Высотная поясность и орографические факторы ландшафтной дифференциации

Региональная и локальная дифференциация географической оболочки

Географическая (широтная) зональность

3.2. Высотная поясность и орографические факторы ландшафтной дифференциации

Высотная ландшафтная дифференциация равнин

3.4. Структурно-петрографические факторы и морфоструктурная дифференциация

 

Географическая (широтная) зональность

В структуре ландшафтной оболочки участвуют природные геосистемы различных пространственно-временных масштабов. От самых крупных и долговечных образований океанов и континентов до малых и очень изменчивых, подобных песчаной отмели на речном берегу или каменистой осыпи у подножия горного склона. Они составляют многоступенную систему таксонов, именуемую иерархией природных геосистем.

Региональная дифференциация обусловлена соотношением двух главнейших внешних по отношению к эпигеосфере энергетических факторов – 1) лучистой энергии Солнца и 2) внутренней энергии Земли. Оба фактора проявляются неравномерно как в пространстве, так и во времени.

Под широтной (географической, ландшафтной) зональностью подразумевается закономерное изменение физико-географических процессов, компонентов и комплексов (геосистем) от экватора к полюсам. Первичная причина зональности – неравномерное распределение коротковолновой радиации Солнца по широте вследствие шарообразности Земли и изменения угла падения солнечных лучей на земную поверхность. По этой причине на единицу площади приходится неодинаковое, количество лучистой энергии Солнца в зависимости от широты. Следовательно, для существования зональности достаточно двух условий – потока солнечной радиации и шарообразности Земли.

Следствия широтной зональности. Первым непосредственным результатом зонального распределения лучистой энергии Солнца является зональность радиационного баланса земной поверхности. Однако уже в распределении приходящей радиации мы наблюдаем явное нарушение строгого соответствия с широтой. Максимум приходящей к земной поверхности суммарной радиации отмечается не на экваторе, чего следовало бы ожидать теоретически, а на пространстве между 20-й и 30-й параллелями в обоих полушариях - северном и южном. Причина этого явления состоит в том, что на данных широтах атмосфера наиболее прозрачна для солнечных лучей (над экватором в атмосфере много облаков, которые отражают солнечные лучи, рассеивают и частично поглощают их). Над сушей контрасты в прозрачности атмосферы особенно значительны. Таким образом, эпигеосфера не пассивно, автоматически реагирует на поступление солнечной энергии, а по-своему перераспределяет ее.

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 и изменяются по широте.

Зональность воздушных масс. 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. Основные из них соответствуют четырем зональным типам воздушных масс, поэтому в каждом полушарии их получается по четыре: экваториальная, общая для северного и южного полушарий (низкое давление, штили, восходящие потоки воздуха), тропическая (высокое давление, восточные ветры), умеренная (пониженное давление, западные ветры) и полярная (пониженное давление, восточные ветры). Кроме того, различают по три переходные зоны — субарктическую, субтропическую и субэкваториальную, в которых типы циркуляции и воздушных масс сменяются по сезонам вследствие того, что летом (для соответствующего полушария) вся система циркуляции атмосферы смещается к «своему» полюсу, а зимой — к экватору (и противоположному полюсу). Таким образом, в каждом полушарии можно выделить по семь циркуляционных зон.

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

Зональность распределения солнечного тепла нашла свое выражение в традиционном представлении о тепловых поясах Земли. Однако континуальный характер изменения температуры воздуха у земной поверхности не позволяет установить четкую систему поясов и обосновать критерии их разграничения. Обычно различают следующие пояса: жаркий (со средней годовой температурой выше 200С), два умеренных (между годовой изотермой 20°С и изотермой самого теплого месяца 10°С) и два холодных (с температурой самого теплого месяца ниже 10°С); внутри последних иногда выделяются «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 в.силу крайнего схематизма. Так, умеренный пояс охватывает огромный температурный интервал, в который укладывается целая гамма ландшафтных зон - от тундровой до пустынной. Подобные температурные пояса не совпадают с циркуляционными, а также, с поясами увлажнения.

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

Широтные изменения осадков и испаряемости не совпадают между собой и в значительной степени даже имеют противоположный характер.

Отношение годового количества осадков к годовой величине испаряемости может служить показателем климатического увлажнения. Этот показатель впервые ввел Г. Н. Высоцкий. Еще в 1905 г. он использовал его для характеристики природных зон европейской России. Впоследствии ленинградский климатолог Н. Н. Иванов построил изолинии этого отношения, которое назвал коэффициентом увлажнения (К), для всей суши Земли. Он 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.

Величина коэффициента, равная I, 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 и другие способы выражения соотношений тепла и влаги. Наиболее известен радиационный индекс сухости, предложенный М. И. Будыко и А. А. Григорьевым. 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. От соотношения тепла и увлажнения зависит интенсивность многих других физико-географических процессов. Однако зональные изменения тепла и увлажнения имеют разную направленность. Если запасы тепла в общем нарастают от полюсов к экватору (хотя максимум несколько смещен от экватора в тропические широты), то увлажнение изменяется как бы ритмически, образуя «волны» на широтной кривой. В качестве самой первичной схемы можно наметить несколько главных климатических поясов 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. Разнообразны зональные типы режима осадков: в экваториальной зоне осадки выпадают более или менее равномерно, но с двумя максимумами, в субэкваториальных широтах резко выражен летний максимум, в средиземноморской зоне — зимний максимум, для умеренных широт характерно равномерное распределение с летним максимумом и т. д.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Высотная поясность и орографические факторы ландшафтной дифференциации

Высотная поясность. Следующий важный фактор физико-географической (ландшафтной) дифференциации после зональных и секторных изменений теплообеспеченности и увлажнения - высота суши над уровнем моря. Под действием этого фактора ландшафтная сфера приобретает ярусное строение: различным высотным ярусам присущи специфические классы ландшафтов. Гипсометрическое положение сказывается уже в равнинных ландшафтах - при колебаниях абсолютной высоты в пределах первых сотен метров. До определенного предела возрастание высоты не вызывает в ландшафтах исчезновения типичных признаков «своей» зоны. Выше этого предела в них появляются черты, свойственные соседней, более северной (для северного полушария) зоне, и по мере дальнейшего нарастания высот происходит смена ландшафтных поясов, до некоторой степени аналогично последовательности расположения широтных ландшафтных зон. Эта закономерность известна как высотная поясность (или вертикальная зональность). Высотная поясность лишь очень условно может рассматриваться как аналог широтной зональности.

Причиной высотной поясности является изменение теплового баланса с высотой. Но природа температурных изменений по высоте и широте имеет принципиально различный характер. Величина солнечной радиации с высотой не уменьшается, а увеличивается примерно на 10% с поднятием на каждые 1000 м. Это обусловлено уменьшением мощности и плотности атмосферы и резким убыванием содержания водяного пара и пыли, а следовательно, сокращением потерь радиации на поглощение и отражение в атмосфере. (При этом солнечная радиация на большой высоте распределяется paвномернее в течение года, а состав ее изменяется за счет увеличения доли ультрафиолетовых лучей.) Однако длинноволновое излучение земной поверхности растет с высотой еще быстрее, чем инсоляция. В результате радиационный баланс быстро уменьшается и температуpa воздуха падает. Вертикальный температурный градиент в сотни раз превышает горизонтальный (широтный), так что на протяжении нескольких километров по вертикали можно наблюдать физико-географические изменения, равноценные перемещению с экватора в ледяную зону.

Условия увлажнения также существенно изменяются по мере поднятия в горы, но эти изменения по своей направленности и интенсивности не совпадают с широтно-зональными. Влагосодержание воздуха с высотой сильно уменьшается. Выпадение осадков в горах обязано барьерному эффекту рельефа. Под влиянием горных барьеров происходит восходящее движение воздушных масс, усиливается конденсация влаги и количество осадков начинает возрастать, но лишь до известного предела: по мере истощения запасов влаги увеличение осадков сменяется уменьшением. Уровень максимальных осадков очень изменчив, обычно в сухих областях он выше, чем во влажных. Так, в Альпах он расположен на высоте около 2000 м, на Кавказе - около 2400--8000 м, в Тянь-Шане — около 3000— 4000 м. Поскольку выпадение осадков в горах связано с накоплением и восхождением воздушных масс перед склонами хребтов, наветренные склоны могут получать влаги во много раз больше, чем подветренные. Распределение осадков в горах характеризуется исключительной пестротой в зависимости от орографических особенностей (взаимное расположение хребтов, экранирующая роль одних хребтов но отношению к другим, экспозиция склонов, расчлененность и т. д.). Абсолютная высота, таким образом, играет лишь косвенную роль в увеличении количества осадков.

Между высотными поясами и широтными зонами, как правило, существует только чисто внешнее сходство - преимущественно в растительном покрове, да и то далеко не всегда. Многим высотным поясам (например, альпийским лугам, высокогорным холодным пустыням Тибета и Восточного Памира) вообще невозможно найти широтно-зональные аналоги. С другой стороны, такие зональные образования, как пустыни пассатного пояса, не имеют аналогов в горах. Высотные пояса отличаются от широтных зон многими структурно-функциональными особенностями. Не говоря уже о разpeженности воздуха и своеобразии циркуляции атмосферы, которая с высотой все меньше зависит от влияния подстилающей поверхности и сезонных колебаний температуры и давления, можно отметить специфические геоморфологические процессы (обвалы, селе- и лавинообразование), несходство горных ледников и ледяных покровов полярных зон, укороченность и неразвитость профиля горных почв и др.

Высотно-поясной ряд не есть простое, как бы сжатое, зеркальное отражение системы широтных ландшафтных зон. Если бы такое соотношение существовало в природе, то во всех горных странах, лежащих к югу от тайги, например в горах центральноазиатских пустынь, следовало ожидать появления на той или иной высоте горнотаежного пояса. В действительности этого не происходит, и во многих горных странах лесные пояса вообще отсутствуют.

В результате изучения высотной поясности в различных горных системах Земли обнаружилось большое многообразие высотно-поясных спектров, или систем поясности. Число возможных наборов высотных поясов намного превосходит число существующих систем широтных зон. Разнообразие систем высотной поясности определяется положением горных поднятий в той или иной ландшафтной зоне и в определенном физико-географическом секторе, а кроме того и орографическими особенностями горной системы.

Каждой ландшафтной зоне свойствен особый тип высотной поясности, т. е. свой поясной ряд, характеризуемый числом поясов и последовательностью их расположения, высотными границами. С приближением к экватору возможное число поясов увеличивается, структура поясного ряда изменяется, вертикальные пределы одних и тех же поясов смещаются вверх. Эти закономерности удобно проследить на примере какого-либо меридионального хребта, пересекающего различные ландшафтные зоны, каким является, в частности, Уральский хребет.

В орографически более сложных горных системах, расположенных на стыке различных ландшафтных зон, наблюдается боле пестрая картина, но и в таких случаях всегда можно установит несколько типичных спектров высотной поясности, которые соотвеч ствуют тем или иным ландшафтным зонам. Примером может служить Кавказ, где выделяется б—7 основных (зональных) высотно-поясных рядов.

В каждом физико-географическом секторе высотная поясность имеет свои особенности, зависящие от степени континентальности климата, интенсивности и режима увлажнения. Пояс альпийский лугов, например, присущ приокеаническим секторам и не развит в континентальных, где его замещает горная тундра. Горностепной пояс, напротив, развит только в континентальных секторах. Каждому сектору свойствен специфический полный спектр поясов, который можно наблюдать в низких широтах. По мере перемещения в более высокие широты из этого спектра последовательно выпадают нижние пояса и вертикальные рубежи поясов постепенно снижаются. Так, в южной части Сихотэ-Алиня, расположенной в дальневосточной пшроколиственнолесной зоне, высотный спектр представлен поясами широколиственных лесов (до 500 м), смешанных кедрово-широколиственных лесов (до 800—900 м), горной темнохвойной тайги (до 1300—1500 м); на самых высоких вершинах (не достигающих 2000 м) намечаются фрагменты поясов редколесья из каменной березы, стлаников и горных тундр. Но уже в средней части хребта (на восточном склоне у 47° с. ш.) нижний пояс выклинивается и высотный ряд начинается с пояса смешанных лесов, а в северной части Сихотэ-Алиня роль основания высотно-поясного ряда переходит к горной темнохвойной тайге. На Камчатке выпадают все три перечисленных пояса и «первый этаж» образует пояс каменноберезняков; еще далее на север к самому основанию гор спускается пояс стлаников, который в зоне широколиственных лесов соответствует высокогорному ярусу.

Если теперь проследить смену структур высотной поясности вдоль какой-либо одной зоны, то окажется, что зональный тип поясности представлен различными секторными вариантами, которые отличаются главным образом не числом поясов, а их характером. Так, в пределах всех горных ландшафтов, относящихся к таежному типу поясности, общая схема поясного ряда единообразна, но в каждом поясе обнаруживаются специфические секторные черты. Нижний, горнотаежный пояс на западе и на востоке евразиатской тайги представлен темнохвойными лесами, а в Восточной Сибири - светлохвойными (лиственничными). В поясе редколесий и стлаников на западе растут угнетенные формы темнохвойных деревьев и березовые криволесья, в Восточной Сибири - лиственничные редколесья и кедровый стланик, а на Дальнем Востоке - каменноберезняки, сменяющиеся выше кедровником и ольховником. Верхний ярус повсеместно образован горными тундрами и гольцами.

Орографические факторы ландшафтной дифференциации. Описанные зонально-секторные закономерности размещения высотно-поясных рядов сильно усложняются орографией. Само собой разумеется, что полнота развития присущего данной зоне и данному сектору «спектра» высотных поясов зависит от высоты гор: в низких и средневысотных горах верхние члены высотно-поясного ряда могут отсутствовать.

Наряду с абсолютной высотой важнейшим фактором ландшафтной дифференциации гор служит экспозиция склонов, связанная с общим простиранием горного поднятия. Различаются два типа экспозиции - солярная, или инсоляционная, и ветровая, или циркуляционная. Первая означает ориентировку склонов по отношению к странам света (и соответственно к солнечному освещению), вторая - по отношению к воздушным потокам.

От солярной экспозиции зависит тепловой, а также водный режим склонов. Южные склоны прогреваются сильнее, чем северные, испарение на них протекает более интенсивно, следовательно, при прочих равных условиях они должны быть суше. На южных склонах границы высотных поясов обычно сдвинуты вверх по сравнению с северными. Контраст между противоположными солярными экспозициями особенно хорошо заметен в горах, расположенных на стыке ландшафтных зон. Так, на юге Забайкалья северные склоны (сивера) часто покрыты лесом, тогда как южные (солнопеки) заняты степью. Влияние солярной экспозиции в умеренных широтах сказывается сильнее, чем в полярных и тропических. В высоких широтах во время полярного дня почти равномерно освещаются склоны всех экспозиций, в низких широтах Солнце стоит настолько высоко над горизонтом, что различия в инсоляции склонов разных экспозиции сглаживаются.

Ветровая экспозиция играет двоякую роль. Она может cyщeственно обострять контрасты в термическом режиме противоположных склонов, усиливая эффект солярной экспозиции. Такая ситуация характерна для хребтов, простирающихся с запада на восток (Альпы, Крымские горы, Большой Кавказ, горы Средней Азии). Северные склоны таких хребтов подвергаются воздействию холодных воздушных масс, тогда как южные защищены от них в большей или меньшей степени. Не случайно подобные горные поднятия служат важными климаторазделами и часто их гребни образуют границы между широтными ландшафтными зонами.

Вторая сторона воздействия ветровой экспозиции на климат и ландшафты склонов связана с ориентировкой последних по отношению к источникам влаги, т. е. к путям переноса влажных воздушных масс и траекториям циклонов. В поясе западного переноса основную массу осадков получают западные склоны, в муссонном секторе — восточные. В горах Алайской системы наибольшее количество осадков выпадает на южных и юго-западных склонах передовых хребтов (главным образом Гиссарского) за счет циклона иранского полярного фронта при перемещении последнего весне с юга на север.

Подветренные склоны гор, лежащие в барьерной, или дождевой тени, часто подверженные влиянию фенов, как правило, значительна суше, чем наветренные. В условиях сухого климата эффект экспозиции особенно значителен, причем наибольший контраст наблюдается на высотах, соответствующих поясу максимальных осадков - в cилу того, что он хорошо выражен лишь на одном (наветренном) склоне В Северном Тянь-Шане этот пояс лежит приблизительно между 1500—3000 м над уровнем моря, и в его пределах на северных и западных склонах появляются темнохвойные леса, которые на противоположных экспозициях отсутствуют. Книзу и кверху различия в степени увлажнения наветренных и подветренных склонов сглаживаются, но не исчезают, что находит свое отражение, в частности, в положении границ высотных поясов. В Тянь-Шане, например, экспозиционные различия в высоте снеговой границы достигают 800—1000 м.

Если хребты широтного или субширотного простирания подчеркивают и усиливают зональные контрасты, то меридиональные поднятия, такие, как Уральский хребет или горы Тихоокеанского кольца, нередко формируют рубежи физико-географических секторов. Таким образом, контрастное распределение зональных типов высотной поясности и их секторных вариантов в значительной степени подчиняется общему плану орографического строения суш и. Так, Уральские горы разделяют Восточно-Европейский умеренно-континентальный и Западно-Сибирский типичный континентальный секторы; соответственно на западном макросклоне хребта развита высотная поясность, типичная для первого сектора, а на восточном - для второго. В частности, там, где Урал пересекает лесостепную зону, на западном склоне появляются пояса широколиственных и темнохвойных лесов, на восточном же склоне эти пояса выпадают.

Сложное сплетение различных высотно-поясных рядов наблюдается в крупных горных поднятиях, расположенных на стыках различных зон и секторов, например на Кавказе, в Алтайско-Саянской горной стране и др.

Дополнительными факторами разнообразия и пестроты высотно-поясной дифференциации служат другие орографические особенности горных систем. В сложных системах, состоящих из ряда параллельных хребтов, внешние хребты находятся в более благоприятных условиях увлажнения, чем вн