Исаченко А.Г. Теория и методология географической науки

Подождите немного. Документ загружается.

разом, территориальная целостность высших единиц райониро-

вания создается всей совокупностью подчиненных таксонов низ-

ших рангов, объединяемых многосторонними пространственны-

ми связями. В этом можно видеть наглядное подтверждение роли

районирования как метода пространственного синтеза в изуче-

нии территориальной интеграции.

Далее логически перейдем к вопросу о связи между территори-

альной интеграцией и формированием географических систем.

Различные аспекты этой связи выявляются в ходе рассмотрения

основных пространственных географических закономерностей и

принципов районирования в естественной и общественной гео-

графии, чему посвящены последующие разделы этой главы.

3.4. Закон широтной зональности

Под широтной (географической, ландшафтной) зональностью

подразумевается закономерное изменение различных процессов,

явлений, отдельных географических компонентов и их сочетаний

(систем, комплексов) от экватора к полюсам. Зональность в эле-

ментарной форме была известна еще ученым Древней Греции, но

первые шаги в научной разработке теории мировой зональности

связаны с именем А. Гумбольдта, который в начале XIX в. обосно-

вал представление о климатических и фитогеографических зонах

Земли. В самом конце XIX в. В. В.Докучаев возвел широтную (по

его терминологии горизонтальную) зональность в ранг мирового

закона.

Для существования широтной зональности достаточно двух

условий — наличия потока солнечной радиации и шарообразнос-

ти Земли. Теоретически поступление этого потока к земной по-

верхности убывает от экватора к полюсам пропорционально ко-

синусу широты (рис. 3). Однако на фактическую величину инсоля-

ции, поступающей на земную поверхность, влияют и некоторые

другие факторы, имеющие также астрономическую природу, в

том числе расстояние от Земли до Солнца. По мере удаления от

Солнца поток его лучей становится слабее, и на достаточно даль-

нем расстоянии разница между полярными и экваториальными

широтами теряет свое значение; так, на поверхности планеты

Плутон расчетная температура близка к -230 °С. При слишком боль-

шом приближении к Солнцу, напротив, во всех частях планеты

оказывается слишком жарко. В обоих крайних случаях невозможно

существование воды в жидкой фазе, жизни. Земля, таким обра-

зом, наиболее «удачно» расположена по отношению к Солнцу.

Наклон земной оси к плоскости эклиптики (под углом около

66,5°) определяет неравномерное поступление солнечной радиа-

ции по сезонам, что существенно усложняет зональное распреде-

170

Рис. 3. Распределение солнечной радиации по широте:

— радиация на верхней границе атмосферы; суммарная радиация: RI — на по-

верхности суши, R° — на поверхности Мирового океана, RI — средняя для по-

верхности земного шара; радиационный баланс: R

— на поверхности суши, R° —

на поверхности Океана, R

— на поверхности земного шара (среднее значение)

ление тепла и обостряет зональные контрасты. Если бы земная ось

была перпендикулярна плоскости эклиптики, то каждая парал-

лель получала бы в течение всего года почти одинаковое количе-

ство солнечного тепла и на Земле практически не было бы сезон-

ной смены явлений. Суточное вращение Земли, обусловливающее

отклонение движущихся тел, в том числе воздушных масс, впра-

во в Северном полушарии и влево — в Южном, вносит дополни-

тельные усложнения в схему зональности.

Масса Земли также влияет на характер зональности, хотя и

косвенно: она позволяет планете (в отличие, например, от «лег-

171

кой» Луны) удерживать атмосферу, которая служит важным фак-

тором трансформации и перераспределения солнечной энергии.

При однородном вещественном составе и отсутствии неровно-

стей количество солнечной радиации изменялось бы на земной

поверхности строго по широте и было бы одинаковым на одной и

той же параллели, несмотря на осложняющее влияние перечис-

ленных астрономических факторов. Но в сложной и неоднород-

ной среде эпигеосферы поток солнечной радиации перераспреде-

ляется и претерпевает разнообразные трансформации, что ведет

к нарушению его математически правильной зональности.

Поскольку солнечная энергия служит практически единствен-

ным источником физических, химических и биологических про-

цессов, лежащих в основе функционирования географических

компонентов, в этих компонентах неизбежно должна проявляться

широтная зональность. Однако проявления эти далеко не одно-

значны, и географический механизм зональности оказывается

достаточно сложным.

Уже проходя через толщу атмосферы, солнечные лучи частич-

но отражаются, а также поглощаются облаками. В силу этого мак-

симальная радиация, приходящая к земной поверхности, наблю-

дается не на экваторе, а в поясах обоих полушарий между 20-й и

30-й параллелями, где атмосфера наиболее прозрачна для сол-

нечных лучей (рис. 3). Над сушей контрасты прозрачности атмос-

феры более значительны, чем над Океаном, что находит отраже-

ние в рисунке соответствующих кривых. Кривые широтного рас-

пределения радиационного баланса несколько более сглажены,

но хорошо заметно, что поверхность Океана характеризуется бо-

лее высокими цифрами, чем суша. К важнейшим следствиям ши-

ротно-зонального распределения солнечной энергии относятся

зональность воздушных масс, циркуляции атмосферы и влаго-

оборота. Под влиянием неравномерного нагрева, а также испаре-

ния с подстилающей поверхности формируются четыре основных

зональных типа воздушных масс: экваториальные (теплые и влаж-

ные), тропические (теплые и сухие), бореальные, или массы уме-

ренных широт (прохладные и влажные), и арктические, а в Юж-

ном полушарии антарктические (холодные и относительно сухие).

Различие в плотности воздушных масс вызывает нарушения

термодинамического равновесия в тропосфере и механическое пе-

ремещение (циркуляцию) воздушных масс. Теоретически (без учета

влияния вращения Земли вокруг оси) воздушные потоки от на-

гретых приэкваториальных широт должны были подниматься вверх

и растекаться к полюсам, а оттуда холодный и более тяжелый

воздух возвращался бы в приземном слое к экватору. Но отклоня-

ющее действие вращения планеты (сила Кориолиса) вносит в эту

схему существенные поправки. В результате в тропосфере образу-

ется несколько циркуляционных зон или поясов. Для экватори-

172

ального пояса характерны низкое атмосферное давление, штили,

восходящие потоки воздуха, для тропических — высокое давле-

ние, ветры с восточной составляющей (пассаты), для умеренных —

пониженное давление, западные ветры, для полярных — пони-

женное давление, ветры с восточной составляющей. Летом (для

соответствующего полушария) вся система циркуляции атмосфе-

ры смещается к «своему» полюсу, а зимой — к экватору. Поэтому

в каждом полушарии образуются три переходных пояса — субэк-

ваториальный, субтропический и субарктический (субантаркти-

ческий), в которых типы воздушных масс сменяются по сезонам.

Благодаря циркуляции атмосферы зональные температурные

различия на земной поверхности несколько сглаживаются, одна-

ко в Северном полушарии, где площадь суши значительно боль-

ше, чем в Южном, максимум теплообеспеченности сдвинут к се-

веру, примерно до 10 — 20° с. ш. С древнейших времен принято

различать на Земле пять тепловых поясов: по два холодных и уме-

ренных и один жаркий. Однако такое деление имеет чисто услов-

ный характер, оно крайне схематично и географическое значение

его невелико. Континуальный характер изменения температуры

воздуха у земной поверхности затрудняет разграничение тепло-

вых поясов. Тем не менее, используя в качестве комплексного ин-

дикатора широтно-зональную смену основных типов ландшаф-

тов, можно предложить следующий ряд тепловых поясов, сменя-

ющих друг друга от полюсов к экватору:

1) полярные (арктический и антарктический);

2) субполярные (субарктический и субантарктический);

3) бореальные (холодно-умеренные);

4) суббореальные (тепло-умеренные);

5) пред субтропические;

6) субтропические;

7) тропические;

8) субэкваториальные;

9) экваториальный.

С зональностью циркуляции атмосферы тесно связана зональ-

ность влагооборота и увлажнения. В распределении осадков по

широте наблюдается своеобразная ритмичность: два максимума

(главный — на экваторе и второстепенный в бореальных широ-

тах) и два минимума (в тропических и полярных широтах) (рис. 4).

Количество осадков, как известно, еще не определяет условий

увлажнения и влагообеспеченности ландшафтов. Для этого необ-

ходимо соотнести количество ежегодно выпадающих атмосфер-

ных осадков с тем количеством, которое необходимо для опти-

мального функционирования природного комплекса. Наилучшим

интегральным показателем потребности во влаге служит величи-

на испаряемости, т. е. предельного испарения, теоретически воз-

можного при данных климатических (и прежде всего температур-

173

Рис. 4. Распределение атмосферных осадков, испаряемости и коэффи-

циент увлажнения по широте на поверхности суши:

1 — средние годовые осадки; 2 — средняя годовая испаряемость; 3 — превыше-

ние осадков над испаряемостью; 4 — превышение испаряемости над осадками;

5 — коэффициент увлажнения

ных) условиях. Г. Н. Высоцкий впервые использовал еще в 1905 г.

указанное соотношение для характеристики природных зон Евро-

пейской России. Впоследствии Н. Н. Иванов независимо от Г. Н. Вы-

соцкого ввел в науку показатель, получивший известность как

коэффициент увлажнения Высоцкого — Иванова:

К=г / Е,

где г — годовая сумма осадков; Е — годовая величина испаряемости

Для сравнительной характеристики атмосферного увлажнения используется

также индекс сухости RfLr, предложенный М.И.Будыко и А. А. Григорьевым: где

R — годовой радиационный баланс; L — скрытая теплота испарения; г — годо-

вая сумма осадков. По своему физическому смыслу этот индекс близок к показа-

телю, обратному К Высоцкого—Иванова. Однако его применение дает менее

точные результаты.

174

На рис. 4 видно, что широтные изменения осадков и испаряе-

мости не совпадают и в значительной степени имеют даже проти-

воположный характер. В результате на широтной кривой К в каж-

дом полушарии (для суши) выделяются две критические точки,

где К переходит через 1. Величина К- 1 соответствует оптимуму

атмосферного увлажнения; при К> 1 увлажнение становится из-

быточным, а при К< 1 — недостаточным. Таким образом, на по-

верхности суши в самом общем виде можно выделить экватори-

альный пояс избыточного увлажнения, два симметрично распо-

ложенных по обе стороны от экватора пояса недостаточного ув-

лажнения в низких и средних широтах и два пояса избыточного

увлажнения в высоких широтах (см. рис. 4). Разумеется, это сильно

генерализованная, осредненная картина, не отражающая, как мы

увидим в дальнейшем, постепенных переходов между поясами и

существенных долготных различий внутри них.

Интенсивность многих физико-географических процессов за-

висит от соотношения теготообеспеченности и увлажнения. Одна-

ко нетрудно заметить, что широтно-зональные изменения тем-

пературных условий и увлажнения имеют разную направлен-

ность. Если запасы солнечного тепла в общем нарастают от по-

люсов к экватору (хотя максимум несколько смещен в тропиче-

ские широты), то кривая увлажнения имеет резко выраженный

волнообразный характер. Не касаясь пока способов количествен-

ной оценки соотношения теплообеспеченности и увлажнения,

наметим самые общие закономерности изменения этого соотно-

шения по широте. От полюсов примерно до 50-й параллели уве-

личение теплообеспеченности происходит в условиях постоянно-

го избытка влаги. Далее с приближением к экватору увеличение

запасов тепла сопровождается прогрессирующим усилением су-

хости, что приводит к частой смене ландшафтных зон, наиболь-

шему разнообразию и контрастности ландшафтов. И лишь в от-

носительно неширокой полосе по обе стороны от экватора на-

блюдается сочетание больших запасов тепла с обильным увлаж-

нением.

Для оценки влияния климата на зональность других компонен-

тов ландшафта и природного комплекса в целом важно учитывать

не только средние годовые величины показателей тепло- и влаго-

обеспеченности, но и их режим, т.е. внутригодовые изменения.

Так, для умеренных широт характерна сезонная контрастность

термических условий при относительно равномерном внутриго-

довом распределении осадков; в субэкваториальном поясе при

небольших сезонных различиях в температурных условиях резко

выражен контраст между сухим и влажным сезонами и т.д.

Климатическая зональность находит отражение во всех других

географических явлениях — в процессах стока и гидрологическом

режиме, в процессах заболачивания и формирования грунтовых

175

вод, образования коры выветривания и почв, в миграции хими-

ческих элементов, а также в органическом мире. Зональность от-

четливо проявляется и в поверхностной толще Мирового океана.

Особенно яркое, в известной степени интегральное выражение

географическая зональность находит в растительном покрове и

почвах.

Отдельно следует сказать о зональности рельефа и геологиче-

ского фундамента ландшафта. В литературе можно встретить вы-

сказывания, будто эти компоненты не подчиняются закону зо-

нальности, т.е. азональны. Прежде всего надо заметить, что де-

лить географические компоненты на зональные и азональные не-

правомерно, ибо в каждом из них, как мы увидим, проявляются

влияния как зональных, так и азональных закономерностей. Рель-

еф земной поверхности формируется под воздействием так назы-

ваемых эндогенных и экзогенных факторов. К первым относятся

тектонические движения и вулканизм, имеющие азональную при-

роду и создающие морфоструктурные черты рельефа. Экзогенные

факторы связаны с прямым или косвенным участием солнечной

энергии и атмосферной влаги и создаваемые ими скульптурные

формы рельефа распределяются на Земле зонально. Достаточно

напомнить о специфических формах ледникового рельефа Аркти-

ки и Антарктики, термокарстовых впадинах и буграх пучения

Субарктики, оврагах, балках и просадочных западинах степной

зоны, эоловых формах и бессточных солончаковых впадинах пус-

тыни и т.д. В лесных ландшафтах мощный растительный покров

сдерживает развитие эрозии и обусловливает преобладание «мяг-

кого» слаборасчлененного рельефа. Интенсивность экзогенных гео-

морфологических процессов, например, эрозии, дефляции, кар-

стообразования, существенно зависит от широтно-зональных ус-

ловий.

В строении земной коры также сочетаются азональные и зо-

нальные черты. Если изверженные породы имеют безусловно азо-

нальное происхождение, то осадочная толща формируется под

непосредственным влиянием климата, жизнедеятельности орга-

низмов, почвообразования и не может не носить на себе печати

зональности.

На всем протяжении геологической истории осадкообразова-

ние (литогенез) неодинаково протекало в разных зонах. В Аркти-

ке и Антарктике, например, накапливался несортированный об-

ломочный материал (морена), в тайге — торф, в пустынях — об-

ломочные породы и соли. Для каждой конкретной геологической

эпохи можно восстановить картину зон того времени, и каждой

зоне будут присущи свои типы осадочных пород. Однако на про-

тяжении геологической истории система ландшафтных зон пре-

терпевала неоднократные изменения. Таким образом, на совре-

менную геологическую карту наложились результаты литогенеза

176

всех геологических периодов, когда зоны были совсем не такие,

как сейчас. Отсюда внешняя пестрота этой карты и отсутствие

видимых географических закономерностей.

Из сказанного следует, что зональность нельзя рассматривать

как некий простой отпечаток современного климата в земном

пространстве. По существу, ландшафтные зоны — это простран-

ственно-временные образования, они имеют свой возраст, свою

историю и изменчивы как во времени, так и в пространстве. Со-

временная ландшафтная структура эпигеосферы складывалась в

основном в кайнозое. Наибольшей древностью отличается эквато-

риальная зона, по мере удаления к полюсам зональность испыты-

вает все большую изменчивость, и возраст современных зон умень-

шается.

Последняя существенная перестройка мировой системы зональ-

ности, захватившая в основном высокие и умеренные широты,

связана с материковыми оледенениями четвертичного периода.

Колебательные смещения зон продолжаются здесь и в послелед-

никовое время. В частности, за последние тысячелетия был по

крайней мере один период, когда таежная зона местами продви-

нулась до северной окраины Евразии. Зона тундры в современных

границах возникла лишь вслед за последующим отступанием тай-

ги к югу. Причины подобных изменений положения зон связаны

с ритмами космического происхождения.

Действие закона зональности наиболее полно сказывается в

сравнительно тонком контактном слое эпигеосферы, т.е. в соб-

ственно ландшафтной сфере. По мере удаления от поверхности

суши и океана к внешним границам эпигеосферы влияние зо-

нальности ослабевает, но не исчезает окончательно. Косвенные

проявления зональности наблюдаются на больших глубинах в ли-

тосфере, практически во всей стратисфере, т. е. толще осадочных

пород, о связи которых с зональностью уже говорилось. Зональ-

ные различия в свойствах артезианских вод, их температуре, ми-

нерализации, химическом составе прослеживаются до глубины

1000 м и более; горизонт пресных подземных вод в зонах избыточ-

ного и достаточного увлажнения может достигать мощности 200—

300 и даже 500 м, тогда как в аридных зонах мощность этого гори-

зонта незначительна или он вовсе отсутствует. На океаническом

ложе зональность косвенно проявляется в характере донных илов,

имеющих преимущественно органическое происхождение. Мож-

но считать, что закон зональности распространяется на всю тро-

посферу, поскольку ее важнейшие свойства формируются под

воздействием субаэральной поверхности континентов и Мирово-

го океана.

В отечественной географии долгое время недооценивалось зна-

чение закона зональности для жизни человека и общественного

производства. Суждения В.В.Докучаева на эту тему расценива-

177

лись как преувеличение и проявление географического детерми-

низма. Территориальной дифференциации народонаселения и хо-

зяйства присущи свои закономерности, которые не могут быть

полностью сведены к действию природных факторов. Однако от-

рицать влияние последних на процессы, происходящие в челове-

ческом обществе, было бы грубой методологической ошибкой,

чреватой серьезными социально-экономическими последствиями,

в чем нас убеждает весь исторический опыт и современная дей-

ствительность.

Различные аспекты проявления закона широтной зональности

в сфере социально-экономических явлений подробнее рассмат-

риваются в гл. 4.

Закон зональности находит свое наиболее полное, комплекс-

ное выражение в зональной ландшафтной структуре Земли, т.е. в

существовании системы ландшафтных зон. Систему ландшафтных

зон не следует представлять себе в виде серии геометрически пра-

вильных сплошных полос. Еще В. В.Докучаев не мыслил себе зоны

как идеальной формы пояса, строго разграниченные по паралле-

лям. Он подчеркивал, что природа — не математика, и зональ-

ность — это лишь схема или закон. По мере дальнейшего исследо-

вания ландшафтных зон обнаружилось, что некоторые из них ра-

зорваны, одни зоны (например, зона широколиственных лесов)

развиты только в периферических частях материков, другие (пус-

тыни, степи), напротив, тяготеют к внутриконтинентальным рай-

онам; границы зон в большей или меньшей мере отклоняются от

параллелей и местами приобретают направление, близкое к ме-

ридиональному; в горах широтные зоны как будто исчезают и за-

мещаются высотными поясами. Подобные факты дали повод в

30-е гг. XX в. некоторым географам утверждать, будто широтная

зональность — это вовсе не всеобщий закон, а лишь частный слу-

чай, характерный для больших равнин, и что ее научное и прак-

тическое значение преувеличено.

В действительности же различного рода нарушения зональнос-

ти не опровергают ее универсального значения, а лишь говорят о

том, что она проявляется неодинаково в различных условиях. Вся-

кий природный закон по-разному действует в различных услови-

ях. Это касается и таких простейших физических констант, как

точка замерзания воды или величина ускорения силы тяжести:

они не нарушаются только в условиях лабораторного экспери-

мента. В эпигеосфере одновременно действует множество природ-

ных законов. Факты, на первый взгляд не укладывающиеся в тео-

ретическую модель зональности с ее строго широтными сплош-

ными зонами, свидетельствуют о том, что зональность — не един-

ственная географическая закономерность и только ею невозмож-

но объяснить всю сложную природу территориальной физико-гео-

графической дифференциации.

178

максимумы давления. В умеренных широтах Евразии различия в

средних январских температурах воздуха на западной периферии

материка и в его внутренней крайне континентальной части пре-

вышают 40 °С. Летом в глубине материков теплее, чем на перифе-

рии, но различия не столь велики. Обобщенное представление о

степени океанического влияния на температурный режим мате-

риков дают показатели континентальности климата. Существуют

различные способы расчета таких показателей, основанные на учете

годовой амплитуды средних месячных температур. Наиболее удач-

ный показатель, учитывающий не только годовую амплитуду тем-

ператур воздуха, но и суточную, а также недостаток относитель-

ной влажности в самый сухой месяц и широту пункта, предло-

жил Н.Н.Иванов в 1959 г. Приняв среднее планетарное значение

показателя за 100%, ученый разбил весь ряд величин, получен-

ных им для разных пунктов земного шара, на десять поясов кон-

тинентальности (в скобках цифры даны в процентах):

1) крайне океанический (менее 48);

2) океанический (48 — 56);

3) умеренно-океанический (57 — 68);

4) морской (69 — 82);

5) слабо-морской (83—100);

6) слабо-континентальный (100—121);

7) умеренно континентальный (122—146);

8) континентальный (147—177);

9) резко континентальный (178 — 214);

10) крайне континентальный (более 214).

На схеме обобщенного континента (рис. 5) пояса континен-

тальности климата располагаются в виде концентрических полос

неправильной формы вокруг крайне континентальных ядер в каж-

дом полушарии. Нетрудно заметить, что почти на всех широтах

континентальностъ изменяется в широких пределах.

Около 36 % атмосферных осадков, выпадающих на поверхность

суши, имеют океаническое происхождение. По мере продвиже-

ния в глубь суши морские воздушные массы теряют влагу, остав-

ляя большую часть ее на периферии материков, в особенности

на обращенных к Океану склонах горных хребтов. Наибольшая

долготная контрастность в количестве осадков наблюдается в тро-

пических и субтропических широтах: обильные муссонные дож-

ди на восточной периферии материков и крайняя аридность в

центральных, а отчасти и в западных областях, подверженных

воздействию континентального пассата. Этот контраст усугубля-

ется тем, что в том же направлении резко возрастает испаряе-

мость. В результате на притихоокеанской периферии тропиков

Евразии коэффициент увлажнения достигает 2,0 — 3,0, тогда как

на большей части пространства тропического пояса он не превы-

шает 0,05,

180