Ландшафтная дифференциация географической оболочки.

Тема II.

ОБЩИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ЛАНДШАФТНОЙ ДИФФЕРЕНЦИАЦИИ.

 

Ландшафтная дифференциация географической оболочки.

Под ландшафтной или географической дифференциацией (лат. differentia - разность, различие) понимают разнообразие географических явлений и объектов, проявляющееся в их чередовании, смежности и сочетаемости в пространстве. Выделяют: дифференциацию планетарную (деление на сушу и океан), региональную (деление на зоны, страны и провинции), локальную или топологическую (выделение фаций, урочищ).

Основными факторами региональной дифференциации являются соотношения 2-х главных, внешних по отношению к географической оболочке, энергетических факторов: лучистой энергии Солнца и внутренней энергии Земли.

Первый фактор проявляется в неравномерном распределение на поверхности Земли коротковолновой солнечной радиации вследствие шарообразности Земли и наклона оси вращения. Угол падения солнечных лучей на земную поверхность меняется с широтой и определяется формулой:

,

где j - широта местности, d_с- склонение Солнца в истинный полдень (угол между небесным экватором и положением Солнца на небосводе в истинный полдень в любой день).

В соответствии с изменением угла падения солнечных лучей на земную поверхность меняется значение инсоляции:

где I_с- солнечная постоянная.

Широтные различия в приходе солнечной радиации определяют региональную ландшафтную дифференциацию - широтную дифференциацию, или зональность.

Усложнение в зональность вносит сезонная неравномерность поступления солнечной энергии в связи с наклоном оси вращения Земли к плоскости эклиптики (66°33'22»).

Второй фактор географической дифференциации - внутренняя энергия Земли, проявляется в формировании основных неровностей поверхности Земли и, прежде всего, в разделении поверхности Земли на сушу и воду (континенты и Мировой океан) и определяет планетарную дифференциацию. Подразделение поверхности Земли на неравномерные участки суши и моря приводит к существенным изменениям в положении зон, к выделению более мелких таксономических единиц - стран, провинций, а также к азональности.

2.2.. Широтная зональность.

Под широтной географической зональностью подразумевают закономерное изменение физико-географических процессов, компонентов и комплексов от экватора к полюсам. Явление географической зональности было сформулировано в конце 19 века В.В.Докучаевым. Им было создано учение о зонах природы, в котором зональность трактовалась как мировой закон. В.В.Докучаевым была высказана мысль о том, что каждая природная зона представляет собой закономерный природный комплекс, в котором живая и неживая природа тесно связаны и взаимообусловлены. На основе этого положения В.В. Докучаевым была создана первая классификация природных зон, которая впоследствии углублена и конкретизирована Л.С.Бергом. Дальнейшие исследования русских географов позволили сформулировать в 60-ые годы нашего века периодический закон географической зональности, который в географии играет ту же роль, что и периодическая таблица химических элементов Д.И. Менделеева в химии.

Периодический закон географической зональности, гласит, что общие свойства, которыми обладают географические зоны одного и того же типа, периодически повторяются в различных географических поясах.

Периодический закон географической зональности опирается на учет трех тесно взаимосвязанных факторов:

- годового радиационного баланса,

- годовой суммы осадков,

- радиационного индекса сухости.

Годовой радиационный баланс – это разница между количеством тепла, поглощаемого поверхностью и количеством тепла, отдаваемого ею:

,

где I₀sinh - прямая солнечная радиация, Д - рассеянная солнечная радиация, А - альбедо поверхности, Е - эффективное излучение.

Годовая сумма осадков (i) определяется как сумма месячных осадков за год.

Радиационный индекс сухости (К) представляет собой отношение радиационного баланса к годовой сумме осадков, умноженной на скрытую теплоту испарения (L).

Радиационный индекс сухости отражает отношение «полезного запаса» радиационного тепла к количеству тепла, которое нужно затратить, чтобы испарить все атмосферные осадки в данном месте. Одно и тоже значение К повторяется в зонах, относящихся к разным географическим поясам, но имеющим близкие характеристики обеспеченности влагой. При этом величина К определяет тип ландшафтной зоны, а величина R - конкретный характер и облик зоны. Например, K больше 3 указывает на тип пустынных ландшафтов, но в зависимости от величины R т.е. от количества тепла, облик пустыни меняется: при R =0-50 ккал/см² год - это пустыня умеренного климата, при R= 50-75 ккал-см² год пустыня субтропическая и при R больше 75 ккал-см² год - пустыня тропическая.

Если значений К близки к 1, это значит, что между теплом и влагой существует соразмерность: осадков выпадает столько, сколько может испариться. Такие условия обеспечивают биокомпонентам бесперебойность процессов испарения и транспирации, хорошие условия аэрации почв и грунтов, и создают условия максимально возможной при данной теплообеспеченности продуктивности ландшафтов.

Отклонения значений К в обе стороны создает диспропорции: при недостатке влаги (К больше 1) нарушается бесперебойное течение процессов испарения и транспирации, при избытке (К меньше 1) ухудшаются условия аэрации, и то и другое сказывается на биокомпонентах отрицательно. При фиксированных условиях увлажнения продуктивность растет по мере увеличения радиационного баланса.

Таким образом, периодический закон географической зональности устанавливает характерную черту зональности - периодичность и определяет ориентировочные количественные показатели для проведения границ ландшафтных зон.

Для уточнения положения границ ландшафтных зон принимают во внимание соотношения Р и Li из уравнения теплового баланса:

где Li -расход тепла на испарение, Р - расход тепла на турбулентные обмен между подстилающей поверхностью и атмосферой.

Отношение определяют положение ландшафтных границ: соотношение 1:6 соответствует южной границе зоны тундры, соотношение 2:3 фиксирует в умеренном поясе границу лесостепи и степи, 1:1 - степи и полупустыни, 2:1 - полупустыни и пустыни.

 

 

Таблица географической зональности (по М.И.Будыко)

Тепловая энергетическая база – радиационный баланс	Условия увлажнения – радиационный индекс сухости
Меньше 0 крайне избыточное увлажнение	От 0 до 1	От 1 до 2 (умеренно недостоточное увлажнение)	От 2 до 3 (недостаточное увлажнение)	Более 3 (крайне недостаточное увлажнение)
Избыточное увлажнение	Оптимальное увлажнение
0 –1/5	1/5 –2/5	2/5 –3/5	3/5– 4/5	4/5 – 1
Меньше 0 (высокие широты)	Вечный снег
От 0 до 50 ккал/см2 (южноарктические, субарктические и средние широты)		Арктическая пустыня	Тундра	Северная и средняя тайга	Южная тайга и смешан- Ные леса	Листвен- ный лес и лесостепь	Степь	Полупустыня умеренно- го пояса	Пустыня умеренного пояса
От 50 до 75 ккал/см2 (субтропические широты)			Субтро- пическая геми- гилея	Дождевые субтропические леса	Жестколи- стные субтропи- ческие леса и кустарни- ки, листопад- ные леса	Субтропи- ческая полупустыня	Субтропическая пустыня
Больше 75 ккал/см2 (тропичес- кие широты)			Районы преобла- дания экваториальных лесных болот	Сильно и средне переувлажненный (заболоченный) экваториальный лес	Экваториальный лес, переходящий в светлые тропические леса и лесные саванны	Сухая саванна, листопадные леса	Опустыненная саванна (тропическая полупустыня)	Пустыня тропическая

Зональность проявляется во всех компонентах географической оболочки. На Земле закону географической зональности подчиняется распределение:

· климатических показателей (температуры воздуха, воды, почвы, испарения и облачности, атмосферных осадков, давления (барический рельеф) и системы ветров, свойств воздушных масс) и климатов;

· гидрографической сети и гидрологических процессов,

· геохимических процессов (в том числе выветривания и почвообразования),

· типов растительности и жизненных форм растений и животных,

· скульптурных форм рельефа и отчасти осадочных пород

· ландшафтов, объединенных в систему ландшафтных зон.

2.3. Зональность климатических факторов.

Зональность температуры. В нагревании Земли Солнцем задействованы два механизма: поступление лучистой энергии Солнца и преобразование поступившей энергии в тепловую. Количество солнечной энергии определяется:

1. расстоянием между Землей и Солнцем. Ближе всего к Солнцу Земля в январе, дальше всего в июне. Различие в расстоянии составляет 5 млн.км, в первом случае Земля получает на 3,4% энергии больше, а во втором на 3,5% меньше, чем при среднем расстоянии (в апреле и октябре).

2. углом падения солнечных лучей, который зависит от географической широты и высоты Солнца над горизонтом, а также рельефа.

3. преобразованием лучистой энергии в атмосфере (процессами поглощения, рассеяния, отражения).

Возникающие между высокими и низкими широтами температурные контрасты, обусловленные различиями в поступлении солнечной радиации, несколько смягчаются меридиональным переносом воздушных масс. По особенностям температурного режима на Земле отчетливо выделяются несколько тепловых поясов, границы которых проводятся по следующим изотермам: годовым для тех поясов, в которых годовые амплитуды малы, и самого теплого месяца - для поясов с резкими сезонными колебаниями температуры.

1) теплый (жаркий) пояс ограничен годовой изотермой + 20⁰С. Он расположен между 30-ми параллелями с. и ю. широты.

2) два умеренных пояса (в северном и южном полушариях) ограничены годовой изотермой +20⁰С и изотермой + 10⁰С самого теплого месяца.

3) два холодных пояса, расположенные в приполярных районах северного и южного полушарий, ограничены изотермой + 10⁰С самого теплого месяца. В этой области иногда выделяют подобласть вечного мороза с изотермой самого теплого месяца 0⁰ С.

Следует отметить, что прямая зависимость между приходом солнечной радиации и температурой существует только зимой. Летом на полюсах при большой продолжительности солнечного сияния суммарная радиация выше, чем на экваторе. Если бы распределение температуры соответствовало бы распределению радиации, то на полюсе летом была бы тропическая температура. Фактически с учетом циркуляции атмосферы и при отсутствии ледяного покрова, летняя температура в Арктике была бы +10⁰ - +20⁰С, зимняя -5⁰ - -10⁰С. Ограничением для произрастания растительности в этих зонах являются полярные ночи и невозможность фотосинтеза в течение длительного периода.

В целом, зональность температуры прослеживается в узком слое близ поверхности Земли. Это справедливо как для атмосферы, так и для гидросферы. В атмосфере зональность температуры воздуха наиболее отчетливо выражена в приземном слое тропосферы и прослеживается до высоты в 20 км. Это связано с тем, что термический режим тропосферы определяется поступлением тепла от поверхности Земли. В высоких слоях атмосферы зональность почти полностью размывается, так как температура высоких слоев атмосферы зависит от соотношения (баланса) лучистой энергии.

В Мировом океане зональные различия температуры поверхностного слоя воды небольшие, они сглаживаются морскими течениями и прослеживаются лишь на глубину около 200 м от поверхности. В абиссальной области температура водных масс меняется от -0,5⁰С до +4⁰С. Эти температурные различия определяются интенсивностью тепловых потоков литосферы и не являются зональными. Пассивным отражением зональных температурных отличий в поверхностных слоях являются некоторые различия в составе осадочных донных отложений (карбонатные отложения образуются преимущественно в тропических областях, диатомовые - в полярных).

В литосфере зональные температурные различия прослеживаются также до небольшой глубины. Сезонные колебания температуры прослеживаются на глубинах не более 30 метров. Ниже устанавливается постоянная температура, равная средней годовой температуре воздуха данной местности (т.е. она зональна). Ниже слоя постоянной температуры происходит рост температуры за счет поступления энергии земных недр, а они азональны и определяются тектоническими особенностями территории.

Зональность барического поля. В барическом поле Земли зональность проявляется очень наглядно. Максимальное давление приходится на 30-35 градусы северной и южной широты и приполярные районы. Над океанами эти области повышенного давления выражены круглый год, а над сушей из-за сильного прогревания летом, они разрываются. В приполярных областях области высокого давления сохраняются в течение всего года, но наиболее выражен антициклональный режим над Антарктидой.

Области минимального давления наблюдаются над 60-65 градусами северной и южной широты и экваториальной зоной. Экваториальная барическая депрессия устойчива в течение всего года, ее ось располагается в среднем около 4⁰ с. ш. В высоких широтах южного полушария зона низкого давления так же устойчива в течение всего года и располагается над океаном, окружая Антарктиду. В северном полушарии область пониженного давления менее устойчивая, так как материки здесь чередуются с океанами. Из-за сильного охлаждения зимой над обширными континентальными областями Азии формируется область повышенного давления - обширный Азиатский антициклон. Аналогичная ситуация складывается и над соответствующими широтами в Северной Америке. Над океанами северного полушария и зимой и летом преобладающими являются области пониженного давления.

Зональность барического определяет зональность ветрового режима. В соответствии с барическим полем выделяют следующие зоны ветров:

1. Приэкваториальный пояс штилей, в котором ветры сравнительно редки, преобладают восходящие токи воздуха. Возникающие иногда ветры носят характер шквалистых ветров переменного направления.

2. Зоны пассатов северного и южного полушарий - область устойчивых ветров восточного направления, формирующихся по периферии тропических антициклонов.

3. Области затишья в тропических антициклонах с господством нисходящего движения воздуха.

4. Области с преобладанием западных ветров в зонах низкого давления умеренных широт.

5. Околополярные области ветров с преобладанием восточной составляющей, дующих с полюсов в области барических депрессий.

Зональность атмосферных осадков и испарения. Зональность распределения атмосферных осадков выражена очень отчетливо и определяется следующими факторами:

· температурой воздуха и особенностями циркуляции атмосферы,

· морскими течениями и формами рельефа.

По величине годовых осадков выделяют следующие зоны:

1. Влажная тропическая, расположенная между 20⁰ с. и ю. ш., где выпадает 750-1000 (и выше) мм осадков. Значительные суммы осадков связаны с преобладанием восходящих атмосферных движений в области приэкваториальной депрессии.

2. Сухие зоны на 20-40⁰ с и ю. ш., в пределах которых выпадает до 200 мм. Существование этих зон связано с преобладанием нисходящих движений воздуха в областях повышенного атмосферного давления. Особенно сухие условия существуют вдоль западных побережий, омываемых холодными течениями, где в отдельные годы совсем не выпадает осадков (Перуанская и Ливийская пустыни).

3. Влажные зоны (40-60⁰ с. и ю.ш.). Значительное количество осадков (500 мм и выше) этих зон связано с циклонами, приносящими влагу с запада, с океанов. Поэтому западные побережья этих зон богаче осадками, чем восточные.

4. Зоны с малым количеством осадков (менее 250 мм) в холодных областях высоких широт. Эта скудность осадков связана с низким влагосодержанием холодного воздуха этих областей.

Действительная степень увлажнения территории определяется по коэффициенту увлажнения:

, где r - количество осадков за определенный период, L - испаряемость.

При значении К больше 1,5 существуют условия избыточного увлажнения (полярные пустыни и тундры), в умеренном поясе значения коэффициента увлажнения постепенно уменьшается от зоны тайги (К=1,49-1- достаточное увлажнение), через лесостепь (К=0,99-0,60), степь (К=0,59-0,30), полупустыню (К=0,29-0,13) к зоне пустынь (К меньше 0,12).

Аналогично меняются значения коэффициента увлажнения в субтропический и тропических широтах (К больше 1,5 - влажные леса, К=0,99-0,60 - ксерофитные леса, К=0,59-0,30 - саванны, К менее 0,12 - пустыни).