степных ПК). Исключением является только Евразия, где и западные, и восточные окраины практически одинаковы по степени атмосферного увлажнения.
Хотя и такая схема не может считаться всеобщим единственно правильным законом.
Вертикальная зональность
Вертикальная зональность (или ландшафтная ярусность) — это изменение свойств и компонентов ландшафтной сферы (наземной и донно-океанической) в зависимости от рельефа.
На Земле данный вариант зональности существует в двух видах:
1. Высотная зональность (характерна для суши)
2. Глубинная зональность (характерна для океанического и морского дна)
Высотная зональность
Гипсометрическая роль крупных форм рельефа в зональной дифференциации суши
Причина высотной зональности — разделение поверхности суши на морфоструктуры (крупные формы рельефа, обусловленные эндогенными процессами).
Высотная (гипсометрическая) зональность — это изменение свойств и компонентов наземной ландшафтной сферы в зависимости от рельефа, то есть с изменением положения местности относительно среднего уровня Океана.
Высотная зональность напрямую связана с изменением температуры воздуха и количества осадков по мере возрастания абсолютной высоты. При увеличении высоты местности температура понижается, а количество осадков в определенных местах и до определенной высоты возрастает. В целом с высотой приход солнечной радиации увеличивается, но еще в большей степени увеличивается и длинноволновое эффективное излучение. С этим и связано уменьшение температуры на 0,5-0,6 градусов на каждые сто метров высоты. Увеличение осадков происходит из-за того, что воздух, продвигаясь вверх, охлаждается и таким образом освобождается от влаги.
Гипсометрический (высотный) эффект прослеживается уже на равнинах. На возвышенностях по этой причине отодвигаются границы ландшафтных зон на север. Низменности же благоприятствуют продвижению их границ в обратном направлении. Таким образом, возвышенности и низменности во многом способствуют изменению границ ландшафтных зон, увеличению или уменьшению их площади.
В горах горизонтальная зональность исчезает; ее сменяет высотная поясность. Высотные пояса можно условно назвать аналогами классических природных зон. Явление высотной поясности является частью всеобщей географической закономерности – высотной зональности, которая выражается в общем изменении природы с изменением абсолютной высоты.
Идеальной схемой высотной зональности является плавный переход от горизонтальной зональности к высотной поясности — и далее до последнего горного пояса, характерного для определенной горной страны. В упрощенном виде такую трансформацию можно представить следующим образом. Та или иная часть какой-либо природной зоны, достигнув определенной высоты (несколько сотен метров) над уровнем моря, начинает постепенно «превращаться» в высотный (горный) пояс — в связи с неизбежным уменьшением температуры воздуха (а иногда — и с увеличением осадков). В конечном итоге зону сменяет высотный пояс. Территория продолжает стремительно «набирать высоту», и первый пояс сменяется следующим (и так далее до самого последнего горного пояса).
На обширных равнинах, где чередуются низменности и возвышенности (например, на Русской равнине) природные зоны, конечно, не могут «перешагнуть» ту границу, после которой зона могла бы превратиться в высотный пояс. Но в любом случае высотная зональность — это общее изменение наземной природы с понижением и/или повышением высоты местности. И в этом плане, собственно говоря, не важно, трансформировалась ли природная зона в высотный пояс или нет.
С другой стороны, мы вправе также говорить и о том, что «полноценная» высотная зональность начинается там, где определенная часть зоны перешла некую границу, за которой абсолютная высота может оказать серьезное охлаждающее воздействие на ландшафты. В пределах первых сотен метров от уровня моря такой эффект почти не заметен, хотя всё же фиксируется.
Развитию высотной зональности способствует разделение земной поверхности на морфоструктуры — на равнины и горы разной высоты. Суша, следовательно, имеет многоярусное строение. Равнинам принадлежат два высотных яруса — возвышенности и низменности. Горы имеют трехъярусную структуру: низкогорный ярус, среднегорный, высокогорный. Под данную структуру земной поверхности и подстраиваются природные зоны, которые в связи с этим постепенно изменяются; и в определённом случае, достигнув какой-то существенной климатической черты, трансформируются в высотные пояса.
Орографическая роль крупных форм рельефа в зональной дифференциации суши
Выше была рассмотрена гипсометрическая роль крупных форм рельефа в ландшафтной дифференциации природной среды. Но морфоструктуры оказывают влияние на изменение свойств зональной структуры земной поверхности не только с помощью гипсометрического (высотного) фактора, но и также с помощью трёх дополнительных эффектов:
— эффекта ориентировки склонов.
Суть орографической роли заключается в том, что морфоструктуры «по своему усмотрению» перераспределяют атмосферное и радиационное тепло, а также атмосферные осадки по поверхности Земли.
Строго говоря, орографические особенности крупных форм рельефа к явлению высотной зональности, как к таковому, практически не имеют никакого отношения. Анализ орографического фактора можно было бы вынести за пределы темы, в которой изучается непосредственно сама высотная зональность. Но, с другой стороны, ограничиться только лишь рассмотрением фактора абсолютной высоты при изучении роли крупных форм рельефа в зональной дифференциации суши мы, по понятным причинам, не можем.
Барьерный эффект проявляется в том, что высокие и средневысотные горные хребты препятствуют проникновению тёплых или холодных, влажных или сухих воздушных масс на какую-либо территорию. Эффект преграды зависит от высоты горных хребтов и их простирания. В Северном полушарии субширотное (вдоль параллелей) простирание препятствует наступлению воздушных масс со стороны Арктики (например, Крымские горы, задерживающие холодные воздушные массы и делающие климат Южного берега Крыма субтропическим). Субмеридиональное (вдоль меридианов) простирание препятствует проникновению воздуха, например, с океанов.
(Равнины тоже обладают барьерным эффектом, но в гораздо меньшей степени).
Однако не всегда высокие горы выступают в роли только преград. В некоторых случаях они выступают в роли проводников, или тоннелей, для тех или иных воздушных масс (об этом было сказано ранее, в другой теме). Этому способствует параллельное расположение хребтов относительно друг друга. И здесь опять же можно вспомнить о Кордильерах Северной Америки. Хребты этой горной системы в общем параллельны друг другу, и это благоприятствует проникновению холодного арктического воздуха далеко на юг, вплоть до Мексики. Поэтому климат центральных штатов США в целом холоднее Средиземноморья, а ведь эти регионы имеют одинаковую удаленность от полюсов. Такая особенность рельефа Северной Америки во многом способствует субмеридиональному простиранию ландшафтных зон в центре материка.
Дополнительным фактором дифференциации самих гор (и в меньшей степени равнин) служит ориентировка склонов по отношению к сторонам света — то есть инсоляционная и циркуляционная ориентация. Наветренные склоны, как правило, получают больше осадков, а южные склоны – больше солнечного света.
Подробнее о высотной поясности (горной зональности)
Явление высотной поясности является частью высотной зональности.
Высотную поясность можно наблюдать только в горах. Поскольку абсолютная высота точек поверхности какой-либо горной системы изменяется довольно быстро, смена климатических элементов происходит там резко и стремительно. Это обуславливает быструю смену высотных поясов в вертикальном направлении. Иногда достаточно пройти или проехать несколько километров, чтобы оказаться в другом высотном поясе. В этом заключается одно из главных отличий горной зональности от равнинной зональности.
Горные системы отличаются друг от друга:
1. Количеством высотных поясов
2. Характером смены высотных поясов
(Ландшафтные типы поясов одинаковы для всех гор).
Количество (набор) высотных поясов зависит от нескольких факторов:
— положения горной системы в зонально-поясной структуре;
— горизонтального профиля (плана) горной страны.
Положение горной системы в зонально-поясной структуре — основополагающий фактор. Проще говоря, это положение горной системы в определённом географическом поясе и зоне. Если, например, горы находятся в лесной зоне тропического географического пояса и если они достаточно высокие, то, естественно, в этом случае горная страна обладает всем набором высотных поясов. В умеренном географическом поясе, даже если горы очень высокие, не наблюдается всех стадий смены типов горных ландшафтов, поскольку отсчет поясов начинается от той или иной природной зоны умеренного пояса (в зонально-поясной структуре умеренного пояса по определению не может быть ни тропическо-субтропических лесов, ни других типов природных комплексов, свойственных горам тропического пояса).
Таким образом, набор поясов изначально зависит от того, в каком географическом поясе, географическом секторе и географической зоне находятся горы.
Высота гор тоже является немаловажным фактором. В той же самой экваториальной или субэкваториальной полосе древние низкие горы никогда не обретут, например, горных хвойно-широколиственных лесов и уж тем более нивального пояса — зоны вечных снегов и ледников.
Горизонтальный профиль (план) горной системы — это взаимное расположение хребтов и ориентировка их по отношению к солнцу и преобладающим ветрам. Но от этого фактора зависит в большей степени характер смены высотных поясов, под которым мы подразумеваем следующие особенности:
— «скорость» смены поясов;
— характер их взаимного расположения;
— абсолютные высоты верхней и нижней границы поясов;
— наличие пропусков в классической последовательности (и другие особенности).
Если разные горы расположены в одинаковых условиях зонально-поясной структуры, обладают схожими высотными характеристиками, но сильно отличаются горизонтальным профилем (планом), то характер смены поясов и общая контрастность ландшафтно-поясного рисунка у них будут отличаться.
В меньшей степени от горизонтального профиля зависит число высотных поясов.
Вышеописанный фактор даже в пределах одной горной системы сильно влияет на ландшафтную дифференциацию. В разных частях горной страны наблюдается свой спектр поясов, свой характер их смены.
Помимо этого, горная страна может пересекать несколько природных зон и даже несколько природных поясов. Всё это серьезно усложняет дифференциацию ландшафтов в пределах одной горной системы.
Высотную поясность можно рассматривать как высотно-зональную надстройку в общей схеме горизонтально-зонального ряда какого-либо региона Земли.
Типы высотных поясов условно тождественны типам равнинных ландшафтных зон, и сменяются они в той же последовательности, что и зоны. Но в горах есть высотные пояса, не имеющие аналогов на равнинах — альпийские и субальпийские луга. Эти ландшафты свойственны только горам — в силу климатической и геологической уникальности горных стран.
Названия типов высотных поясов, в принципе, соответствуют названиям типов равнинных зон, только к обозначению горного пояса приписывается слово «горно»: горно-лесной пояс, горно-степной, горно-тундровый, горно-пустынный и пр.
Провинциальная зональность океанического дна
Частью вертикальной зональности (ландшафтной ярусности) является провинциальная зональность океанического дна (донная провинциальность).
Донной провинциальностью называется изменение природы океанического дна в направлении от материковых (или островных) побережий к срединным частям Мирового океана.
Это явление существует в основном благодаря двум взаимосвязанным факторам:
1. Возрастающему удалению дна от поверхности океана (увеличению глубины)
2. Возрастающему удалению дна непосредственно от материков или островов
Рассмотрим сущность первого фактора. Чем больше глубина, тем меньше проникает солнечного света и атмосферного тепла ко дну океана (или моря). Свет и тепло имеют огромное значение для донно-океанического варианта ландшафтной сферы. С их количеством связаны все зональные физико-географические процессы (биологические, гидрологические, литологические и др.), происходящие на дне Океана и в придонном слое морской воды.
Но донная провинциальность не есть результат исключительно увеличения глубины. Во многом она связана с другими причинами — в частности, с тем, как далеко находится участок океанического дна от ближайшего континента или крупного острова. От этого фактора в большей степени зависят особенности донного осадконакопления, которые существенно изменяются по мере удаления дна непосредственно от материковых побережий.
Глубинные ярусы океанического дна
Океаническое дно имеет пять глубинных ярусов:
Литораль – это приливно-отливная зона; она может колебаться в широких пределах — в зависимости от выровненности берега.
Сублитораль – это зона, расположенная ниже уровня отлива и соответствующая шельфу материка. Это самая активная и органически разнообразная часть дна Мирового океана. Она достигает глубины от 200 до 500 метров.
Батиаль – зона морского дна, примерно соответствующая материковому склону (пределы глубины — 200-2500 метров). Органический мир гораздо беднее предыдущей области.
Абиссаль – глубоководная поверхность океанического дна. По глубине она соответствует ложу океана. Здесь придонные воды передвигаются не так быстро, как поверхностные. Температура держится круглый год около 0 градусов по Цельсию. Солнечный свет практически не доходит до этих глубин. Из представителей органического мира можно обнаружить только некоторые бактерии, а также сапрофитные водоросли. Толща геологических отложений этой части океанов состоит в основном из различных органогенных илов (диатомовый, глобигериновый) и красной глины.
Ультраабиссальные части дна находятся в желобах. Эти глубины изучены очень слабо.
Выражение донной провинциальности
На региональном уровне эта закономерность выражается в существовании донных океанических провинций, каждая из которых приблизительно соответствует определенному глубинному ярусу океанического дна (так как фактор глубины является решающим).
Донные провинции не следует путать с донными поясами, сменяющими друг друга по широте, формирование которых связано с влиянием взаимосвязанных факторов широтной зональности на дно Мирового океана.
Важно: донная провинция — это часть донного океанического пояса. Но коренное различие между ними заключается в том, что донные провинции (в отличие от донных поясов) различаются не только характером литогенеза и отложениями, но и также особенностями органического мира, физическими и химическими свойствами придонного слоя воды.
Итак, в каждом донном океаническом поясе в приблизительном соответствии с глубинными ярусами формируются следующие донные провинции:
Донные провинции сменяют друг друга в направлении от материковых побережий к срединным частям Океана. Это явление и называется провинциальной зональностью океанического дна.
Донная провинциальность — явление, которое присуще только дну Мирового океана. С некоторой долей относительности её можно определить как глубинную зональность. Продолжая эту мысль, мы можем констатировать, что с ландшафтной точки зрения неправомерно говорить о глубинной зональности водной толщи океана или моря. Хотя с чисто гидрологических позиций такое явление имеет право на существование.
«Петрографическая зональность»
Все рассмотренные выше факторы воздействовали на тот или иной район посредством климата – солнечной радиации и потоками воздуха с определенными метеорологическими качествами (влажность, температура и т.д.). То есть имели климатическую природу.
Но, оказывается, вещественный состав и геологическое строение приповерхностной толщи земной коры тоже имеют большое значение в ландшафтной дифференциации. Здесь играют роль все химические и физические свойства горных пород, от которых зависят и гидрогеологические особенности территории. Только словосочетание «петрографическая зональность» не является полноценным в аспекте самой зональности, поскольку это явление не играет решающей роли в размещении по земной поверхности природных зон, а всего лишь изменяет конфигурацию последних. И общий зональный рисунок, благодаря разнообразному петрографическому составу, обретает еще более сложный вид, чем если бы вся поверхность была сложена какой-либо одной горной породой (например, глиной или песком). Очень ярко эта закономерность прослеживается в горах, где горные породы сменяют друг друга очень быстро и, порой, непредсказуемо.
На равнинах ландшафты, имеющие в своем составе, помимо классических песчаных и глинистых пород, более питательные (карбонатные) породы способны значительно отодвигать границы зон умеренного пояса в северном направлении и тем самым расширять их площадь. За примерами далеко ходить на надо. Ижорское плато под Санкт-Петербургом сложено известняками ордовикского периода, на которых образовались плодородные почвы и впоследствии сформировался смешанный лес, свойственный более южным областям.
Пески могут продвигать таежную зону далеко на юг, вплоть до южной границы лесостепной зоны, в которую по речным террасам «языками» врезаются самые настоящие хвойные леса.
Если посмотреть на это явление немного с другой стороны, то выяснится, что любая зона обладает таким качеством, как ландшафтное предварение. Суть его заключается в том, что никакая зона не начинается и не заканчивается резко, она всегда появляется в виде изолированных вкраплений или ответвлений в более северной зоне и исчезает похожими вкраплениями в более южной. Например, в тайге существуют вкрапления смешанных лесов; в степях же есть перелески, состоящие из хвойных и лиственных пород деревьев. В смешанных лесах можно наблюдать степные ландшафты, которые постепенно исчезают в полупустынях. И тому подобное. В любой зоне можно отыскать островки соседних регионов. Такое явление называется ещё экстразональностью. Причины ее, помимо петрографических свойств поверхности, могут объясняться также и разной экспозицией макро- и мезосклонов, которыми обладают и крупные равнины.
По силе воздействия на общую схему зональности вещественный состав оказывается равным гипсометрическому фактору на равнинах.
А з о н а л ь н о с т ь
Процессы, наблюдаемые непосредственно на поверхности Земли, имеют не только экзогенную (солнечную) природу. В верхней части земной коры обнаруживается целый ряд явлений, которые являются внешним продолжением глубинных геологических процессов, протекающих в недрах нашей планеты. Такие поверхностные возмущения называются азональными потому, что они не относятся к категории зональных процессов, которые запускаются коротковолновой электромагнитной солнечной радиацией (при соприкосновении её с дневной поверхностью).
Азональность в физической географии определяется как совокупность взаимосвязанных геологических явлений на поверхности Земли, обусловленных энергией эндогенных процессов.
Конкретика азональных явлений
Азональных явлений не так уж и много. К ним целиком и полностью относятся тектонические движения. Их можно делить по разным критериям.
По направленности тектонические движения делятся на:
По воздействию на изначальное залегание горных пород:
— медленные эпейрогенические (не приводят к существенному нарушению залегания пород);
— дислокационные движения (вызывают различные разрывные и складчатые деформации горных пород — горсты, грабены, сбросы, надвиги, орогенные синклинали и антиклинали).
Тектонические движения служат пусковым механизмом для возникновения сейсмических и магматических (интрузивных и эффузивных, или вулканических) явлений, которые тоже относятся к азональным.
В глубинах Земли геологические процессы по некоторым причинам протекают с разной интенсивностью. Из-за этого одни участки земной коры получают больше энергии для дальнейшей эволюции, другие (относительно сформировавшиеся) — значительно меньше. Следовательно, тектонические движения земной коры в разных ее частях отличаются друг от друга по силе, скорости и направленности. Такое различие в конечном итоге приводит к образованию на суше (и дне океана) крупных форм рельефа (равнин и гор), которые называются морфоструктурами.
Существует такое понятие, как порядок морфоструктуры. Позже мы убедимся, что именно это понятие имеет важное значение для азонального физико-географического районирования суши.
Морфоструктуры различных порядков
Не будет лишним повториться: морфоструктуры — это крупные формы рельефа, генезис которых продиктован внутриземной энергией. Они являются составными частями тектонических структур (геоструктур). При морфоструктурном районировании поверхности суши следует учесть то обстоятельство, что порядок морфоструктуры должен совпадать с порядком тектонической структуры.
Морфоструктуры высшего порядка
Материковые выступы и океанические впадины – тектонические структуры наивысшего порядка. Если их рассматривать с морфоструктурной точки зрения, то данные формы мегарельефа Земли называются геотектурами.
Морфоструктуры 1-го порядка на материках. Древние платформы
Материки составлены из геоструктур 1-го порядка:
— платформ (древних и молодых);
Сообразно с этим делением, на платформенных участках морфоструктурами 1-го порядка являются обширнейшие равнины, которые на древних платформах охватывают как плиты, так и щиты (и, соответственно, занимают практически всю площадь древних платформ).
На древних платформах встречаются в основном равнины; горы — достаточно редко. Можно выделить три категории платформенных гор:
1. «Реликтовые» горы:
а) останцы (изолированные резкие выступы пород, оставшиеся после разрушения менее устойчивых пород местности) — древние одиночные остаточные горы. Пример: тепуи (Латинская Америка) — столовые останцы в Мексике, Венесуэле, Аргентине. Подобные останцы существуют и на других материках;
б) древние потухшие вулканы.
2. Денудационные горы:
а) эрозионные — столовые и сводовые горы, возникшие при эрозионном расчленении плато и различных сводовых поднятий на щитах и антеклизах. Пример столовых гор: горы «Долина памятников» в Северной Америке (США, штаты Аризона и Юта). Пример сводовых гор: горы Виндхья (центральная Индия), горы Генри (США, штат Юта);
б) отпрепарированные («обнажённые») магматические образования (структурно-денудационные горы). Например, Хибины на Кольском полуострове (Россия).
3. Эпиплатформенные (глыбовые горы). Делятся на:
а) остаточные (неактивные, разрушающиеся). Примеры: горы Мак-Доннелл (центр Австралии), горы Хиджаз (Аравийский полуостров), горы Западные Гаты и горы Восточные Гаты (в Индии), Гвианское плоскогорье и Бразильское плоскогорье (Южная Америка), нагорья Тибести и Ахаггар (в Африке);
б) активные глыбовые горы эпиплатформенных поясов.
Эпиплатформенные горы существуют и на молодых платформах. На палеозойский структурах это складчато-глыбовые горы, на мезозойских структурах — глыбово-складчатые (омоложенные) горы. Эпиплатформенные горы молодых платформ тоже можно разделить на остаточные сооружения (Урал, Аппалачи, Драконовы горы, Капские горы, Большой Водораздельный хребет, Скандинавские горы, Казахский мелкосопочник, горы центральной части Западной Европы — Вогезы, Гарц и др.) и на активные орогены эпиплатформенных поясов (Алтай, Саяны, Верхоянский хребет, Эфиопское нагорье, Скалистые горы, Каскадные горы, Сьерра-Мадре, Сьерра-Невада, Аляскинский хребет, Береговой хребет Канады и др.).
Таким образом, на древних платформах к «реликтовым» горам относятся одиночные потухшие вулканические конусы (редко) и останцы. Останцы и вулканы чаще всего входят в состав платформенных нагорий, о которых речь пойдёт ниже. Помимо этого, докембрийским платформам свойственны денудационные (эрозионные и отпрепарированные) горы.
Но существует и другая (третья) категория гор на древних платформах. Это — глыбовые горы, о которых было сказано ранее. Участки некоторых древних платформ, испытавшие эпиплатформенный орогенез в кайнозое, характеризуются горным рельефом, который представлен короткими низкими глыбовыми хребтами. Такие хребты сочетаются с возвышенными равнинами (плато, плоскогорьями и др.). Морфологический комплекс глыбовых хребтов и возвышенных равнин часто осложнён отдельно стоящими горами (потухшими или действующими вулканами, а также останцами). То есть в горизонтальном плане эти территории имеют достаточно «хаотичную», неправильную форму. Из-за этого их называют нагорьями (или плоскогорьями).
Горы древних платформ встречаются преимущественно на щитах.
Морфоструктуры 2-го порядка на древних платформах
Древние платформы состоят из тектонических структур 2-го порядка:
Как правило, вся площадь какой-либо плиты занята обширной равниной — системой возвышенностей и низменностей, слитых в один равнинный комплекс. Такой комплекс называется равнинной страной (например, Русская равнинная страна, занимающая одноименную плиту Восточно-Европейской платформы и являющаяся морфоструктурой второго порядка).
Любому массивному щиту той или иной древней платформы (например, Балтийскому щиту Восточно-Европейской платформы) в большинстве случаев тоже соответствует в целом разновысотный равнинный комплекс, который может состоять из возвышенных цокольных равнин, нагорий и плоскогорий. Такой обширный равнинный комплекс считается платформенной морфоструктурой 2-го порядка.
Морфоструктуры 3-го порядка на плитах древних платформ
Та или иная плита древней платформы распадается на синеклизы, антеклизы, авлакогены и некоторые другие тектонические структуры 3-го порядка. Синеклизы — это обширные прогибы земной коры. Им соответствуют низменности. Антеклизы — обширные поднятия земной коры. В рельефе они выражены возвышенностями. Низменности на синеклизах и возвышенности на антеклизах – морфоструктуры третьего порядка.
Морфоструктуры эпигеосинклинальных подвижных поясов
В пределах материков существуют подвижные пояса трёх типов: эпигеосинклинальные пояса, эпиплатформенные и рифтовые (современные активные рифты).
Любой эпигеосинклинальный пояс сам по себе является подвижной геоструктурой 1-го порядка. Его можно разделить на эпигеосинклинальные области — тектонические структуры второго порядка, которым соответствуют подвижные морфоструктуры 2-го порядка — горные страны. Например, Альпийско-Гималайский пояс делится на следующие области: Альпы, Пиренеи, Большой Кавказ, Гималаи, Карпаты и др. В морфоструктурном отношении они являются горными странами.
Выражение азональности на суше
Если зональность на суше находит выражение в существовании ландшафтных зон, то азональность полноценно проявляет себя в виде ландшафтных стран.
При выделении на поверхности суши ландшафтной страны нам не следует забывать о том, что такая единица должна обладать более или менее однообразными азональными характеристиками на региональном уровне. Это значит, что территория должна находиться в пределах одной формы макрорельефа, иметь более или менее одинаковое геологическое строение, происхождение, а также однообразный тектонический режим.
Таким требованиям на древней платформе отвечают морфоструктуры 2-го порядка, которые могут быть представлены:
1. Равнинной страной — на плите
2. Комплексом разновысотных цокольных равнин, нагорий и плоскогорий — на массивном щите
В пределах эпигеосинклинального пояса таким требованиям отвечают горные страны, являющиеся подвижными морфоструктурами 2-го порядка.
Непосредственно ландшафтные страны определяются как азональные физико-географические единицы первого порядка.
Так как морфоструктуры представляют собой единое целое по всем азональным характеристикам, они хорошо подходят для азонального ландшафтного районирования суши.
Ландшафтные страны — основные единицы азонального районирования материковой поверхности, которые на древней платформе и в пределах эпигеосинклинального пояса практически всегда выделяются на основе морфоструктур именно 2-го порядка.
На равнинах ландшафтные страны включают в себя отрезки различных природных зон (зоны тоже могут пересекать несколько стран), а в горах – набор высотных поясов.
Ландшафтные страны по азональным признакам делятся на определенные районы, из которых довольно четко выделяются азональные физико-географические единицы второго порядка — ландшафтные области, границы которых на древних платформах в большинстве случаев совпадают с границами морфоструктур 3-го порядка (отдельных возвышенностей, низменностей и др.).
Ландшафтные области, в свою очередь, состоят из более мелких геосистем азонального ряда.
Некоторые особенности азонального ландшафтного районирования Восточно-Европейской платформы
Тектоническое районирование докембрийской Восточно-Европейской платформы, приемлемое для адекватного физико-географического районирования Российской Федерации и сопредельных государств, предусматривает разделение её на несколько крупных подчиненных геоструктур 2-го порядка — Русскую плиту, Балтийский щит и Украинский щит.
Русской плите соответствует равнинная страна, называемая Русской равниной. В её пределах находится одноименная ландшафтная страна.
Обширный Балтийский щит, занимающий значительную часть площади Скандинавского полуострова, всю Карелию и Кольский полуостров, в физико-географическом отношении является ландшафтной страной, которая называется Фенноскандия.
Сравнительно небольшой Украинский щит, который хоть и является геоструктурой 2-го порядка, не выделяется в самостоятельную физико-географическую страну. В теории и на практике этот щит рассматривается как ландшафтная область, являющаяся частью Русской ландшафтной страны. Таким образом, мы видим, что в азональном районировании материков щит древней платформы не всегда может послужить основой для выделения ландшафтной страны.
В пределах Российской Федерации и сопредельных государств Русская равнина включает в себя около двадцати ландшафтных областей. Некоторые из них: Среднерусская, Верхневолжская, Печорская, Полесская, Донецкая, Днепровско-Приазовская (Украинский щит) и др.
Фенноскандия в пределах Российской Федерации называется Кольско-Карельской ландшафтной страной. Как видно из самого названия, она делится на две области — Кольскую и Карельскую.
Интразональность
Физико-географический район (ландшафт), являясь стопроцентно однородным в отношении климата, тектонического режима и размещаясь в пределах одной макроформы рельефа, тем не менее, имеет разнообразную, мозаичную горизонтальную структуру, как и все остальные единицы районирования более высоких рангов.
Человек, хорошо чувствующий природу, при пересечении любой местности, может обратить внимание, что, к примеру, растительные сообщества (и вообще природные комплексы) сменяют друг друга буквально через каждые несколько сотен метров пути. И каждый из них уникален и неповторим. Это объясняется разнообразием морфоскульптурной основы (геологического фундамента, или морфолитогенной основы) каждого отдельно взятого района.
В процессе геологического развития ландшафт приобретает неповторимый и, что главное, неоднородный морфолитогенный ансамбль, под который с течением времени подстраиваются биоценозы (в частности — фитоценозы). Морфолитогенная основа — это комплекс различных морфоскульптур (холмов, балок, гряд и др.).
Каждая морфоскульптура в ландшафте состоит из более мелких форм микрорельефа (например, вершина холма, его склоны, подножие и др.)
Любая форма микрорельефа характеризуется:
3. Питательностью (трофикой) почвы и горных пород
Тот или иной фитоценоз «выбирает» в пределах одной морфоскульптуры определенную форму микрорельефа, или экотоп (местообитание), условия которого соответствуют потребностям всех растений в климате, увлажнении и питательности грунта. Следовательно, экотоп складывается из:
1. К лиматопа (условия микроклимата)
2. Гигротопа (условия увлажнения)
3. Эдафотопа (почвенные условия)
Например, известно, что болотная растительность селится в избыточно увлажненных местах, сосны – на бедных сухих песчаных и супесчаных почвах (а береза вообще растет в любых условиях). Этим и объясняется столь пестрая картина природных комплексов на сравнительно небольшой площади ландшафта. Мало того, любой физико-географический район обладает своим собственным, индивидуальным морфоскульптурным комплексом. Это делает картину природы еще более разнообразной.
Микроклимат
Каждые отдельно взятые части морфоскульптуры (в физической географии называемые фациями) — например, склоны холма, его вершина, подножие — имеют свой микроклимат. Различия в микроклимате таких относительно небольших природных образований заключаются в неодинаковой ориентировке частей морфоскульптуры по отношению к солнечным лучам и ветру — то есть к сторонам света. Склоны, обращенные к югу, всегда теплее противоположных склонов. Следовательно, на разных участках холма или балки все микрогеографические процессы протекают по-разному.
Увлажнение
Увлажнение территории складывается из трёх статей:
1. Атмосферное увлажнение
2. Грунтовое увлажнение
3. Натечное увлажнение
Атмосферное увлажнение — это продукт климата, и оно было рассмотрено в предыдущих главах.
Грунтовое увлажнение определяется уровнем грунтовых вод, который меняется в зависимости от:
а) геологического строения и механического состава фундамента ландшафта (механический состав всей толщи пород, характер и последовательность их залегания);
б) формы мезорельефа, на которой расположена фация.
Горные породы, хорошо пропускающие воду, называются водопроницаемыми. К ним относятся в основном пески и супеси. Водонепроницаемые породы, плохо пропускающие воду (глины и тяжелые суглинки) или не пропускающие вовсе, задерживают ее у поверхности, вызывая избыточную увлажненность местности. В таких местах уровень грунтовых вод всегда намного выше, чем в тех, где песчаные породы пропускают через себя почти все осадки, которые, пройдя сквозь толщу песка, быстро удаляются вместе с подземным стоком (если позволяет общий уклон местности).
Отрицательные морфоскульптуры (овраги, балки, впадины, замкнутые понижения между холмами и пр.) почти всегда имеют высокий уровень грунтовых вод, иногда выходящих на поверхность. Следовательно, растения, испытывающие потребность в большом количестве влаги, селятся именно в этих местах. Мало того, отрицательные мезоформы рельефа в силу своей вогнутости «забирают» воду с окружающих территорий (вода всегда стекает в понижения). Это повышает увлажненность местности. На таких местах обычно возникают болота или заболоченные земли.
Положительные морфоскульптуры (холмы, гряды и др.) имеют низкий уровень грунтовых вод, и там обычно формируются неприхотливые по отношению к влаге биоценозы. Положительные мезоформы рельефа из-за своей выпуклости постоянно освобождаются от «лишней» воды». И это еще больше иссушает местность.
В зависимости от потребности во влаге все растения разделились на три группы:
Гигрофиты очень требовательны к влаге.
Мезофиты растут в условиях умеренного увлажнения (это большинство растений средней (умеренной) полосы России и других стран).
Ксерофиты могут существовать в условиях крайнего недостатка воды (в пустынях).
Данный тип увлажнения связан с натеком воды, который может быть вызван поверхностным стоком дождевых и талых вод (под действием силы тяжести), пойменным разливом водотоков (во время половодий и паводков), наплывом воды в результате приливов. В зависимости от этого натечное увлажнение делится на три типа:
1. Делювиальное (поверхностно-стоковое)
Следовательно, натечное увлажнение зависит от рельефа, близости водоемов и водотоков.
Питательность грунта
Трофические (питательные) свойства морфоскульптурного комплекса ландшафта связаны с минеральным составом почвообразующих и подстилающих их горных пород. К питательным горным породам относятся глины, суглинки, лёсс и содержащие известняк. К бедным в отношении питательности относятся пески и супеси, а также скальные породы.
Растения имеют разную потребность в питательных веществах. Некоторые из них достаточно требовательны к грунту, другим — «всё равно», где расти; а третьи — довольствуются малым. В связи с этим все растения делятся на три группы:
1. Требовательные к питательным веществам — мегатрофы (эвтрофы)
2. Умеренно требовательные к питательным веществам — мезотрофы
3. Не требовательные к питательным веществам — олиготрофы
Среди деревьев к мегатрофам относятся ясени, клены, вязы, белые ивы, орехи, грабы, буки, пихты; к мезотрофам— осины, березы пушистые, черная ольха, черешчатые дубы, рябины, лиственницы и другие; к олиготрофам – сосны обыкновенные, можжевельники, белые акации, березы бородавчатые и пр.
Питательность грунта может быть также связана и с химическим составом грунтовых вод.
Выбрав себе местообитание (экотоп), растительно-животный мир начинает развиваться по своим неповторимым законам, образуя уникальные сочетания и формы. Более того, биота (совокупность видов растений, животных и микроорганизмов на определенной территории), эволюционируя, сильно воздействует на компоненты природного комплекса. Вот почему на фациях, полностью идентичных друг другу, не может быть полного совпадения. Два совершенно одинаковых на первый взгляд ельника окажутся разными по параметрам микро- и нанорельефа, набору и группировке растений, образу жизни насекомых, животных и птиц и т.д.
Теперь следует перейти к собственно интразональности. Каждый ландшафт содержит в себе такие природные комплексы, которые отражают его положение в зональной системе земной поверхности. То есть по этим геосистемам можно сразу определить, какой зоне принадлежит ландшафт. Такие геосистемы в ландшафте называются плакорными (автоморфными), или типично зональными. Они характерны для территорий, где микроклимат, условия увлажнения и трофические свойства поверхности находятся в пределах средних, нормальных значений, характерных для конкретной ландшафтной зоны. Все остальные геосистемы, развивающиеся в условиях, значительно отклоняющихся от «нормальных», называются интразональными. Обычно плакорные ПК преобладают над интразональными. Но случается и наоборот. И такое явление далеко не редкое.
В принципе, для каждой зоны характерны свои интразональные комплексы, которые присущи только ей. Следовательно, любая зона обладает своим интразональным рядом. Нигде на Земле мы не встретим интразональных геосистем тропической пустыни (оазисов) в лесах умеренного пояса. И наоборот, болота, характерные для средней полосы Евразии и Северной Америки, невозможно повстречать в Сахаре или хотя бы Каракумах. То же самое можно сказать и про мангры, которые не свойственны ландшафтам Гренландии и Огненной Земли.
Зато природные комплексы, характерные для соседней (более северной или южной) природной зоны – явление частое и вполне закономерное, и называется оно экстразональностью, которая уже была рассмотрена выше. Она, на первый взгляд, в чем-то схожа с интразональностью, но функциональные причины и следствия этих двух интересных явлений различные.
Источник статьи: http://landschafty.jimdofree.com/%D0%B7%D0%BE%D0%BD%D0%B0%D0%BB%D1%8C%D0%BD%D0%BE%D1%81%D1%82%D1%8C-%D0%B8-%D0%B0%D0%B7%D0%BE%D0%BD%D0%B0%D0%BB%D1%8C%D0%BD%D0%BE%D1%81%D1%82%D1%8C/
