- •Введение
- •Рис. 1. Схема иерархии геосистем
- •1. Этапы развития ландшафтоведения
- •Истоки и предыстория учения о ландшафте
- •Первые шаги на пути к физико-географическому синтезу
- •Ландшафтоведение после второй мировой войны
- •Современный этап развития ландшафтоведения
- •2. Региональная и локальная дифференциация эпигеосферы
- •Широтная зональность
- •Азональность, секторность и системы ландшафтных зон
- •Высотная поясность и орографические факторы ландшафтной дифференциации
- •Высотная ландшафтная дифференциация равнин. Ярусность и барьерность на равнинах и в горах
- •Структурно-петрографические факторы и морфоструктурная дифференциация
- •Соотношения зональных и азональных закономерностей и их значение как теоретической основы физико-географического районирования
- •Локальная дифференциация
- •З. Ландшафт и геосистемы локального уровня
- •Понятие о ландшафте
- •Компоненты ландшафта и ландшафтообразующие факторы
- •Границы ландшафта
- •Проблемы типологии и формализации в морфологии ландшафта
- •4. Функционально-динамические аспекты учения о ландшафте
- •Структура и функционирование ландшафта
- •Влагооборот в ландшафте
- •Биогенный оборот веществ
- •Абиотическая миграция вещества литосферы
- •Энергетика ландшафта и интенсивность функционирования
- •Годичный цикл функционирования ландшафта
- •Изменчивость, устойчивость и динамика ландшафта
- •Развитие ландшафта
- •Принципы классификации ландшафтов
- •Полярные и приполярные ландшафты
- •Бореальные и бореально-суббореальные ландшафты
- •Бореальные (таежные) ландшафты
- •Суббореальные ландшафты (типичные и переходные к субтропическим)
- •Субтропические ландшафты
- •Тропические и субэкваториальные ландшафты
- •Экваториальные ландшафты
- •Сущность и содержание физико-географического районирования
- •Теоретические основы физико-географического районирования
- •Спорные вопросы таксономии физико-географических регионов
- •Зональные и азональные регионы
- •Многорядная система таксономических единиц физико-географического районирования
- •Физико-географическое районирование горных территорий
- •Ландшафтная структура физико-географических регионов
- •7. Ландшафты и человечество
- •Ландшафтоведение и взаимодействие природы и общества
- •Некоторые дискуссионные подходы к анализу человеческого воздействия на ландшафты
- •Техногенные воздействия на структуру и функционирование геосистем
- •Устойчивость геосистем к техногенным воздействиям
- •Основные структурно-динамические закономерности ландшафтов, подвергающихся человеческому воздействию
- •Культурный ландшафт
- •Литература
- •Предметный указатель
- •Оглавление
Локальная дифференциация
При последовательном анализе дифференциации эпигеосферы на природные территориальные комплексы мы подходим к некоторому естественному рубежу, за которым (т.е. ниже его) дальнейшие физико-географические различия уже не удается объяснить действием универсальных зональных и азональных факторов. А между тем такие различия, наблюдаемые на небольшом протяжении (нередко всего лишь сотен или десятков метров), могут быть более контрастными, чем между двумя соседними ландшафтными зонами или секторами. В одних и тех же зональных и азональных условиях бок о бок располагаются сухие сосновые боры и верховые или низинные болота, безводные пустынные равнины и буйные тугайные заросли, степные склоны и лесистые балки и т.п. 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, ни с разнообразием структур земной коры.
Локальная, иначе топологическая или внутриландшафтная, дифференциация геосистем отличается от региональной не только территориальными масштабами своего проявления и относительно ограниченным радиусом действия дифференцирующих факторов, но прежде всего различной сущностью, или природой, последних. Если обособление геосистем регионального уровня определяется причинами планетарно-астрономического характера, внешними по отношению к эпигеосфере и ко всем ее территориальным подразделениям, то в основе локальной мозаики геосистем лежат внутренние географические причины. Локальная дифференциация — следствие функционирования и развития самих ландшафтов, процессов, внутренне присущих различным ландшафтам. Можно сказать, что локальная дифференциация есть проявление активного начала, заложенного в каждом ландшафте. Многообразию ландшафтов соответствует многообразие факторов внутриландшафтной географической дифференциации и форм, в которых она проявляется.
К наиболее активным факторам, обусловливающим мозаику локальных геосистем, относятся так называемые экзогенные геоморфологические процессы — механическое и химическое выветривание, эрозионная и аккумулятивная деятельность текущих вод, карст, термокарст, дефляция, суффозия, оползни и др. Эти процессы формируют скульптуру земной поверхности, т. е. создают множество разнообразных мезо- и микроформ рельефа и, в конечном счете, элементарных участков, или местоположений, отличающихся по своему взаимному расположению (вершины, разные части склона, подножья, впадины и др.), относительной высоте, экспозиции, крутизне и форме склона.
При одних и тех же зональных и азональных условиях, т. е. в одном и том же ландшафте, происходит перераспределение солнечной
101
радиации, влаги и минеральных веществ по местоположениям, вследствие чего каждое местоположение будет характеризоваться специфическим микроклиматом, тепловым, водным и солевым режимами. Тем самым разные местоположения должны характеризоваться неодинаковым экологическим потенциалом, т. е. совокупностью условий местообитания для организмов. Благодаря избирательной способности организмов к условиям среды заселение территории происходит в строгом соответствии с этими условиями, и каждому местоположению должен соответствовать один биоценоз. В конечном счете в результате взаимодействия биоценоза с абиотическими компонентами конкретного местоположения формируется элементарный географический комплекс, который Л. Г. Раменский предложил называть эпифацией, а Л. С. Берг — фацией. Фация рассматривается как однородная геосистема и как последняя ступень физико-географического деления территории.
Необходимо подчеркнуть, что локальная дифференциация осуществляется на фоне определенных зонально-азональных условий, которые как бы создают среду для развертывания локальных процессов. Поэтому ландшафтногеографический эффект одинаковых местоположений зависит от внешней зонально-азональной среды. Склоны одной и той же экспозиции и одинаковой крутизны получают разное количество солнечной радиации в зависимости от широты; увлажнение однотипных местоположений зависит от «фонового» количества осадков и «фонового» же субстрата. Знак и интенсивность современных тектонических движений существенно влияют на характер процессов денудации и на формирование скульптурных форм рельефа. Морфоскульптура в значительной степени связана с морфоструктурой, и хотя в ее создании активным началом служат «экзогенные» агенты, многое зависит от «пассивного» геологического фундамента ландшафта — простирания и наклона пластов, петрографического состава и физико-химических свойств горных пород, их трещиноватости, текстуры и т. д. Таким образом, в разных ландшафтах на однотипных местоположениях формируются различные фации. Внутриландшафтную мозаику фаций можно рассматривать как следствие трансформации в ландшафте зонально-азонального «фона», т. е. потоков энергии и вещества внешнего происхождения. Первичный механизм этой трансформации состоит в перераспределении солнечного тепла и атмосферной влаги по местоположениям.
Количество прямой солнечной радиации зависит от экспозиции и крутизны склона. Зимой, когда солнце стоит низко над горизонтом, различия особенно существенны; при этом относительные отклонения величин прямой радиации на склонах от норм для горизонтальной поверхности возрастают с широтой (рис. 24). Однако разница в абсолютных величинах годовых сумм прямой солнечной радиации растет в противоположном направлении, т. е. с севера на юг, поскольку увеличивается продолжительность теплого периода и общая
102
Рис. 24. Отношение средних суточных сумм прямой радиации на склонах к суммам на горизонтальной поверхности на широтах 42, 50, 60 и 68° с. ш. (Микроклимат СССР. Л., 1967):
I — южный склон крутизной 20°, 2 - южный склон крутизной 10°, 3 — северный склон крутизной 10°, 4 — северный склон крутизной 20°. Величина прямой радиации на горизонтальной поверхности принята за 1,0
интенсивность прямой радиации. По данным Ю. А. Щербакова1, разница в количествах годовой прямой радиации, поступающей на южные и северные склоны ключевых участков, расположенных в разных зонах, составляет (в ккал/см2): в тундре 3,3; в лесотундре 13,5 — 16,8; в тайге 21,3; в лесостепи 45,8; в холодной высокогорной пустыне 61,4 (соответственно 138, 565 — 703, 892, 1918, 2570 МДж/м2) .
Радиационный баланс в летние месяцы (VI — VII) на северных склонах
крутизной 10 — 20° сокращается на 5 — 15 % по сравнению с горизонтальной поверхностью, а на южных увеличивается на 1 — 10 %.
Отсюда следует неодинаковая теплообеспеченность местоположений в зависимости от инсоляционной экспозиции, а также крутизны склона (табл. 2). Локальные вертикальные градиенты температур в сотни и даже тысячи раз превышают региональные (широтные, секторные, высотно-поясные) градиенты. Важно отметить, что локальные (топологические) и высотнопоясные температурные градиенты имеют противоположный знак: на местных склонах температура воздуха не понижается, а повышается от подножия к водоразделу. Так, на склоне траппового холма в Нижнем Приангарье (южная тайга)
1 Влияние экспозиции на ландшафты// Ученые записки Пермского ун-та. 1970. № 240: С. 15.
103
Т а б л и ц а 2. Разность дневных температур (°С) деятельной поверхности
между северным и южным склонами весной и осенью (Микроклимат СССР. Л., 1967)
Район |
|
|
Крутизна, град |
|
|
|
10 |
|
20 |
10 |
|
20 |
|
|
|
весна |
|
осень |
||
Северные районы ЕТС, Запад- |
|
|
|
|
|
|
ной и Восточной Сибири (60— |
|
|
|
|
|
|
68° с.ш.) |
2 — 3 |
|
3 — 5 |
3 — 4 |
|
5 — 9 |
Центральные районы СССР |
3 |
|
5 — 7 |
4 — 5 |
|
9 — 11 |
(50 — 60° с.ш.) |
|
|
|
|||
|
|
|
|
|
|
|
Южные и юго-восточные рай- |
3 — 4 |
|
7 — 8 |
5 — 6 |
|
11 — 13 |
оны СССР (40 — 50° с.ш.) |
|
|
||||
|
|
|
|
|
|
|
Южные районы СССР с мус- |
|
|
|
|
|
|
сонным климатом (40 — 50° |
|
|
|
6 — 7 |
|
|
с.ш.) |
4 — 5 |
|
8 — 11 |
|
13 — 15 |
высотой 40 — 50 м температурный градиент составляет в январе 6,2° С на 100 м высоты, в июле 3,6° С; продолжительность безморозного периода увеличивается на 103,3 дня в расчете на 100 м высоты, сумма активных температур — на 20 — 50° С 1.
Формирование температурного режима различных местоположений определяется не только инсоляционным фактором; большую роль играет стекание холодного воздуха по склонам и его застаивание в локальных понижениях.
Особенно большой сложностью отличается внутриландшафтный механизм преобразования атмосферного увлажнения. Стекание атмосферных осадков по склонам служит одним из главных факторов пестроты условий увлажнения, местообитаний и фаций. Величина склонового стока и ее соотношение с той частью атмосферных осадков, которая впитывается в почву, зависит от многих причин: крутизны, формы (выпуклая, вогнутая, прямая) и протяженности склона, интенсивности осадков, механического состава, фильтрационной способности и влагосодержания почво-грунта. В качестве примера приведем расчеты коэффициента склонового стока суглинистых почв по Е. Н. Романовой2 (табл. 3).
Песчаные и супесчаные почвы с более высоким коэффициентом фильтрации поглощают больше атмосферной влаги, чем суглинистые, и коэффициент склонового стока у этих почв на 10 — 30% меньше. На южных склонах почвы поглощают больше влаги, чем на северных; в нижней части склонов больше, чем в верхней; на выпуклых склонах в верхней части в почву поступает больше влаги, чем в нижней, а на вогнутых — наоборот. За счет перераспределения
1 См.: Крауклис А. А. Проблемы экспериментального ландшафтоведения. Новосибирск, 1979. С. 67 — 68. 2 См.: Романова Е. Н. Микроклиматическая изменчивость основных элементов климата. Л., 1977. С. 14. 104
Т а б л и ц а 3. Коэффициент склонового стока для суглинистых почв
разных типов в зависимости от крутизны склонов, влажности почвы и интенсивности осадков
Крутизна |
|
70 — 90% ПВ |
|
|
50 — 60% ПВ |
|
|
20 — 40% ПВ |
|
||||||
|
|
|
|
|
Интенсивность дождя, мм/мин. |
|
|
|
|
||||||
склона |
0,05 |
|
0,10 |
0,35 |
1,0— |
0,05 |
|
0,10 |
0,35— |
1,0— |
0,05 |
0,10 |
0,35— |
1,0— |
|
|
|
|
|
0,70 |
2,0 |
|
|
|
|
2,0 |
|
|
0,70 |
|
2,0 |
3° |
0,55 |
|
0,60 |
0,70 |
0,75 |
0,24 |
|
0,33 |
0,41 |
0,55 |
0,03 |
0,13 |
0,30 |
|
0,37 |
5° |
0,60 |
|
0,64 |
0,75 |
0,79 |
0,29 |
|
0,37 |
0,44 |
0,60 |
0,08 |
0,17 |
0,35 |
|
0,40 |
7° |
0,63 |
|
0,67 |
0,77 |
0,82 |
0,33 |
|
0,40 |
0,47 |
0,63 |
0,1 1 |
0,20 |
0,37 |
|
0,42 |
9° |
0,65 |
|
0,69 |
0,78 |
0,84 |
0,35 |
|
0,43 |
0,49 |
0,66 |
0,14 |
0,23 |
0,39 |
|
0,44 |
12° |
0,67 |
|
0,72 |
0,80 |
0,86 |
0,37 |
|
0,46 |
0,54 |
0,68 |
0,16 |
0,27 |
0,41 |
|
0,46 |
15° |
0,69 |
|
0,75 |
0,82 |
0,87 |
0,38 |
|
0,48 |
0,52 |
0,70 |
0,17 |
0,30 |
0,42 |
|
0,47 |
Примечание: ПВ — полная полевая влагоемкость; при влажности почвы 90— 100 % коэффициент склонового стока приближается к 1, при ПВ=О — 20 % — к нулю.
влаги по местоположениям у подножий прямых суглинистых склонов почва получает примерно в 1,5 раза больше влаги по сравнению с величиной жидких осадков. Перераспределение осадков внутри ландшафта наиболее ярко проявляется в условиях избыточного и достаточного атмосферного увлажнения; в аридных условиях практически все жидкие осадки поглощаются на склонах.
Большую роль во внутриландшафтной дифференциации в умеренных и высоких широтах играет перераспределение снежного покрова. Основным фактором здесь служит ветер, поэтому распределение снежного покрова подчинено главным образом ветровой экспозиции склонов. Снег сдувается с наветренных склонов и переоткладывается на подветренных. При этом на наветренных склонах мощность покрова убывает от подножия к вершине, а на подветренном— наоборот. Таяние снега наиболее интенсивно протекает на склонах южной экспозиции и ускоряется по мере увеличения крутизны. При уклоне 10' на южных склонах снег сходит на 2 — 8 дней раньше, чем на ровных участках, а на северных — на столько же позднее.
От мощности снега зависит глубина промерзания почвы, тогда как на оттаивание она влияет в меньшей степени. Поэтому на северных склонах почва может оттаять раньше, чем сойдет снег, и поглотить большую часть талых вод, а на южных склонах, где снег сходит раньше, чем почва успевает оттаять, поступление талых вод в почву уменьшается. Поглощение талых вод почвой имеет наибольшее значение для засушливых районов; в зоне избыточного увлажнения почва уже с осени насыщается влагой и талые снеговые воды не имеют существенного значения для ее увлажнения.
Для оценки водного баланса и увлажнения на различных местоположениях необходимо учитывать возможности затраты влаги на испарение. Разница в испаряемости, т.е. ее превышение между
105
южными и северными склонами, в сухом климате проявляется резче, чем во влажном. Так, при крутизне 5° эта разница (за теплый период) в избыточно влажном климате составляет 45 мм, а в аридном— 163 мм; при уклоне 10° — соответственно 114 и 236 мм, при 20°— 350 и 460 мм 1. Фактическое испарение также сильно варьирует в зависимости от местоположения, причем
вверхних и средних частях южных склонов оно наименьшее, в тех же частях северных склонов оно также меньше, чем на ровных участках, хотя разница не столь велика. В нижней части склонов разных экспозиций во всех зонах испарение больше, чем на ровных участках.
Сочетание различных локальных факторов увлажнения обусловливает пестроту и контрастность в распределении почвенных влагозапасов. Если принять запасы влаги в корнеобитаемом слое почвы на ровном участке избыточно влажной зоны за единицу, то, согласно Е. Н. Романовой, на вершинах и в верхних частях южного склона они составят 0,5 — 0,7 (минимум летом, максимум осенью), у подножий южных склонов — 1,3 — 1,4, а северных — около 2,0. Для сухой и засушливой зон соответствующие величины составляют 0,4 — 0,5; 1,1 — 1,2; 2,0.
На рис. 25 иллюстрируются различия в некоторых микроклиматических показателях для наиболее типичных местоположений в условиях восточноевропейской южной тайги.
Локальные гидротермические различия находят ясное отражение в растительном покрове. На южных склонах все фазы развития растений начинаются раньше, чем на северных, и весь годовой цикл развития проходит
вболее короткие сроки. В северной тайге на южных склонах крутизной 10° вегетация протекает на 5 дней быстрее, чем на ровных площадках, а на аналогичных северных склонах — на 6 — 8 дней медленнее. В южных районах
СССР контраст более значителен (соответственно 8 — 10 и 10 — 15 дней) . Увеличение крутизны приводит к усилению контрастности противоположных склонов.
Благоприятные термические условия южных склонов обусловливают появление на них сообществ, свойственных более южной ландшафтной зоне еще до перехода через границу этой зоны («правило предварения»). У сообществ одного и того же зонального типа при достаточном увлажнении на южных склонах, как правило, выше продуктивность, у лесной растительности выше прирост и запасы древесины. Наибольшие локальные контрасты растительного покрова связаны с пестротой условий увлажнения; соседство сообществ, относящихся к разным типам растительности (например лесных и болотных) на смежных, местоположениях, — обычное явление.
Было бы неверно рассматривать растительность как пассивное отражение условий местообитания. В геосистемах локального уровня растительности принадлежит важная системообразующая роль как
1 См.: Романова Е. Н. Микроклиматическая изменчивость основных элементов климата. Л., 1977. С. 40.
106
Рис. 25. Микроклнматнческие различия между местоположениями (участок в Ленинградской области, по материалам Е. Н. Романовой, 1977).
Местоположения: I — верхние и средние части южных и юго-западных склонов, II — ровные вершинные поверхности, III — средние части пологих южных склонов, верхние и средние части пологих западных и восточных склонов, IV — верхние и средние части северных склонов, V— нижние части северных и восточных склонов, VI — подножья северных склонов. Показатели: 1 - солнечная радиация (отклонение от фоновой величины на ровных участках, %), 2— дневная температура (отклонение от фоновой величины, °С), 3 — ночная температура (отклонение от фоновой величины, °С), 4 — длительность безморозного периода (отклонение от фоновой величины, дн.), 5 — сумма температур безморозного периода (отклонение от фоновой величины, °С), 6 - влажность почвы в слое 0 — 50 см, % от полной влагоемкости, 7 — запасы продуктивной влаги в слое 0 — 50 см, мм
наиболее активному началу, способному трансформировать внешние воздействия и создавать собственную, внутреннюю среду, которая по основным параметрам резко отличается от первичной абиогеиной среды. Особенно мощная средообразующая роль присуща лесной растительности, которая способна накапливать большую биомассу (до 300 т/га в тайге, до 500 т/га в широколиственном лесу) и пронизывает своими органами приповерхностный контактный слой (в почве и атмосфере) мощностью до 20
— 30 м. Под полог темнохвойного леса проникает лишь около 5% приходящей солнечной радиации. В лесу сильно выравнивается температурный режим, сокращаются экстремальные значения температур, скорость ветра падает практически до нуля, снежный покров распределяется равномерно, почти прекращается поверхностный сток, кроны деревьев задерживают до 150 — 180 мм атмосферных осадков.
Следствием подобной трансформации радиационного, теплового и водного режимов является сглаживание фациальных различий между разными местоположениями в лесу. Фактор местоположения наиболее ярко проявляется в экстремальных гидротермических условиях, не допускающих произрастания леса. Растительность тундры, например, в большей степени зависит от характера местоположений, чем таежная. Здесь сильнее выражены скульптурные детали рельефа, связанные с геокриологическими, а отчасти с флювиальными и даже эоловыми процессами. Огромное экологическое значение приобретает ветровое перераспределение снега. На повышениях и крутых склонах его мощность не превышает 0,1 — 0,2 м, в то время как во впадинах и ложбинах достигает 4 м и более. Соответственно сильно колеблется по местоположениям продолжительность его залегания (местами даже сохраняются снежники-перелетки), а отсюда следуют различия в сроках и продолжительности вегетационного периода, глубине оттаивания сезонной мерзлоты, влагосодержании почв. Все эти обстоятельства в значительной степени обусловливают мозаичность почвенно-растительного покрова и фациальной структуры тундровых ландшафтов 1. Тем не менее даже маломощный тундровый растительный покров выполняет определенную стабилизирующую функцию, поддерживая в качестве теплоизолирующего слоя тепловое равновесие в мерзлом грунте и тем самым сдерживая деградацию многолетней мерзлоты и развитие криогенных процессов, усугубляющих внутриландшафтную мозаичность.
Существенное системоформирующее значение растительных сообществ на локальном уровне связано с их динамичностью. Соотношения между сообществами крайне подвижны во времени. Изменяя среду, они сами вынуждены перестраиваться или менять свое положение в пространстве, вступая при этом в сложные конкурентные отношения с другими сообществами. Примером может служить процесс заболачивания таежных лесов, основным фактором которого
1 От высоты снежного покрова зависит, кроме того, защищенность тундровых кустарников от зимних ветров и морозов и, следовательно, их размещение.
108
служит мощный влагоемкий моховой покров. В этом случае происходит смена фаций во времени без изменения местоположений. Яркий пример активной роли растительности — зарастание озер и образование торфяников.
Фактором внутриландшафтной дифференциации могут выступать и животные. Наиболее характерный пример — роющая деятельность грызунов. В степях выбросы из нор — сурчины, бутаны — образуют бугры высотой до 0,5 м и диаметром до 5 — 10 м, а просадки над брошенными норами ведут к формированию западин. В результате возникает мозаичность почвеннорастительного покрова. Внутри-ландшафтной мозаичности тундровых ландшафтов способствует деятельность леммингов.
Контрастность местоположений и фаций создает предпосылки для развития многосторонних латеральных внутриландшафтных связей. Основные потоки, в том числе перемещение влаги, обусловлены действием силы тяжести. С движением воды связана миграция химических элементов в сопряженных рядах фаций — вынос элементов из одних, транспортировка в других, аккумуляция в третьих фациях. Но межфациальные связи не сводятся к одностороннему воздействию вышерасположенных фаций на нижерасположенные. Так, эрозионная сеть дренирует фации междуречий, понижая уровень грунтовых вод; микро- и мезоклиматическое влияние водоемов распространяется на прибрежные геосистемы; благодаря миграциям организмов осуществляется обмен между геосистемами, который не подчиняется законам гравитации.
Кроме элементарных геосистем — фаций различаются некоторые другие системы локального уровня, представляющие последовательные ступени интеграции фаций (геохоры по терминологии Э. Неефа и В. Б. Сочавы). Локальные геосистемы и их иерархические отношения подробнее рассматриваются при анализе морфологии ландшафта (см. гл. 3).