Зональность и азональность

Региональная дифференциация географической оболочки (ГО) 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. Специфические проявления того и другого фактора определяют две наиболее общие географические закономерно- III зональность и азональность.

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

В действительности на широтное распределение солнечной энергии влияют и некоторые другие факторы, имеющие также внешнюю природу (по отношению к Земле). Среди них – расстояние от Земли до Солнца, масса планеты, угол наклона земной оси к плоскости эклиптики (66,5°). Если бы земная ось была перпендикулярна плоскости эклиптики, то каждая параллель получала бы в течение всего года почти одинаковое количество тепла и света (на Земле не было бы сезонной смены явлений), суточное вращение Земли вокруг своей оси, которое обусловливает отклонение движущихся тел (сила Кориолиса), в том числе и воздушных масс, неоднородность поверхности зем­ного шара (наличие материков и океанов, разнообразие рельефа и горных пород и др.).

Результатами зонального распределения лучистой энергии Солнца являются:

1) зональность радиационного баланса земной поверхно­сти, хотя максимум приходящей к земной поверхности суммар­ной радиации отмечается не на экваторе (что следовало ожи­дать теоретически), а между 20-й и 30-й параллелями в обоих полушариях. Причина этого явления – большая прозрачность атмосферы на этих широтах.

Лучистая энергия, полученная земной поверхностью от Солнца и преобразованная в тепловую, тратится, в основном, на испарение и на теплоотдачу в атмосферу. Величины этих рас­ходных статей радиационного баланса и их соотношения до­вольно сложно изменяются по широте;

2) 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. Выделяется четыре основных типа воздушных масс: экваториальные (теплые и влажные), тропические (теплые и сухие), умеренные, или бореальные (прохладные и влажные), арктические и антарктические (холод­ные и относительно сухие). Неодинаковый нагрев земной по­верхности и изменение атмосферного давления приводят к пе­ремещению воздушных масс, т.е. к циркуляции атмосферы.

В тропосфере образуется несколько циркуляционных зон. Основные из них соответствуют четырем основным 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 переходных зоны – субарктическую, субтропическую и субэк­ваториальную, в которых типы циркуляции и воздушных масс сменяются по сезонам: летом (для соответствующего полуша­рия) вся система циркуляции атмосферы смещается к «своему» полюсу, а зимой – к экватору (и противоположному полюсу).

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 (особенно выражено на по­верхности суши). Зональность распределения солнечного тепла нашла свое выражение в традиционном представлении о тепловых поясах Земли: жаркий, два умеренных и два холодных. 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. 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 ограничены. 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 называют коэффициентом увлаж­нения (К) Высоцкого-Иванова. Распределение изолиний этого коэффициента показало, 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 полу- пустыне – 0,3-0,12, в пустыне – менее 0,12. В тех зонах Земли, где К близок к 1, наблюдается наиболее высокая продуктивность растительного покрова; при К > 1 атмосферное увлажнение избыточное, характерен процесс заболачивания; в условиях, когда К < 1, обычно отсутствует лесная растительность, биологическая продуктивность низка, в почвах развивается засоление.

Условия тепло- и влагообеспеченности можно выразить и через другой показатель – радиационный индекс сухости, пред­ложенный М.И. Будыко и А.А. Григорьевым: R/LX, где R – го­довой радиационный баланс, L – скрытая теплота испарения, X- годовая сумма осадков (табл. 1).

Таблица 1