Локальная дифференциация региональных ландшафтов
Широтная зональность
Под широтной зональностью (ландшафтной, географической) понимают закономерное изменение физико-географических процессов, компонентов и комплексов (геосистем) от экватора к полюсам.
Причина зональности – неравномерное распределение солнечной радиации по широте. Неравномерное распределение солнечной радиации обусловливается шарообразной формой Земли и изменением угла падения солнечных лучей на земную поверхность. Наряду с этим широтное распределение солнечной энергии зависит и от ряда других факторов – расстояния от Солнца до Земли и массы Земли. По мере удаления Земли от Солнца уменьшается количество солнечной радиации, приходящее на Землю, а по мере приближения – увеличивается. Масса Земли влияет на зональность косвенно. Она удерживает атмосферу, а атмосфера способствует трансформации и перераспределению солнечной энергии. Наклон земной оси под углом 66,5° определяет неравномерное сезонное поступление солнечной радиации, что усложняет зональное распределение тепла, влаги и усиливает зональную контрастность. Отклонение движущихся масс, в том числе и воздушных, вправо – в северном и влево – в южном полушарии вносят дополнительное усложнение в зональность.
Неоднородность поверхности земного шара – наличие материков и океанов, разнообразие форм рельефа ещё в большей степени усложняют распределение солнечной энергии, а следовательно, зональности. Физические, химические, биологические процессы протекают под воздействием солнечной энергии, и отсюда следует, что они имеют зональный характер.
Механизм географической зональности очень сложен, поэтому она проявляется в различных компонентах, процессах, отдельных частях эпигеосферы далеко не однозначно.
Результаты зонального распределения лучистой энергии – зональность радиационного баланса земной поверхности.
Максимум суммарной радиации приходится не на экватор, а на пространство между 20-й и 30-й параллелями, так как атмосфера здесь более прозрачна для солнечных лучей.
Лучистая энергия в виде тепла затрачивается на испарение и теплоотдачу. Расход тепла на них довольно сложно меняется по широте. Архиважным следствием неравномерной широтной трансформации тепла являются зональность воздушных масс, циркуляция атмосферы и влагооборота. Под воздействием неравномерного нагрева, испарения влаги с подстилающей поверхности формируются зональные типы воздушных масс с различными температурами, влагосодержанием, плотностью. Зональные типы воздушных масс включают экваториальные (тёплые, влажные), тропические (тёплые, сухие), бореальные умеренных широт (прохладные и влажные), арктические и в южном полушарии антарктические (холодные и относительно сухие) воздушные массы. Неодинаковый нагрев, а следовательно, различная плотность воздушных масс (разное атмосферное давление) вызывают нарушение термодинамического равновесия в тропосфере и перемещение воздушных масс. Если бы земля не вращалась, то воздух поднимался бы в пределах приэкваториальных широт и растекался к полюсам, а от них возвращался к экватору в приземной части тропосферы. Циркуляция имела бы меридиональный характер. Однако вращение Земли вносит серьёзное отклонение от этой закономерности, и в тропосфере образуется несколько циркуляционных схем. Они соответствуют 4-м зональным типам воздушных масс. В связи с этим в каждом полушарии их получается по 4: экваториальная, общая для северного и южного полушарий (низкое давление, штили, восходящие потоки воздуха), тропическая (высокое давление, восточные ветры), умеренная (пониженное давление, западные ветры) и полярные (пониженное давление, восточные ветры). Здесь же выделяются 3 переходные зоны – субарктическая, субтропическая, субэкваториальная, в которых типы циркуляции и воздушных масс сменяются по сезонам.
Циркуляция атмосферы – движитель, механизм трансформации тепла и влаги. Она сглаживает температурные различия на земной поверхности. Распределение тепла определяет выделение следующих тепловых поясов: жаркого (среднегодовая температура выше 20°С); двух умеренных (между годовой изотермой 20°С и изотермой самого тёплого месяца 10°С); двух холодных (температура самого тёплого месяца ниже 10°С). Внутри холодных поясов, иногда, выделяют «области вечного мороза» (температура самого тёплого месяца ниже 0°С).
Зональность циркуляции атмосферы тесно связана с зональностью влагооборота и увлажнения. Количество осадков и величина испаряемости определяют условия увлажнения и влагообеспеченности ландшафтов в целом. Коэффициент увлажнения (определяется отношением Q / Исп., где Q – годовое количество осадков, а Исп. – годовая величина испаряемости) является показателем климатического увлажнения. Границы ландшафтных зон совпадают с определёнными значениями коэффициента увлажнения: в тайге – 1,33; лесостепи – 1–0,6; степи – 0,6–0,3; полупустыне – 0,3–0,12.
Когда коэффициент увлажнения приближен к 1, условия увлажнения оптимальны, а когда коэффициент увлажнения меньше 1 – увлажнение недостаточно.
Показателем тепло- и влагообеспеченности является индекс сухости М.И. Будыко R / Lr, где R – радиационный баланс, Lr – количество тепла, необходимое для испарения годового количества осадков.
Зональность выражается не только в среднем годовом количестве тепла и влаги, но и их режиме – внутригодовых изменениях. Экваториальная зона характеризуется ровным температурным режимом, для умеренных широт характерно четыре сезона. Климатическая зональность проявляется во всех географических явлениях – в процессах стока, гидрологическом режиме.
Географическая зональность очень хорошо прослеживается в органическом мире. В силу этого обстоятельства ландшафтные зоны получили свои названия по характерным типам растительности: арктическая, тундровая, таёжная, лесостепная, степная, сухостепная, полупустынная, пустынная.
Не менее чётко выражена зональность почвенного покрова, которая предвосхитила разработку В.В. Докучаевым учения о зонах природы. В европейской части России с севера на юг наблюдается последовательное шествие почвенных зон: арктических почв, тундрово-глеевых, подзолистых почв таёжной зоны, серых лесных и чернозёмов лесостепи, чернозёмов степной зоны, каштановых почв сухой степи, бурых полупустынных и серо-бурых пустынных почв.
Зональность проявляется как в рельефе земной поверхности, так и в геологическом фундаменте ландшафта. Рельеф формируется под воздействием эндогенных факторов, имеющих азональную природу, и экзогенных, развивающихся при прямом или косвенном участии солнечной энергии, которая имеет зональный характер. Так, для арктической зоны характерны: нагорные ледниковые равнины, ледниковые потоки; для тундры – термокарстовые впадины, бугры пучения, торфяные бугры; для степи – овраги, балки, просадочные западины, а для пустыни – эоловые формы рельефа.
В строении земной коры проявляются зональные и азональные черты. Если изверженные породы имеют азональное происхождение, то осадочные формируются при непосредственном участии климата, почвообразования, стока, имеют явно выраженные черты зональности.
В мировом океане зональность наиболее хорошо прослеживается в поверхностной толще, проявляется она и в нижележащей его части, но менее контрастно. На дне океанов и морей она косвенно проявляется в характере донных отложений (илов), имеющих большей частью органическое происхождение.
Из вышеизложенного следует, что зональность – универсальная географическая закономерность, которая проявляется во всех ландшафтообразующих процессах и в размещении геосистем на земной поверхности.
Зональность является производным не только современного климата. Зональность имеет свой возраст и свою историю развития. Современная зональность складывалась в основном в кайназое. Кайназой (эра новой жизни) – пятая эра в истории земли. Она следует за мезозоем и подразделяется на два периода – третичный и четвертичный. Существенные изменения в ландшафтных зонах связаны с материковыми оледенениями. Максимальное оледенение простиралось более чем на 40 млн км2, при этом динамика оледенения определяла смещение границ отдельных зон. Ритмические смещения границ отдельных зон прослеживаются и в последнее время. На отдельных этапах эволюции таёжной зоны она простиралась до берегов Северного Ледовитого океана, зона тундры в современных границах существует лишь в последние тысячелетия.
Основной причиной смещения зон являются макроклиматические изменения. Они тесно связаны с астрономическими факторами (колебаниями солнечной активности, изменениями оси вращения Земли, изменениями приливообразующих сил).
Компоненты геосистем перестраиваются с разной скоростью. Так, Л.С. Берг отмечал, что растительность и почвы не успевают перестраиваться, поэтому на территории «новой зоны» могут долго сохраняться реликтовые почвы и растительность. Примером можно считать: подзолистые почвы на побережье Северного Ледовитого океана, серые лесные почвы со вторым гумусовым горизонтом на месте бывших сухих степей. Рельеф и геологическое строение отличается большим консерватизмом.
Азональность, секторность и системы ландшафтных зон
В.В. Докучаев на начальных этапах формирования закона о мировой зональности отмечал, что природные зоны не являются участками земной поверхности в виде идеально правильных полос, ограниченных параллелями. Он говорил, что «…природа не математика, и зональность – это лишь схема, или закон». Природные, ландшафтные зоны не всегда имеют вид сплошных широтно-вытянутых полос и нередко они разорваны. Одни зоны (широколиственных лесов) развиты в периферических частях материков, другие (пустыни, степи) тяготеют к внутренним районам; границы зон местами приобретают субмеридианальное направление (в центре Северной Америки). В связи с этим в 1930-е годы появились высказывания, что широтная зональность – не мировой, а частный закон, характерный для отдельных равнин, и что его теоретическое и практическое значение преувеличено. Однако отклонение от широтной зональности не опровергает её универсального значения, а свидетельствует о том, что она проявляется неодинаково в различных условиях – на суше, море, горах, приокеанических и внутриконтинентальных частях материков. Эти отклонения свидетельствуют о том, что широтная зональность – не единственная географическая закономерность, ею одной невозможно объяснить сложную природу физико-географической дифференциации.
Тектоническое развитие Земли сопровождалось дифференциацией её поверхности, которая определяется не только зональными, но и азональными закономерностями, в основе которой лежит проявление внутренней энергии Земли.
Наиболее яркое, главное проявление азональной дифференциации состоит в делении Земной поверхности на материковые выступы и океанические впадины, т.е. на сушу и Мировой океан. Суша занимает 29% поверхности земли, океаны – 71%, и соотношения их неравномерны в разных частях эпигеосферы. Распределение материков асимметрично. Материки сосредоточенны большей частью в северном полушарии.
В этом состоит одно из проявлений полярной асимметрии географической оболочки. «В соответствии с большой материковостью северного полушария ландшафтные зоны суши выражены в нём полнее и типичнее, чем в южном» (Исаченко, 1991).
Различия физических свойств твёрдой поверхности и водной толщи (разная теплоёмкость, отражательная способность, неограниченные запасы воды и интенсивный теплообмен в океане) обусловливают формирование воздушных континентальных и воздушных морских масс, характеризующихся существенными различиями. Это предопределяет возникновение континентально-океанического переноса воздушных масс, который накладывается на общую (зональную) циркуляцию атмосферы и сильно её усложняет. Так, например, летом формируются мощные воздушные потоки (муссоны), которые устремляются с океана в сторону материка, а зимой – в обратном направлении. Положение территории в системе континентально-океанической (азональной) циркуляции атмосферы становится одним из факторов её физико-географической дифференциации. По мере удаления от океана в глубь континента возрастает континентальность климата, уменьшается количество осадков.
Дополнительным фактором перераспределения тепла, являются морские течения, которые во многом зависят от общей циркуляции атмосферы и особенно от расположения материков и их конфигурации. Холодные течения способствуют потере поверхностью океана до 2500 МДж/м2 и более тепла, что эквивалентно затратам тепла на испарение. В умеренных широтах Атлантического океана за счёт тёплого течения поверхность океана дополнительно получает более 1000, а местами более 3000 МДж/м2.
Морские течения влияют на температурный режим и увлажнение прилегающих частей континента. Так, разница температур января в западной Скандинавии и Якутии на одной широте достигает 47°С.
Представление о степени океанического влияния на температурный режим материков дают показатели континентальности климата. Степень континентальности по Н.Н. Иванову (1959):
К = (Ar+Ac+0,25Dо) : (0,36j+14) �100,
где К – континентальность в процентах от средней планетарной величины (она принята за 100%), Ar – годовая амплитуда температуры воздуха, Ас – суточная амплитуда температуры воздуха; Do – недостаток относительной влажности в самый сухой месяц; j – широта пункта.
Диапазон континентальности климата земного шара разбит на 10 ступеней (или поясов континентальности):
Источник статьи: http://referatwork.ru/landshaftovedenie/section-11.html
Лекция № 4 Факторы региональной и локальной дифференциации эпигеосферы
Дифференциация эпигеосферы на геосистеме различных порядков связана с неодинаковыми условиями её развития.
Региональная дифференциация обусловлена двумя факторами внешними по отношению к географической оболочке: лучистой энергии Солнца и внутренней энергии Земли. Оба эти реактора проявляются неравномерно, как в пространстве. Так и во времени, определяя две наиболее общие географические закономерности – зональность и азональность.
Под ландшафтной зональностью понимается закономерное изменение геосистем от экватора к полюсам. Первая причина зональности – неравномерное распределение коротковолновой радиации Солнца по широте, вследствие шарообразности Земли за счет изменения угла падения Солнечных лучей на земную поверхность.
Первым непосредственным результатом зонального распределения энергии Солнца является зональность радиационного баланса Земной поверхности.
Величина радиационного баланса закономерно уменьшается от экватора к полюсам.
Лучистая энергия, получаемая земной поверхностью от Солнца, преобразуется в тепловую.
Зональность распределения солнечного тепла проявляется в формировании представления о тепловых поясках Земли. Обычно различают следующие пояса: жаркий (среднегодовая температура выше 20 0 С), два умеренных (между годовой изотермой 20 0 С и изотермой 10 0 С самого теплого месяца), два холодных (с изотермой ниже 10 0 С самого теплого месяца).
Важнейшим следствием неравномерного широтного распределения тепла является зональность воздушных масс, циркуляция атмосферы и влагооборота. Под влиянием неравномерного нагрева формируются воздушные массы, отличающиеся по своим температурным свойствам плотности, влагосодержанию. Различают 4 основных зональных типа воздушных масс: экваториальные (тёплые и влажные), тропические (теплые и сухие), боральные или массы умеренных широт (прохладные и влажные), арктические — антарктические (холодные и относительно сухие). Неодинаковый нагрев земной поверхности и вследствие этого различная плотность воздушных масс (т.е. разное атмосферное давление) вызывают перемещение (циркуляцию) воздушных масс.
Если бы Земля не вращалась вокруг оси, то воздушные потоки имели бы строго меридиональный характер: воздух у нагретых экваториальных широт поднимался бы вверх и растекался бы к полюсам, а в приземном – нижнем слое, у земной поверхности – ветер бы дул от полюсов к экватору.
Но Земля вращается вокруг своей оси, на воздушные массы оказывает воздействие сила Кориолиса. В результате в тропосфере образуется несколько циркуляционных зон.
Первая — экваториальная, для неё характерно низкое давление, и штили, восходящие токи воздуха.
Вторая – тропическая с высоким давлением и восточными ветрами.
Третья – умеренная с пониженным давлением и западным переносом.
Четвертая – полярная с ветрами восточных румбов давлений.
В результате наклона земной оси к плоскости эклиптики, ведущей к неравномерному получению тепла по сезонам, формируются три переходные зоны – субарктическая (субантарктическая), субтропическая и субэкваториальная. В этих зонах типы циркуляций и воздушных масс сменяются по сезонам: летом вся система циркуляции атмосферы к полюсам, а зимой – к экватору. Таким образом, в каждом полушарии можно выделить по семь циркуляционных зон.
Циркуляция атмосферы является мощным механизмом перераспределения тепла и влаги, благодаря ей происходит сглаживание зональных различий температур.
С зональностью циркуляции атмосферы тесно связана зональность влагооборота и увлажнения. Это отчётливо проявляется в распределении атмосферных осадков.
В распределении осадков чётко прослеживаются три максимума (экватор, умеренные широты) и четыре минимума (полярные и тропические широты).
Но количество осадков само по себе не определяет условий увлажнения или влагообменности природных процессов и ландшафта в целом. Так, 450 мм осадков в тундре приводят к убыточному увлажнению, а то же количество осадков в степной зоне является недостаточным увлажнением. Чтобы судить об увлажнении, нужно знать количество влаги, которое необходимо для оптимального функционирования геосистемы. 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. Она отличается от испарения, т.е. фактически испаряющейся влаги, величина которой ограничена количеством выпадающих осадков.
Отношение годового количества осадков к годовой величине испаряемости называемое коэффициентом увлажнения (К) может служить показателем климатического увлажнения. Н.И. Иванов показал, что границы ландшафтных зон совпадают с определенными значениями:
в тайге и в тундре он больше 1;
в лесостепи 1,0 – 0,6;
полупустыне 0,3 – 0,12;
пустыне – менее 0,12.
Таким образом, коэффициент К определяет не только условия увлажнения, но величину биологической продуктивности.
К = 1 – условия увлажнения наиболее оптимальны, осадки могут (теоретически) полностью испариться, проделав при этом полезную «работу», т.е. создать максимальную продукцию биомассы ;
где К≈1 наблюдается наиболее высокая продуктивность растительного покрова;
Если К>1, то увлажнение здесь избыточное, ландшафты характеризуются заболоченностью;
Если К 0 , теплые (жаркие и сухие) — между 50 0 и 10 0 ; жаркий влажный – между 10 0 с.ш. и 10 0 ю.ш.
Климатическая зональность находит отражение и в процессах стока и гидрологическом режиме, заболачивания и формирования грунтовых вод, образования коры выветривания и почв, в миграции химических элементов, органическом мире.
Зональность влияет и на геологические процессы, особенно экзогенной группе (эоловые, ледниковые и т.д.).
Действие закона зональности наиболее полно сказывается в той части эпигеосферы, где солнечная радиация вступает в непосредственное взаимодействие с её веществом, т.е. в сравнительно тонкой активной пленке, которую называют собственно ландшафтной сферой.
Итак, зональность – подлинно универсальная географическая закономерность, проявляющаяся во всех ландшафтообразующих процессах и в размещении геосистем на земной поверхности.
Но природные зоны не идут в виде идеально правильных полос, ограниченных параллелями. В ряде случаев они развиты только в периферических частях материков (широколиственные леса), другие тяготеют к внутренним районам (степи, пустыни), третьи имеют практически меридиальное направление (напр. в Северной Америке), Причинами такого «поведения» является фактор азональности, в основе которого лежит проявление внутренней энергии Земли.
Деление земной поверхности на материки (29% площади поверхности) и океаны (71%), сосредоточение материков большей частью в северном полушарии влияет на формирование разных воздушных масс – континентальных и морских. Возникает континентально – океанический перенос воздушных масс, накладывающийся на общую (зональную) циркуляцию атмосферы и усложняющий её. Положение территории в системе континентально-океанической (азональной) циркуляции атмосферы становится одним из важнейших факторов физико – географической дифференциации. По мере удаления от океана вглубь материка, как правило, уменьшается повторяемость морских воздушных масс, возрастает континентальность климата, уменьшается количество осадков.
Дополнительным фактором перераспределения тепла оказываются морские течения, обусловленные общей циркуляцией атмосферы , но в большей степени зависящие от расположения материков и их конфигурацию. Так, в умеренных широтах Атлантического океана за счёт теплого течения поверхность океана дополнительно получает более 1000 (местами до 3000) М ДЖ/м 2 .
Температурный эффект континентально – океанического переноса воздушных масс особенно резко выражен зимой, когда суша сильно выхолаживается и над материками формируются сезонные максимумы давления. В это время приокеанические районы (главным образом западная окраина материков) значительно теплее внутриконтинентальных территорий. Так, разница между средней температурой января западной Скандинавии и внутригорных впадин Северо-востока Сибири, лежащих на одной параллели, составляет 47 0 С.
Обобщенное представление о степени океанического влияния на температурный режим материков дают показатели континентальности климата (по Н.Н. Иванову):
К =
где К – континентальность. в % от средней планетарной величины (которая принята за 100%);
Аг — годовая амплитуда температуры воздуха;
Ас — суточная амплитуда температуры воздуха;
Д0 — недостаток относительной влажности воздуха в самый сухой месяц;
φ — широта пункта.
Весь диапазон континентальности климата для земного шара разбит автором на 10 ступеней (или поясов континентальности):
| Климат | К, % | |
| 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 |
По мере продвижения вглубь суши морские воздушные массы теряют влагу, оставляя большую часть и на периферии материков.
Ландшафтно-географические следствия континентально-океанической циркуляции воздушных масс многообразно. Происходит закономерная смена растительных сообществ, животного мира, почвенных типов. Такое явление называется секторностью, главным фактором его является увлажнения, т.к. запасы тепла по долготе изменяются не столь существенно.
На материках выделяют три сектора – западный, центральный и восточный. Наиболее полный спектр наблюдается в умеренных широтах Евразии, что обусловлено огромной протяженностью суши.
Чаще всего «секторная дифференциация» направлена вкрест простирания широтных ландшафтных зон, т.е. сектора секут различные зоны.
Следующим важнейшим фактором физико-географической (ландшафтной) дифференциации является орографические факторы (высота суши над уровнем моря). Под действием этого фактора ландшафтная сфера приобретает ярусное строение: различным высотным ярусам присуще специфические классы ландшафтов. Эта закономерность больше известна как высотная поясность (вертикальная зональность).
Причиной высотной поясности является изменение теплового баланса по высоте (вертикальный температурный градиент в сотни раз превышает широтный и на протяжении нескольких километров по вертикали можно наблюдать физико-географические изменения, равноценные перемещению с экватора в ледяную зону), условий увлажнения (за счёт барьерного эффекта и выпадения осадков при восходящем движении воздушных масс).
Каждой ландшафтной зоне свойственен особый тип высотной поясности. С приближением к экватору возможное число поясов увеличивается. Это можно проследить на примере Уральского хребта, простирающегося в меридиональном направлении и пересекающего различные ландшафтные зоны.
Наряду с абсолютной высотой важнейшим фактором ландшафтной дифференциации гор служит экспозиция склона, связанная с общим простиранием горной страны. Различают два типа экспозиции: солярная и инсоляционная и ветровая или циркуляционная. Первая связана с ориентацией склона по отношению к солнечному освещению, вторая – по отношению к воздушным потокам.
В солярной экспозиции зависит тепловой режим. Южные склоны прогреваются сильнее, чем северные; испарение на них более интенсивное, следовательно, они более сухие, чем северные. Поэтому на южных склонах границы высотных поясов обычно сдвинуты вверх по сравнению с северными.
Ветровая экспозиция влияет на ландшафтную дифференциацию в связи с различной ориентировкой склонов по отношению к путям переноса влажных воздушных масс. Так в поясе западного переноса основную массу осадков получают западные склоны, а в муссонном – восточные.
В одних и тех же зональных и азональных условиях соседствуют степные склоны и лесистые балки, и сухие сосновые боры и низменные болота и т.д. Здесь мы сталкиваемся с принципиально иным типом географической дифференциации, которая не связана ни с широтным распределением солнечного тепла, ни с континентально-океаническим переносом воздушных масс.
Это локальная или внутри ландшафтная дифференциация, которая отличается от региональной и территориальными масштабами своего проявления, и относительно ограниченным радиусом действия дифференцирующих факторов.
Если обособление геосистем регионального уровня обусловлено причинами, внешними по отношению к эпигеосфере и её территориальным подразделением, то в основе локальной мозаики лежат внутренние географические процессы.
В зависимости от места положений отличающихся по своему взаимному расположению (вершины, впадины, разные части, склоны и т.д.), относительной высоте, экспозиции и крутизне склона происходит перераспределение солнечной радиации, влаги, минеральных веществ. В следствии, что каждое местоположение характеризуется специфическим микроклиматом, тепловым, водным и солевым режимом.
Каждому местоположению будет соответствовать один биоценоз. Местоположение с конкретным биоценозом называется фацией. Фация рассматривается как однородная геосистема и как последняя ступень физико-географического деления.
В зависимости от основных типов местоположений можно выделить следующие типы фаций.
Группа верховых (по Л.Г. Раменскому), или элювиальных (по Б.Б. Полынову), местоположений. Л.Г. Раменский относит к этой группе местоположения, питаемые мало минерализованными водами атмосферных осадков, а также натечными («делювиальными») водами поверхностного стока; грунтовые воды лежат здесь глубоко (как правило, глубже 3 м) и практически недоступны растениям. В пределах этой группы выделяются следующие типы:
а) плакорные или собственно элювиальные, к которым в наибольшей мере относится характеристика Б.Б. Полынова, приведенная выше; это водораздельные поверхности со слабыми уклонами (1-2 0 ), отсутствием сколько-нибудь существенного смыва почвы и преобладанием атмосферного увлажнения;
б) трансэлювиальные (по М.А. Глазовской) верхних, относительно крутых (не менее 2-3 0 ) склонов питаемые в основном атмосферными осадками, с интенсивным стоком и плоскостным смывом и значительными микроклиматическими различиями в зависимости от экспозиции склонов;
в) аккумулятивно-элювиальные (по М.А. Глазовской), или верховые западины (по Л.Г. Раменскому), — бессточные или полубессточные водораздельные понижения (впадины) с затрудненным стоком, дополнительным водным питанием за счёт натёчных вод, частые образованием верховодки, но грунтовые воды остаются ещё не на значительной глубине;
г) проточные водосборные понижения и лощины – аналогичные предыдущим, но свободным стоком;
д) элювиально – аккумулятивные, или трансаккумулятивные (по М.А. Глазовской), делювиальные (по К.Г. Раману) — нижних частей склонов и подножий, с обильным увлажнением за счёт стекающих сверху натечных вод, нередко с отложением делювия.
Группа низинных (по Л.Г. Раменскому), или супераквальных (по Б.Б. Полынову), местоположений характеризуется близостью грунтовых вод, доступных растениям (не глубже 2-3 м). Сюда входят следующие основные типы:
е) ключевые (фонтинальные по К.Г. Раману), или транссупераквальные (по М.А. Глазовской), в местах выхода грунтовых вод, а также притока натечных вод, с проточным увлажнением, обычно с дополнительным минеральным питанием (за счёт элементов, содержащихся в грунтовых водах);
ж) собственно супераквальные – слабосточные понижения с близким уровнем грунтовых вод, обуславливающим заболачивание или засоление.
Группа пойменных местоположений (3) промежуточная между супераквальными и субаквальными Б.Б. Полынова, отличается регулярным и проточным затоплением во время половодья или паводков и, следовательно, переменным водным режимом. Пойменные фации отличаются исключительной динамичностью и большим разнообразием в зависимости от микрорельефа, продолжительности поёмности и т.д.
Изложенная схема может служить в качестве некоторого общего ориентира и должна конкретизоваться в зависимости от характера ландшафтов, с учётом высотной амплитуды между крайними членами ряда, разнообразия экспозиций и форм склонов, состава почвообразующих пород и других местных особенностей.
Фации закономерно сменяют друг друга по профилю рельефа.
Отличительные особенности фации как элементарной геосистемы – динамичность, относительная неустойчивость и недолговечность. Эти свойства вытекают из незамкнутости фации, её зависимости от потоков вещества и энергии, поступающих из смежных фаций и уходящих в другие фации. Кроме того, подвижность фации как во времени, так и в пространстве связана с важной ролью наиболее активного компонента – биоты – в её функционировании. В рамках фации воздействие биоты на абиотическую среду проявляется значительно ощутимее, чем в масштабах целого ландшафта. Конкурентные взаимоотношения сообществ (например, лесных и болотных), их сукцессионные и возрастные смены приводят к трансформации микроклимата, но не влияют сколько-нибудь ощутимо на климат ландшафта. В сущности, аналогичные соотношения наблюдаются и в других процессах. Локальный эффект роста оврагов, аккумуляции наносов, солифлюкции, мерзлотных просадок и т.п. очень велик и проявляется в трансформации фаций, причём это происходит буквально на наших глазах. Однако подобные локальные трансформации не изменяют характера ландшафта. Точнее – они могут в конце концов привести к трансформации ландшафта путём постепенного количественного накопления новых элементов его морфологической структуры, но для этого потребуется время, измеряемое иными масштабами. Ландшафт и фация несоизмеримы по их долговечности.
Подвижность и относительная недолговечность фации означают, что связи между её компонентами подвержены постоянным нарушениям.
Сопряженная система фаций, объединяемых общей направленностью физико- географических процессов и приуроченная к одной лизоформе рельефа. на однородном субстрате называется урочищем.
Урочище – важная промежуточная ступень в геосистемной иерархии между фацией и ландшафтом. Оно обычно служит основным объектом полевой ландшафтной съёмки (картирование фаций требует очень крупных масштабов и, как правило, ведется только на ключевых участках), а также ландшафтного дешифрирования аэрофотоснимков. При выделении ландшафтов «снизу», т.е. на основе их морфологического строения, географы опираются в основано на изучение урочищ и их характерных пространственных сочетаний. В прикладных ландшафтных исследованиях роль самой дробной территориальной единицы при учёте и оценке земель и разработке рекомендаций по их рациональному использованию, как правило, играет урочище. Фация для этих целей оказывается слишком дробным объектом. С фациальной дифференциацией трудно считаться, например, при сельскохозяйственном освоении земель, когда важно создать достаточно крупные массивы угодий, и урочище в данном случае является наиболее оптимальной единицей.
Формирование урочищ обусловлено сочетанием таких основных факторов, как форма рельефа, состав почвообразующих пород и режим увлажнения.
Урочища наиболее отчетливо выражены в условиях расчлененного рельефа с чередованием выпуклых («положительных») и вогнутых («отрицательных» форм мезорельефа – холмов и котловин, гряд и ложбин, межовражных плакоров и оврагов и т.п. Хотя процессы стока, местной циркуляции атмосферы , миграции химических элементов соединяют фации положительных и отрицательных форм рельефа в единый сопряженный ряд, нетрудно заметить, что верхние и нижние части этого ряда принципиально различаются по проявлениям этих процессов. Склоны холмов интенсивно дренируются, вещество отсюда выносится, холодный воздух стекает вниз, господствуют фации элювиальных типов. Во впадинах, ложбинах наблюдаются переувлажнение, аккумуляция вещества, застаивание холодного воздуха, преобладают гидроморфные (супераквальные) фации.
На обширных плоских междуречьях, где нет контрастных форм мезорельефа, формирование урочищ определяется различиями материнских пород (их составом, мощностью, а при малой мощности – и характером подстилающей толщи) и удаленностью от линий естественного дренажа. Последний фактор играет особенно большую роль в зоне избыточного увлажнения. По мере удаления от речных долин на междуречьях повышается уровень грунтовых вод, сток затрудняется, усиливается застой влаги, что неизбежно сказывается на почвенно-растительном покрове. В результате происходит смена урочищ (и фаций) по мере удаления от приречных склонов к центральным частям междуречий.
По своему значению в морфологии ландшафта урочища могут быть фоновыми или доминантными, субдоминантными и подчиненными (второстепенными). Деление это имеет смысл только в применении к конкретному ландшафту, так как роль одних и тех же (точнее – однотипных) урочищ в разных ландшафтах может оказаться неодинаковой: доминантные урочища одного ландшафта могут перейти на положение подчиненных в другом. Во многих ландшафтах ярко выражен доминантный тип урочищ, преобладающий по площади и создающий как бы общий фон ландшафта.
Урочища достаточно разнообразны по своему внутреннему (фациальному) строению, и поэтому возникла необходимость различать несколько категорий урочищ по степени их сложности. Наряду с типичными, или простыми урочищами , которые отвечают приведенному выше определению и связаны с четко обособленной формой мезорельефа или участком водораздельной равнины на однородном субстрате с однородными условиями дренажа, выделяются подурочища и сложные урочища («надурочища» по выражению Д.Л. Арманда). Подурочище – промежуточная единица, группа фаций, выделяемая в пределах одного урочища на склонах разных экспозиций, если экспозиционные контрасты создают разные варианты фациального ряда. Подурочища могут быть выделены на склонах гряд и холмов с различной крутизной, на склонах долин или оврагов с неодинаковой освещенностью и т.п.
Сложные урочища формируются при следующих условиях:
-крупная мезоформа рельефа с наложенными или врезанными мезоформами второго порядка (балка с донным оврагом, гряда с лощинами или оврагами, заболоченная котловина с озером);
-одна форма мезорельефа, но разнородная литологически. Н.А.Солнцев с сотрудниками описали балку, замещающую три самостоятельных урочища:
=верховье – полузадернованный сухой овраг в покровных суглинках, подстилаемых мореной;
=средняя часть – сырая балка с оползневыми склонами, вскрывающая юрские глины;
=низовье – сухая балка, вскрывающая каменноугольные известняки и имеющая структурно-ступенчатые склоны;
=доминантное водораздельное урочище с мелкими фрагментами второстепенных урочищ или отдельными «чуждыми» фациями – болотными, западинными, карстовыми, зоогенными (сурчинами) и т.п.;
=«двойные», «тройные» и т.п. урочища (например, система слившихся выпуклых верховых болотных массивов, каждый из которых представляет самостоятельное урочище).
Источник статьи: http://studopedia.info/5-126526.html