Классификации ландшафтных зон (по С.В. Калеснику, 1970; А.Г. Исаченко, 2004)

Зональность выражена и в Мировом океане, как в поверхностной толще воды, так и на океаническом ложе. На это указывали В.В. Докучаев, С.В. Калесник, К.К. Марков и другие естествоиспытатели.

Естественно, полной аналогии в распределении географической зональности материков и океанов быть не может. На материках ведущее значение в дифференциации географической оболочки на природные зоны имеют различия в соотношении тепла и влаги; в региональной дифференциации океанических поверхностей решающая роль принадлежит термическому и гидродинамическому фактору.

Зональным изменениям в океанах подвержены температура поверхностных вод, их плотность, соленость, распространение планктона и нектона, биологическая продуктивность. В соответствии с распределением планктона в Мировом океане выделяются арктическая, северная умеренная, тропическая, южная умеренная и антарктическая зоны.

Анализ явлений зональности требует генетического подхода. Зоны не возникают мгновенно, они имеют свою историю существования и свой возраст. Современная зональность сложилась в основном в кайнозое. Зона в экваториальном поясе существовала еще до начала неогена. Зоны умеренного пояса претерпели изменения в четвертичный период из-за похолодания и аридизации. Зона тундры в современных границах существует только 12 тысяч лет.

Основной причиной изменения границ зон служат макроклиматические изменения. Вслед за климатом изменяются и другие компоненты. Эти изменения происходят с разной скоростью. Наибольшей инерцией отличаются самые консервативные элементы ландшафта – рельеф и геологическое строение.

3.1.4. Азональность – проявление внутренней энергии Земли

В ландшафтной оболочке Земли помимо процессов, подчиняющихся закону зональности, важную роль играют процессы азональные, т.е. не зависящие от распределения солнечной радиации. Еще В.В. Докучаев представлял природные зоны не как идеальные правильные полосы. Он утверждал, что зональность – это схема или закон, а природа – не математика, где все должно быть четко определено.

Ландшафтные зоны далеко не всегда имеют вид сплошных полос, вытянутых параллельно друг другу. Одни зоны развиты только в периферийных частях материков (широколиственные леса), другие (пустыни, степи) тяготеют к внутренним районам. В пределах одной и той же зоны могут быть большие физико-географические различия (тайга Западной и Восточной Сибири), в горах вместо широтных зон возникают высотные пояса. Все эти отклонения или нарушения широтной зональности говорят о том, что она проявляется неодинаково в различных условиях – на суше, океане, горах, равнинах, в приокеанических и внутриконтинентальных частях.

Зональность – не единственная географическая закономерность, и только ею невозможно объяснить всю сложную природу физико-географической дифференциации.

К азональным процессам относят движения земной коры, которые влекут за собой морские трансгрессии и регрессии, образование разломов, складок, горных сооружений, интрузивных тел, вызывают извержения вулканов и землетрясения.

Азональность охватывает все черты региональной физико-географической дифференциации, которые обусловлены тектоническим развитием Земли. С этой точки зрения к азональности следует отнести и секторность, и высотную поясность, так как в основе их лежит одна первичная причина – дифференциация земной коры как результат действия эндогенной (внутренней) энергии.

Секторность

Дифференциация земной поверхности на материки и океаны – самое главное выражение азональности, которое оказывает влияние на многие географические процессы и явления:

• континентально-океанический перенос воздушных масс;

В силу различия физических свойств (отражательной способности и теплоемкости) поверхности материков и океанов над ними формируются воздушные массы с разными свойствами – температурой, давлением, влагосодержанием. Поэтому зональные типы воздушных масс (кроме экваториальных) делятся на подтипы: континентальные и морские. В результате между ними возникают градиенты давления, континентально-океанический перенос воздушных масс накладывается на зональную циркуляцию воздушных масс, сильно ее усложняя. Примером служат муссоны (ветры, дующие зимой с суши на море, летом с моря на сушу).

• морские течения;

Дополнением к перераспределению тепла и влаги являются морские течения, способные благодаря высокой теплоемкости воды перераспределять огромные количества тепловой энергии между прибрежными районами материков и океанов. Тем самым теплые течения смягчают температуру и увлажняют территорию (Северо-Атлантическое, Куросио). Холодные течения не только понижают температуру, но и усугубляют сухость климата (Перуанское течение, Бенгельское течение).

• увлажнение.

По мере удаления от океана вглубь материка уменьшается количество осадков. Из общего количества осадков, выпадающих над материками (103 тыс. км³/год), адвективные (принесшие) составляют 37 тыс. км³/год, а 66 тыс. км³/год выпадают за счет испарения с суши. По мере продвижения вглубь суши морские воздушные массы теряют влагу, оставляя большую часть ее на периферии материков. В пределах тайги наблюдаются 3-4-кратные различия в количестве осадков между приатлантическими и внутриматериковыми ландшафтами. Еще контрастнее ситуация в субтропических и тропических широтах.

Ярче всего сказывается распределение суши и моря через параметр, который называется степень континентальности климата – К₃.

Предложено немало методов определения степени континентальности климата (С.П. Хромов, Н.Н. Иванов). Большинство авторов берет при этом за основу годовую амплитуду средних месячных температур.

По С.П. Хромову показатель континентальности рассчитывается по формуле:

К₃ = (А – 5,4 sinφ) / А,

где К₃ – индекс континентальности;

А – фактическая годовая амплитуда температуры в данном месте;

φ – широта места.

Эта формула показывает, какая доля амплитуды температуры в данном месте создается за счет наличия суши. За нуль континентальности принята чисто океаническая амплитуда температуры, близкая к 4 ⁰С, точка наблюдения находится в центре южной части Тихого океана.

По Н.Н. Ивановупоказатель континентальности рассчитывается по формуле:

где К₃ – континентальность в % от средней планетарной величины (которая принята за 100 %);

Аг – годовая амплитуда температуры воздуха;

Ас – суточная амплитуда температуры воздуха;

Д – недостаток относительной влажности воздуха в самый сухой месяц;

F – широта места.

Весь диапазон континентальности климата для идеального континента разбит Ивановым на 10 ступеней, или поясов континентальности: от крайне океанического с К₃ = 48 % до К₃ > 214 % (крайне континентальный) (табл. 2).

Таблица 2

Не нашли, что искали? Воспользуйтесь поиском: