Под широтной зональностью (ландшафтной, географической) понимают закономерное изменение физико-географических процессов, компонентов и комплексов (геосистем) от экватора к полюсам.

Причина зональности – неравномерное распределение солнечной радиации по широте.

Неравномерное распределение солнечной радиации обусловливается шарообразной формой Земли и изменением угла падения солнечных лучей на земную поверхность. Наряду с этим широтное распределение солнечной энергии зависит и от ряда других факторов – расстояния от Солнца до Земли и массы Земли. По мере удаления Земли от Солнца уменьшается количество солнечной радиации, приходящее на Землю, а по мере приближения – увеличивается. Масса Земли влияет на зональность косвенно. Она удерживает атмосферу, а атмосфера способствует трансформации и перераспределению солнечной энергии. Наклон земной оси под углом 66,5° определяет неравномерное сезонное поступление солнечной радиации, что усложняет зональное распределение тепла, влаги и усиливает зональную контрастность. Отклонение движущихся масс, в том числе и воздушных, вправо – в северном и влево – в южном полушарии вносят дополнительное усложнение в зональность.

Неоднородность поверхности земного шара – наличие материков и океанов, разнообразие форм рельефа ещё в большей степени усложняют распределение солнечной энергии, а следовательно, зональности. Физические, химические, биологические процессы протекают под воздействием солнечной энергии, и отсюда следует, что они имеют зональный характер.

Механизм географической зональности очень сложен, поэтому она проявляется в различных компонентах, процессах, отдельных частях эпигеосферы далеко не однозначно.

Результаты зонального распределения лучистой энергии – зональность радиационного баланса земной поверхности.

Максимум суммарной радиации приходится не на экватор, а на пространство между 20-й и 30-й параллелями, так как атмосфера здесь более прозрачна для солнечных лучей.

Лучистая энергия в виде тепла затрачивается на испарение и теплоотдачу. Расход тепла на них довольно сложно меняется по широте. Архиважным следствием неравномерной широтной трансформации тепла являются зональность воздушных масс, циркуляция атмосферы и влагооборота. Под воздействием неравномерного нагрева, испарения влаги с подстилающей поверхности формируются зональные типы воздушных масс с различными температурами, влагосодержанием, плотностью. Зональные типы воздушных масс включают экваториальные (тёплые, влажные), тропические (тёплые, сухие), бореальные умеренных широт (прохладные и влажные), арктические и в южном полушарии антарктические (холодные и относительно сухие) воздушные массы. Неодинаковый нагрев, а следовательно, различная плотность воздушных масс (разное атмосферное давление) вызывают нарушение термодинамического равновесия в тропосфере и перемещение воздушных масс. Если бы земля не вращалась, то воздух поднимался бы в пределах приэкваториальных широт и растекался к полюсам, а от них возвращался к экватору в приземной части тропосферы. Циркуляция имела бы меридиональный характер. Однако вращение Земли вносит серьёзное отклонение от этой закономерности, и в тропосфере образуется несколько циркуляционных схем. Они соответствуют 4-м зональным типам воздушных масс. В связи с этим в каждом полушарии их получается по 4: экваториальная, общая для северного и южного полушарий (низкое давление, штили, восходящие потоки воздуха), тропическая (высокое давление, восточные ветры), умеренная (пониженное давление, западные ветры) и полярные (пониженное давление, восточные ветры). Здесь же выделяются 3 переходные зоны – субарктическая, субтропическая, субэкваториальная, в которых типы циркуляции и воздушных масс сменяются по сезонам.

Циркуляция атмосферы – движитель, механизм трансформации тепла и влаги. Она сглаживает температурные различия на земной поверхности. Распределение тепла определяет выделение следующих тепловых поясов: жаркого (среднегодовая температура выше 20°С); двух умеренных (между годовой изотермой 20°С и изотермой самого тёплого месяца 10°С); двух холодных (температура самого тёплого месяца ниже 10°С). Внутри холодных поясов, иногда, выделяют «области вечного мороза» (температура самого тёплого месяца ниже 0°С).

Зональность циркуляции атмосферы тесно связана с зональностью влагооборота и увлажнения. Количество осадков и величина испаряемости определяют условия увлажнения и влагообеспеченности ландшафтов в целом. Коэффициент увлажнения (определяется отношением Q / Исп., где Q – годовое количество осадков, а Исп.

– годовая величина испаряемости) является показателем климатического увлажнения. Границы ландшафтных зон совпадают с определёнными значениями коэффициента увлажнения: в тайге – 1,33; лесостепи – 1–0,6; степи – 0,6–0,3; полупустыне – 0,3–0,12.

Когда коэффициент увлажнения приближен к 1, условия увлажнения оптимальны, а когда коэффициент увлажнения меньше 1 – увлажнение недостаточно.

Показателем тепло- и влагообеспеченности является индекс сухости М.И. Будыко R / Lr, где R – радиационный баланс, Lr – количество тепла, необходимое для испарения годового количества осадков.

Зональность выражается не только в среднем годовом количестве тепла и влаги, но и их режиме – внутригодовых изменениях. Экваториальная зона характеризуется ровным температурным режимом, для умеренных широт характерно четыре сезона. Климатическая зональность проявляется во всех географических явлениях – в процессах стока, гидрологическом режиме.

Географическая зональность очень хорошо прослеживается в органическом мире. В силу этого обстоятельства ландшафтные зоны получили свои названия по характерным типам растительности: арктическая, тундровая, таёжная, лесостепная, степная, сухостепная, полупустынная, пустынная.

Не менее чётко выражена зональность почвенного покрова, которая предвосхитила разработку В.В. Докучаевым учения о зонах природы. В европейской части России с севера на юг наблюдается последовательное шествие почвенных зон: арктических почв, тундрово-глеевых, подзолистых почв таёжной зоны, серых лесных и чернозёмов лесостепи, чернозёмов степной зоны, каштановых почв сухой степи, бурых полупустынных и серо-бурых пустынных почв.

Зональность проявляется как в рельефе земной поверхности, так и в геологическом фундаменте ландшафта. Рельеф формируется под воздействием эндогенных факторов, имеющих азональную природу, и экзогенных, развивающихся при прямом или косвенном участии солнечной энергии, которая имеет зональный характер. Так, для арктической зоны характерны: нагорные ледниковые равнины, ледниковые потоки; для тундры – термокарстовые впадины, бугры пучения, торфяные бугры; для степи – овраги, балки, просадочные западины, а для пустыни – эоловые формы рельефа.

В строении земной коры проявляются зональные и азональные черты. Если изверженные породы имеют азональное происхождение, то осадочные формируются при непосредственном участии климата, почвообразования, стока, имеют явно выраженные черты зональности.

В мировом океане зональность наиболее хорошо прослеживается в поверхностной толще, проявляется она и в нижележащей его части, но менее контрастно. На дне океанов и морей она косвенно проявляется в характере донных отложений (илов), имеющих большей частью органическое происхождение.

Из вышеизложенного следует, что зональность – универсальная географическая закономерность, которая проявляется во всех ландшафтообразующих процессах и в размещении геосистем на земной поверхности.

Зональность является производным не только современного климата. Зональность имеет свой возраст и свою историю развития. Современная зональность складывалась в основном в кайназое. Кайназой (эра новой жизни) – пятая эра в истории земли. Она следует за мезозоем и подразделяется на два периода – третичный и четвертичный. Существенные изменения в ландшафтных зонах связаны с материковыми оледенениями. Максимальное оледенение простиралось более чем на 40 млн км2, при этом динамика оледенения определяла смещение границ отдельных зон. Ритмические смещения границ отдельных зон прослеживаются и в последнее время. На отдельных этапах эволюции таёжной зоны она простиралась до берегов Северного Ледовитого океана, зона тундры в современных границах существует лишь в последние тысячелетия.

Основной причиной смещения зон являются макроклиматические изменения. Они тесно связаны с астрономическими факторами (колебаниями солнечной активности, изменениями оси вращения Земли, изменениями приливообразующих сил).

Компоненты геосистем перестраиваются с разной скоростью. Так, Л.С. Берг отмечал, что растительность и почвы не успевают перестраиваться, поэтому на территории «новой зоны» могут долго сохраняться реликтовые почвы и растительность. Примером можно считать: подзолистые почвы на побережье Северного Ледовитого океана, серые лесные почвы со вторым гумусовым горизонтом на месте бывших сухих степей. Рельеф и геологическое строение отличается большим консерватизмом.

Широтная зональность - закономерное изменение физико-географических процессов, компонент и комплексов геосистем от экватора к полюсам.

Первичная причина зональности - неравномерное рассредотачивание солнечной энергии по широте вследствие шарообразной формы Земли и изменении угла падения солнечных лучей на земную поверхность. Не считая того, широтная зональность зависит и от расстояния до Солнца, а масса Земли оказывает влияние на способность задерживать атмосферу, которая служит трансформатором и перераспределителем энергии.

Огромное значение имеет наклон оси к плоскости эклиптики, от этого зависит неравномерность поступления солнечного тепла по сезонам, а суточное вращение планетки обуславливает отклонение воздушных масс. Результатом различия в рассредотачивании лучистой энергии Солнца является зональный радиационный баланс земной поверхности. Неравномерность поступления тепла оказывает влияние на размещение воздушных масс, влагооборот и циркуляцию атмосферы.

Зональность выражается не только лишь в в среднегодовом количестве тепла и воды, да и во внутригодовых конфигурациях. Климатическая зональность отражается на стоке и гидрологическом режиме, образовании коры выветривания, заболачивания. Огромное воздействие оказывается на органический мир, специальные формы рельефа. Однородный состав и большая подвижность воздуха сглаживают зональные различия с высотой.

В каждом полушарии выделяют по 7 циркуляционных зон.

Вертикальная поясность также связана с количеством тепла, однако только зависит это от высоты над уровнем моря. При подъеме в горы изменяются климат, класс почв, растительность и животный мир. Любопытно, что даже в горячих странах есть возможность повстречать ландшафты тундры и даже ледяной пустыни. Однако для того, чтоб это узреть, придётся подняться высоко в горы. Так, в тропических и экваториальных зонах Анд Южной Америки и в Гималаях ландшафты поочередно изменяются от мокроватых дождевых лесов до альпийских лугов и зоны нескончаемых ледников и снегов.

Нельзя сказать, что высотная поясность целиком повторяет широтные географические зоны, поскольку в горах и на равнинах многие условия не повторяются. Более разнообразен диапазон высотных поясов у экватора, к примеру на высочайших верхушках Африки горах Килиманджаро, Кения, пике Маргерита, в Южной Америке на склонах Анд.

Широтная зональность

Региональная и локальная дифференциация эпигеосферы

Широтная зональность

Дифференциация эпигеосферы 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 эпигеосфере 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 эпигеосферы и определяют две наиболее общие географические закономерности - зональность и азональность.

Под широтной (географической, ландшафтной) зональностью 1

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 (рис. 5, Ra). 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

Рис. 5. Зональное распределение солнечной радиации:

Ra- радиация на верхней границе атмосферы; суммарная радиация: Rcc- на. поверхности суши, Rco- на поверхности Мирового океана, Rcз- средняя для поверхности земного шара; радиационный баланс: Rс- на поверхности суши, Rо- на поверхности океана, Rз- средняя для поверхности земного шара

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 кос-

венно: 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 эпигеосферы. 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. На рис. 51хорошо видно, что 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

1В СИ энергия измеряется в джоулях, однако до недавнего времени тепловую энергию было принято измерять в калориях. Поскольку во многих опубликованных географических работах показатели радиационного и теплового режимов выражены в калориях (или килокалориях), приводим следующие соотношения: 1 Дж = 0,239 кал; 1 ккал = 4,1868*103Дж; 1 ккал/см2= 41,868

лучи, рассеивают и частично поглощают их). Над сушей контрасты в прозрачности атмосферы особенно значительны, что находит четкое отражение в форме соответствующей кривой. Таким образом, эпигеосфера 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 эпигеосферы 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 (рис. 6).

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 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 образуется несколько циркуляционных зон (рис. 7). 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

Рис. 6. Зональное распределение элементов радиационного баланса:

1 - вся поверхность земного шара, 2 - суша, 3 - океан; LE - затраты тепла на

испарение, Р - турбулентная отдача тепла в атмосферу

(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 (рис. 8), что особенно четко выражено на поверхности суши (рис. 9).

Зональность распределения солнечного тепла нашла свое выра-

Рис. 7. Схема общей циркуляции атмосферы:

жение 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 20° 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 зима ландшафтных зон - от тундровой до пустынной. Заметим, что подобные температурные пояса не совпадают с циркуляционными,

С зональностью циркуляции атмосферы тесно связана зональность влагооборота и увлажнения. Это отчетливо проявляется в распределении атмосферных осадков (рис. 10). Зональность распреде-

Рис. 8. Зональное распределение температуры воздуха на поверхности земного шара: I - январь, VII - июль

Рис. 9. Зональное распределение тепла в уме-

Ренно континентальном секторе северного полушария:

t - средняя температура воздуха в июле,

сумма температур за период со средними суточны-

ми температурами выше 10° С

ления 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 допущений, что запасы влаги не ограниченны. Испаряемость - величина теоретическая. Ее

Рис. 10. Зональное распределение атмосферных осадков, испаряемости и коэффи-

циента увлажнения на поверхности суши:

1 - средние годовые осадки, 2 - средняя годовая испаряемость, 3 - превышение осадков над испаряемостью,

4 - превышение испаряемости над осадками, 5 - коэффициент увлажнения (по Высоцкому - Иванову)

следует отличать от испарения, т. е. фактически испаряющейся влаги, величина которой ограничена количеством выпадающих осадков. На суше испарение всегда меньше испаряемости.

На рис. 10 видно, что 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 ленинградский климатолог Н. Н. Иванов построил изолинии этого отношения, которое 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 1.

На рис. 10 схематично показано изменение средних значений коэффициента увлажнения (на суше) по широте. На кривой 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/К. 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.

1См.: Иванов Н. Н. Ландшафтно-климатические зоны земного шара// Записки

Геогр. об-ва СССР. Нов. серия. Т. 1. 1948.

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 (см. рис. 10). В качестве самой первичной схемы можно наметить несколько главных климатических поясов по соотношению теплообеспеченности и увлажнения: холодные влажные (к северу и к югу от 50°), теплые (жаркие) сухие (между 50° 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 (табл. 1). Географическая зональность находит яркое выражение в органическом мире. Не случайно ландшафтные зоны получили свои названия большей частью по характерным типам растительности. Неменее 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

Широтная зональность

Под широтной (географической, ландшафтной) зональностью подразумевается закономерное изменение физико-географических процессов, компонентов и комплексов (геосистем) от экватора к полюсам.

Поясное распределение солнечного тепла на земной поверхности определяет неравномерный нагрев (и плотность) атмосферного воздуха. Нижние слои атмосферы (тропосфера) в тропиках прогревается сильно от подстилающей поверхности, а в приполярных широтах слабо. Поэтому над полюсами (до высоты 4 км) располагаются области с повышенным давлением, а у экватора (до 8-10км) - теплое кольцо с пониженным давлением. За исключением приполярных и экваториальных широт, на всем остальном пространстве преобладает западный перенос воздуха.

Важнейшие следствия неравномерного широтного распределения тепла является зональность воздушных масс, циркуляция атмосферы и влагооборот. Под влиянием неравномерного нагрева, а также испарения с подстилающей поверхности формируются воздушные массы, различающиеся по своим температурным свойствам, влагосодержанию и плотности.

Выделяют четыре основных зональных типа воздушных масс:

1. Экваториальные (теплые и влажные);

2. Тропические (теплые и сухие);

3. Бореальные, или массы умеренных широт (прохладные и влажные);

4. 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.

В результате отклоняющего действия вращения Земли в тропосфере образуется несколько циркуляционных зон. Основные из них соответствуют четырем зональным типам воздушных масс, поэтому в каждом полушарии их получается по четыре:

1. Экваториальная зона, общая для северного и юж­ного полушарий (низкое давление, штили, восходящие потоки воздуха);

2. Тропическая (высокое давление, восточные ветры);

3. Умеренная (пониженное давление, западные ветры);

4. Полярная (пониженное давление, восточные ветры).

Кроме того, различают по три переходные зоны:

1. Субарктическую;

2. Субтропическую;

3. Субэкваториальную.

В переходных зонах типы циркуляции и воздушных масс сменяются по сезонам.

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 ограниченны. 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.

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 Н. Н. Ивановым были построены изолинии этого отношения, которое назвали коэффициентом увлажнения (К). 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.

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 (Исаченко, 1991).

Широтная зональность выдержана не везде - только Россия, Канада и С. Африка.

Провинциальность

Провинциальностью называют изменения ландшафта внутри географической зоны при движении от окраины материка к его внутренней части. В основе провинциальности лежат долготно-климатические различия, как результат атмосферной циркуляции. Долготно-климатические различия, взаимодействуя с геолого-геоморфологическими особенностями территории, находят отражение в почвах, растительности и других компонентах ландшафта. Дубовая лесостепь Русской равнины и березовая лесостепь Западно-Сибир­ской низменности представляют собой выражение про­винциальных изменений одного и того же лесостепного типа ландшафта. Таким же выражением провинциаль­ных различий лесостепного типа ландшафта служат расчлененная оврагами Средне-Русская возвышенность и плоская, усеянная осиновыми кустами Окско-Донская равнина. В системе таксономических единиц провинциальность лучше всего раскрывается через физико-географические страны и физико-географические провинции .

Секторность

Сектор географический - долготный отрезок географического пояса, своеобразие природы которого определяется долготно-климатическими и геолого-орографическими внутрипоясными различиями .

Ландшафтно-географические следствия континентально-океанической циркуляции воздушных масс чрезвычайно многообразны. Было замечено, что по мере удаления от океанических побережий в глубь материков происходит закономерная смена растительных сообществ, животного населения, почвенных типов. В настоящее время принят термин секторность. Секторность - такая же всеобщая географическая закономерность, как и зональность. Между ними заметна некоторая аналогия. Однако если в широтно-зональной смене природных явлений важную роль играют как теплообеспеченность, так и увлажнение, то главным фактором секторности служит увлажнение. Запасы тепла изменяются по долготе не столь существенно, хотя и эти изменения играют определенную роль в дифференциации физико-географических процессов.

Физико-географические секторы это крупные региональные единицы, простирающиеся в направлении близком к меридиональному и сменяющие один другого по долготе. Так, в Евразии насчитывается до семи секторов: влажный Приатлантический, Умеренно континентальный Восточноевропейский, резко континентальный Восточносибирско-Центральноазиатский, Муссонный Притихоокеанский и три других (преимущественно переходных). В каждом секторе зональность приобретает свою специфику. В приокеанических секторах зональные контрасты сглажены, для них характерен лесной спектр широтных зон от тайги до экваториальных лесов. Континентальный спектр зон отличается преобладающим развитием пустынь, полупустынь, степей. У тайги особые черты: многолетняя мерзлота, господство светлохвойных лиственничных лесов, отсутствие подзолистых почв и др. .

Широтная зональность -- закономерное изменение физико-географических процессов, компонентов и комплексов геосистем от экватора к полюсам. Первичная причина зональности -- неравномерное распределение солнечной энергии по широте вследствие шарообразной формы Земли и изменении угла падения солнечных лучей на земную поверхность. Кроме того, широтная зональность зависит и от расстояния до Солнца, а масса Земли влияет на способность удерживать атмосферу, которая служит трансформатором и перераспределителем энергии. Зональность выражается не только в в среднегодовом количестве тепла и влаги, но и во внутригодовых изменениях. Климатическая зональность отражается на стоке и гидрологическом режиме, образовании коры выветривания, заболачивания. Большое влияние оказывается на органический мир, специфические формы рельефа. Однородный состав и большая подвижность воздуха сглаживают зональные различия с высотой.

Высотная поясность, высотная зональность -- закономерная смена природных условий и ландшафтов в горах по мере возрастания абсолютной высоты (высоты над уровнем моря).

Высотный пояс, высотная ландшафтная зона -- единица высотно-зонального расчленения ландшафтов в горах. Высотный пояс образует полосу, сравнительно однородную по природным условиям, часто прерывистую[

Высотная поясность объясняется изменением климата с высотой: на 1 км подъёма температура воздуха снижается в среднем на 6 °C, уменьшается давление воздуха, его запылённость, возрастает интенсивность солнечной радиации, до высоты 2--3 км увеличивается облачность и количество осадков. По мере нарастания высоты происходит смена ландшафтных поясов, в некоторой степени аналогичная широтной зональности. Величина солнечной радиации увеличивается вместе с радиационным балансом поверхности. В результате температура воздуха снижается по мере роста высоты. Кроме того, происходит уменьшение количества осадков из-за барьерного эффекта.

ЗОНЫ ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ (греч. zone -- пояс) -- широкие полосы на земной поверхности, ограниченные сходными чертами гидроклиматических (энерготворимых) и биогенных (жизненно-пищевых) природных ресурсов.

Зоны -- часть географических поясов, но опоясывают сушу земного шара лишь то есть, у которых на всем протяжении пояса сохраняется избыточная влажность воздуха и почв. Это ландшафтные зоны тундр, тундролесий и тайги. Все остальные зоны в пределах одной географической широты сменяются при ослаблении океанического влияния, то есть при изменении соотношения тепла и влаги -- главного ландшафтообразующего фактора. Например, в полосе 40-50° северной широты и в Северной Америке и в Евразии зоны широколиственных лесов переходят в леса смешанные, затем в хвойные, в глубь континентов сменяются лесостепями, степями, полупустынями и даже пустынями. Возникают долготные зоны или секторы.