Дайте визначення наступних понять широтна зональність. Що таке широтна зональність та висотна поясність, у чому вони виражаються, приклади

Широтна зональність- закономірна зміна фізико-географічних процесів, компонентів та комплексів геосистем від екватора до полюсів.

Причини зональності

Первинна причина природної зональності – нерівномірний розподіл сонячної енергії по широті внаслідок кулястої форми Землі та зміни кута падіння сонячних променів на земну поверхню. Крім того, і від відстані до Сонця, а маса Землі впливає на здатність утримувати атмосферу, яка служить трансформатором і перерозподілом енергії.

Велике значення має нахил осі до площини екліптики, від цього залежить нерівномірність надходження сонячного тепла за сезонами, а добове обертання планети зумовлює відхилення повітряних мас. Результатом відмінності у розподілі променистої енергії Сонця є зональний радіаційний баланс земної поверхні. Нерівномірність надходження тепла впливає розташування повітряних мас, влагооборот і циркуляцію атмосфери.

Зональність виражається у середньорічному кількості тепла і вологи, а й у всередині річних змінах. Кліматична зональність відбивається на стоку та гідрологічному режимі, утворенні кори вивітрювання, заболочування. Великий вплив надає органічний світ, специфічні форми рельєфу. Однорідний склад та велика рухливість повітря згладжують зональні відмінності з висотою.

У кожній півкулі виділяють по 7 циркуляційних зон. Широтна зональність проявляється у Світовому океані.

Головна причина широтної зональності - зміна співвідношення тепла та вологи від екватора до полюсів.

Див. також

Напишіть відгук про статтю "Широтна зональність"

Література

• Докучаєв В. В.: Горизонтальні та вертикальні ґрунтові зони. СПб: тип. СПб. градоначальства, 1899. 28 с.
• Мільков Ф. Н., Гвоздецький Н. А.Фізична географія СРСР. Ч. 1. - М: Вища школа, 1986.

Уривок, що характеризує Широтна зональність

Широтна зональність

Під широтною (географічною, ландшафтною) зональністю мається на увазі закономірна зміна фізико-географічних процесів, компонентів та комплексів (геосистем) від екватора до полюсів.

Поясне розподіл сонячного тепла на земній поверхні визначає нерівномірне нагрівання (і щільність) атмосферного повітря. Нижні шари атмосфери (тропосфера) в тропіках сильно прогрівається від підстилаючої поверхні, а в приполярних широтах слабо. Тому над полюсами (до висоти 4 км) розташовуються області з підвищеним тиском, а у екватора (до 8-10 км) - тепле кільце зі зниженим тиском. За винятком приполярних та екваторіальних широт, на решті простору переважає західний перенесення повітря.

Найважливішими наслідками нерівномірного широтного розподілу тепла є зональність повітряних мас, циркуляція атмосфери та вологообіг. Під впливом нерівномірного нагріву, а також випаровування з підстилаючої поверхні формуються повітряні маси, що розрізняються за своїми температурними властивостями, вмістом вологи і щільності.

Виділяють чотири основні зональні типи повітряних мас:

1. Екваторіальні (теплі та вологі);

2. Тропічні (теплі та сухі);

3. Бореальні, або маси помірних широт (прохолодні та вологі);

4. Арктичні, а в південній півкулі антарктичні (холодні та відносно сухі).

Неоднакове нагрівання і внаслідок цього різна щільність повітряних мас (різний атмосферний тиск) викликають порушення термодинамічної рівноваги в тропосфері та переміщення (циркуляцію) повітряних мас.

Внаслідок відхиляючої дії обертання Землі у тропосфері утворюється кілька циркуляційних зон. Основні з них відповідають чотирьом зональним типам повітряних мас, тому в кожній півкулі їх виходить по чотири:

1. Екваторіальна зона, загальна для північної та південної півкуль (низький тиск, штилі, висхідні потоки повітря);

2. Тропічна (високий тиск, східні вітри);

3. Помірна (знижений тиск, західні вітри);

4. Полярна (знижений тиск, східні вітри).

Крім того, розрізняють по три перехідні зони:

1. Субарктичну;

2. Субтропічну;

3. Субекваторіальну.

У перехідних зонах типи циркуляції та повітряних мас змінюються за сезонами.

Із зональністю циркуляції атмосфери тісно пов'язана зональність вологообігу та зволоження. Це чітко проявляється у розподілі атмосферних опадів. Зональність розподілу опадів має свою специфіку, своєрідну ритмічність: три максимуми (головний - на екваторі та два другорядних у помірних широтах) та чотири мінімуми (у полярних та тропічних широтах).

Кількість опадів сама по собі не визначає умов зволоження чи вологозабезпеченості природних процесів та ландшафту загалом. У степовій зоні при 500 мм річних опадів ми говоримо про недостатнє зволоження, а в тундрі при 400 мм - надмірне. Щоб судити про зволоження, потрібно знати не тільки кількість вологи, що щорічно надходить у геосистему, але й кількість, яка необхідна для її оптимального функціонування. Найкращим показником потреби у волозі є випаровуваність, тобто кількість води, яка може випаруватися із земної поверхні в даних кліматичних умовах при припущенні, що запаси вологи не обмежені. Випаровуваність – величина теоретична. Її слід відрізняти від випаровування, т. е. вологи, що фактично випаровується, величина якої обмежена кількістю випадають опадів. На суші випаровування завжди менше випаровуваності.

Відношення річної кількості опадів до річної величини випаровування може бути показником кліматичного зволоження. Цей показник уперше запровадив Г. М. Висоцький. Ще 1905 р. він використав його для характеристики природних зон європейської Росії. Згодом Н. Н. Івановим були побудовані ізолінії цього відношення, яке назвали коефіцієнтом зволоження (К). Межі ландшафтних зон збігаються з певними значеннями К: у тайзі та тундрі він перевищує 1, у лісостепу дорівнює 1.0 – 0.6, у степу – 0.6 – 0.3, у напівпустелі 0.3 – 0.12, у пустелі – менше 0.12.

Зональність виражається у середньому річному кількості тепла і вологи, а й у їх режимі, т. е. у внутрішньорічних змінах. Загальновідомо, що екваторіальна зона відрізняється найбільш рівним температурним режимом, для помірних широт типові чотири термічні сезони і т.д. максимум, у середземноморській зоні - зимовий максимум, для помірних широт характерний рівномірний розподіл із літнім максимумом тощо.

Кліматична зональність знаходить відображення у всіх інших географічних явищах - у процесах стоку та гідрологічному режимі, у процесах заболочування та формування ґрунтових вод, утворення кори вивітрювання та ґрунтів, у міграції хімічних елементів, в органічному світі. Зональність виразно проявляється у поверхневій товщі океану (Ісаченко, 1991).

Широтна зональність витримана не скрізь – лише Росія, Канада та С. Африка.

Провінційність

Провінційністю називають зміни ландшафту всередині географічної зони під час руху від околиці материка до його внутрішньої частини. В основі провінційності лежать довго-кліматичні відмінності, як результат атмосферної циркуляції. Довготно-кліматичні відмінності, взаємодіючи з геолого-геоморфологічними особливостями території, знаходять свій відбиток у грунтах, рослинності та інших компонентах ландшафту. Дубовий лісостеп Російської рівнини і березовий лісостеп Західно-Сибірської низовини є виразом провінційних змін одного і того ж лісостепового типу ландшафту. Таким же виразом провінційних відмінностей лісостепового типу ландшафту є розчленована ярами Середньо-Руська височина і плоска, усеяна осиновими кущами Окско-Донська рівнина. У системі таксономічних одиниць провінційність найкраще розкривається через фізико-географічні країни та фізико-географічні провінції.

Секторність

Сектор географічний – довготний відрізок географічного поясу, своєрідність природи якого визначається довготно-кліматичними та геолого-ораграфічними внутрішньопоясними відмінностями.

Ландшафтно-географічні наслідки континентально-океанічної циркуляції повітряних мас надзвичайно різноманітні. Було помічено, що в міру віддалення від океанічних узбереж углиб материків відбувається закономірна зміна рослинних угруповань, тваринного населення, ґрунтових типів. Нині прийнято термін секторність. Секторність - така сама загальна географічна закономірність, як і зональність. Поміж ними помітна деяка аналогія. Однак якщо у широтно-зональній зміні природних явищ важливу роль відіграють як теплозабезпеченість, так і зволоження, то головним фактором секторності є зволоження. Запаси тепла змінюються по довготі менш істотно, хоча ці зміни грають певну роль диференціації фізико-географічних процесів.

Фізико-географічні сектори це великі регіональні одиниці, що сягають у напрямку близькому до меридіонального і змінюють один одного за довготою. Так, в Євразії налічується до семи секторів: вологий Приатлантичний, Помірно континентальний Східноєвропейський, різко континентальний Східно-Сибірсько-Центральноазіатський, Мусонний Притихоокеанський та три інші (переважно перехідні). У кожному секторі зональність набуває своєї специфіки. У приокеанічних секторах зональні контрасти згладжені, їм характерний лісовий спектр широтних зон від тайги до екваторіальних лісів. Континентальний спектр зон відрізняється переважним розвитком пустель, напівпустель, степів. У тайги особливі риси: багаторічна мерзлота, панування світлохвойних модринових лісів, відсутність підзолистих ґрунтів та ін.

Під широтною (географічною, ландшафтною) зональністю мається на увазі закономірна зміна різних процесів, явищ, окремих географічних компонентів та їх поєднань (систем, комплексів) від екватора до полюсів. Зональність в елементарній формі була відома ще вченим Стародавньої Греції, але перші кроки у науковій розробці теорії світової зональності пов'язані з ім'ям А. Гумбольдта, який на початку ХІХ ст. обґрунтував уявлення про кліматичні та фітогеографічні зони Землі. Наприкінці ХІХ ст. В. В. Докучаєв звів широтну (за його термінологією горизонтальну) зональність у ранг світового закону.

Для існування широтної зональності достатньо двох умов – наявності потоку сонячної радіації та кулястості Землі. Теоретично надходження цього потоку до земної поверхні зменшується від екватора до полюсів пропорційно косинусу широти (рис. 3). Однак на фактичну величину інсоляції, що надходить на земну поверхню, впливають і деякі інші фактори, що мають також астрономічну природу, зокрема відстань від Землі до Сонця. У міру віддалення від Сонця потік його променів стає слабкішим, і на досить далекій відстані різниця між полярними та екваторіальними широтами втрачає своє значення; так, на поверхні планети Плутон розрахункова температура близька до -230 °С. При надто великому наближенні до Сонця, навпаки, у всіх частинах планети виявляється занадто спекотно. В обох крайніх випадках неможливе існування води в рідкій фазі життя. Земля, таким чином, найбільш «вдало» розташована по відношенню до Сонця.

Нахил земної осі до площини екліптики (під кутом близько 66,5°) визначає нерівномірне надходження сонячної радіації за сезонами, що істотно ускладнює зональне розподілення.

Маса Землі також впливає на характер зональності, хоч і побічно: вона дозволяє планеті (на відміну, наприклад, від «ліг-

171 кой» Місяця) утримувати атмосферу, яка є важливим фактором трансформації та перерозподілу сонячної енергії.

При однорідному речовинному складі та відсутності нерівностей кількість сонячної радіації змінювалося б на земній поверхні строго по широті і було б однаковим на одній і тій же паралелі, незважаючи на ускладнення перерахованих астрономічних факторів. Але в складному та неоднорідному середовищі епігеосфери потік сонячної радіації перерозподіляється та зазнає різноманітних трансформацій, що веде до порушення його математично правильної зональності.

Оскільки сонячна енергія є практично єдиним джерелом фізичних, хімічних та біологічних процесів, що лежать в основі функціонування географічних компонентів, у цих компонентах неминуче має проявлятися широтна зональність. Однак ці прояви далеко не однозначні, і географічний механізм зональності виявляється досить складним.

Вже проходячи через товщу атмосфери, сонячні промені частково відбиваються, а також поглинаються хмарами. Внаслідок цього максимальна радіація, що приходить до земної поверхні, спостерігається не на екваторі, а в поясах обох півкуль між 20-ю та 30-ю паралелями, де атмосфера найбільш прозора для сонячних променів (рис. 3). Над сушею контрасти прозорості атмосфери значніші, ніж над Океаном, що знаходить свій відбиток у малюнку відповідних кривих. Криві широтного розподілу радіаційного балансу дещо більш згладжені, але добре видно, що поверхня Океану характеризується вищими цифрами, ніж суша. До найважливіших наслідків широтно-зонального розподілу сонячної енергії відносяться зональність повітряних мас, циркуляції атмосфери та вологообігу. Під впливом нерівномірного нагріву, а також випаровування з підстилаючої поверхні формуються чотири основні зональні типи повітряних мас: екваторіальні (теплі та вологі), тропічні (теплі та сухі), бореальні, або маси помірних широт (прохолодні та вологі), і арктичні, а в Південній півкулі антарктичні (холодні та відносно сухі).

Відмінність у щільності повітряних мас викликає порушення термодинамічної рівноваги у тропосфері та механічне переміщення (циркуляцію) повітряних мас. Теоретично (без урахування впливу обертання Землі навколо осі) повітряні потоки від нагрітих приекваторіальних широт мали підніматися вгору і розтікатися до полюсів, а звідти холодне і важче повітря поверталося б у приземному шарі до екватора. Але відхиляюча дія обертання планети (сила Коріоліса) вносить у цю схему істотні зміни. У результаті тропосфері утворюється кілька циркуляційних зон чи поясів. Для екватори-

172 ального поясу характерні низький атмосферний тиск, штилі, висхідні потоки повітря, для тропічних - високий тиск, вітри зі східної складової (пасати), для помірних - знижений тиск, західні вітри, для полярних - знижений тиск, вітри зі східної складової. Влітку (для відповідної півкулі) вся система циркуляції атмосфери зміщується до «свого» полюса, а взимку – до екватора. Тому в кожній півкулі утворюються три перехідні пояси - субекваторіальний, субтропічний і субарктичний (субантарктичний), у яких типи повітряних мас змінюються за сезонами. Завдяки циркуляції атмосфери зональні температурні відмінності на земній поверхні дещо згладжуються, однак у Північній півкулі, де площа суші значно більша, ніж у Південній, максимум теплозабезпеченості зрушений на північ, приблизно до 10 - 20° пн. ш. З найдавніших часів прийнято розрізняти на Землі п'ять теплових поясів: по два холодні і помірні і один спекотний. Однак такий поділ має суто умовний характер, він вкрай схематичний і географічне значення його невелике. Континуальний характер зміни температури повітря біля земної поверхні ускладнює розмежування теплових поясів. Тим не менш, використовуючи як комплексний індикатор широтно-зональну зміну основних типів ландшафтів, можна запропонувати наступний ряд теплових поясів, що змінюють один одного від полюсів до екватора:

1) полярні (арктичний та антарктичний);

2) субполярні (субарктичний та субантарктичний);

3) бореальні (холодно-помірні);

4) суббореальні (тепло-помірні);

5) до субтропічні;

6) субтропічні;

7) тропічні;

8) субекваторіальні;

9) екваторіальний.

Із зональністю циркуляції атмосфери тісно пов'язана зональність вологообігу та зволоження. У розподілі опадів по широті спостерігається своєрідна ритмічність: два максимуми (головний - на екваторі та другорядний у бореальних широтах) та два мінімуми (у тропічних та полярних широтах) (рис. 4). Кількість опадів, як відомо, ще не визначає умов зволоження та вологозабезпеченості ландшафтів. Для цього необхідно співвіднести кількість атмосферних опадів, що щорічно випадають, з тією кількістю, яка необхідна для оптимального функціонування природного комплексу. Найкращим інтегральним показником потреби у волозі служить величина випаровування, тобто граничного випаровування, теоретично можливого за даних кліматичних (і насамперед температур-

них) умовах. Г. М. Висоцький вперше використав ще 1905 р. зазначене співвідношення для характеристики природних зон Європейської Росії. Згодом Н. Н. Іванов незалежно від Г. М. Висоцького ввів у науку показник, який здобув популярність як коефіцієнт зволоженняВисоцького – Іванова:

К=г/Е,

де г- Річна сума опадів; Е- Річна величина випаровування 1 .

1 Для порівняльної характеристики атмосферного зволоження використовується також індекс сухості RfLr,запропонований М.І.Будико та А. А. Григор'євим: де R- Річний радіаційний баланс; L- прихована теплота випаровування; г- Річна сума опадів. За своїм фізичним змістом цей індекс близький до показника, зворотного ДоВисоцького-Іванова. Однак його застосування дає менш точні результати.

На рис. 4 видно, що широтні зміни опадів та випаровування не збігаються і значною мірою мають навіть протилежний характер. В результаті на широтній кривій Доу кожній півкулі (для суші) виділяються дві критичні точки, де Допереходить через 1. Величина К- 1 відповідає оптимуму атмосферного зволоження; при До> 1 зволоження стає надмірним, а при До< 1 – недостатнім. Таким чином, на поверхні суші в найзагальнішому вигляді можна виділити екваторіальний пояс надмірного зволоження, два симетрично розташованих по обидва боки від екватора пояса недостатнього зволоження в низьких та середніх широтах і два пояси надмірного зволоження у високих широтах (див. рис. 4). Зрозуміло, це сильно генералізована, середня картина, що не відображає, як ми побачимо надалі, поступових переходів між поясами та суттєвих довговічних відмінностей усередині них.

Інтенсивність багатьох фізико-географічних процесів залежить від співвідношення теготозабезпеченості та зволоження. Однак неважко помітити, що широтно-зональні зміни температурних умов та зволоження мають різну спрямованість. Якщо запаси сонячного тепла загалом наростають від полюсів до екватора (хоча максимум кілька зміщений у тропічні широти), крива зволоження має різко виражений хвилеподібний характер. Не торкаючись поки що способів кількісної оцінки співвідношення теплозабезпеченості та зволоження, намітимо найзагальніші закономірності зміни цього співвідношення по широті. Від полюсів приблизно до 50 паралелі збільшення теплозабезпеченості відбувається в умовах постійного надлишку вологи. Далі з наближенням до екватора збільшення запасів тепла супроводжується прогресуючим посиленням сухості, що призводить до частої зміни ландшафтних зон, найбільшого розмаїття та контрастності ландшафтів. І лише відносно неширокій смузі по обидва боки від екватора спостерігається поєднання великих запасів тепла з рясним зволоженням.

Для оцінки впливу клімату на зональність інших компонентів ландшафту та природного комплексу загалом важливо враховувати як середні річні величини показників тепло- і волого-забезпеченості, а й їх режим, тобто. внутрішньорічні зміни. Так, для помірних широт характерна сезонна контрастність термічних умов при відносно рівномірному внутрішньорічному розподілі опадів; у субекваторіальному поясі при невеликих сезонних відмінностях у температурних умовах різко виражений контраст між сухим та вологим сезонами тощо.

Кліматична зональність знаходить відображення у всіх інших географічних явищах - у процесах стоку та гідрологічному режимі, у процесах заболочування та формування ґрунтових

175 вод, утворення кори вивітрювання та ґрунтів, у міграції хімічних елементів, а також в органічному світі. Зональність виразно проявляється і в поверхневій товщі Світового океану. Особливо яскраве, певною мірою інтегральне вираження географічна зональність знаходить у рослинному покриві та ґрунтах.

Окремо слід сказати про зональність рельєфу та геологічного фундаменту ландшафту. У літературі можна зустріти висловлювання, ніби ці компоненти підкоряються закону зональності, тобто. азональні. Насамперед слід зазначити, що ділити географічні компоненти на зональні та азональні неправомірно, бо у кожному їх, як побачимо, виявляються впливу як зональних, і азональних закономірностей. Рельєф земної поверхні формується під впливом про ендогенних і екзогенних чинників. До перших відносяться тектонічні рухи та вулканізм, що мають азональну природу та створюють морфоструктурні риси рельєфу. Екзогенні фактори пов'язані з прямою або непрямою участю сонячної енергії та атмосферної вологи і скульптурні форми рельєфу, що створюються ними, розподіляються на Землі зонально. Досить нагадати про специфічні форми льодовикового рельєфу Арктики та Антарктики, термокарстові западини і пагорби пучення Субарктики, яри, балки і просадні западини степової зони, еолові форми і безстічні солончакові западини пустелі і т.д. У лісових ландшафтах потужний рослинний покрив стримує розвиток ерозії і зумовлює переважання «м'якого» рельєфу, що слабо розчленовується. Інтенсивність екзогенних геоморфологічних процесів, наприклад, ерозії, дефляції, карстоутворення, істотно залежить від широтно-зональних умов.

У будові земної кори також поєднуються азональні та зональні риси. Якщо вивержені породи мають, безумовно, азональне походження, то осадова товща формується під безпосереднім впливом клімату, життєдіяльності організмів, ґрунтоутворення і не може не носити на собі друку зональності.

Протягом геологічної історії осадоутворення (літогенез) неоднаково протікало у різних зонах. В Арктиці та Антарктиці, наприклад, накопичувався несортований уламковий матеріал (морена), у тайзі – торф, у пустелях – уламкові породи та солі. Для кожної конкретної геологічної епохи можна відновити картину зон того часу, і в кожній зоні будуть притаманні свої типи осадових порід. Однак упродовж геологічної історії система ландшафтних зон зазнавала неодноразових змін. Таким чином, на сучасну геологічну карту наклалися результати літогенезу.

176 геологічних періодів, коли зони були зовсім не такі, як зараз. Звідси зовнішня строкатість цієї карти та відсутність видимих ​​географічних закономірностей.

Зі сказаного випливає, що зональність не можна розглядати як простий відбиток сучасного клімату в земному просторі. Фактично, ландшафтні зони - це просторово-тимчасові утворення,вони мають свій вік, свою історію та мінливі як у часі, так і у просторі. Сучасна ландшафтна структура епігеосфери складалася в основному в кайнозої. Найбільшою давниною відрізняється екваторіальна зона, у міру видалення до полюсів зональність відчуває дедалі більшу мінливість, і вік сучасних зон зменшується.

Остання істотна перебудова світової системи зональності, що захопила здебільшого високі та помірні широти, пов'язана з материковими заледеніннями четвертинного періоду. Коливальні зсуви зон продовжуються тут і в льодовиковий час. Зокрема, за останні тисячоліття був, принаймні, один період, коли тайгова зона місцями просунулась до північної околиці Євразії. Зона тундри в сучасних межах виникла лише за наступним відступом тайги на південь. Причини подібних змін зон пов'язані з ритмами космічного походження.

Дія закону зональності найповніше позначається на порівняно тонкому контактному шарі епігеосфери, тобто. у власне ландшафтній сфері. У міру віддалення від поверхні суші та океану до зовнішніх меж епігеосфери вплив зональності слабшає, але не зникає остаточно. Непрямі прояви зональності спостерігаються на великих глибинах у літосфері, практично у всій стратисфері, тобто товщі осадових порід, про зв'язок яких із зональністю вже говорилося. Зональні відмінності у властивостях артезіанських вод, їх температурі, мінералізації, хімічному складі простежуються до глибини 1000 м і більше; горизонт прісних підземних вод у зонах надлишкового та достатнього зволоження може досягати потужності 200-300 і навіть 500 м, тоді як в аридних зонах потужність цього горизонту незначна або вона зовсім відсутня. На океанічному ложі зональність побічно проявляється у характері донних мулів, мають переважно органічне походження. Можна вважати, що закон зональності поширюється на всю тропосферу, оскільки її найважливіші властивості формуються під впливом субаеральної поверхні континентів та Світового океану.

У вітчизняній географії довгий час недооцінювалося значення закону зональності для життя людини та суспільного виробництва. Судження В.В.Докучаєва на цю тему розцінює-

177 як перебільшення і прояв географічного детермінізму. Територіальної диференціації населення і господарства притаманні свої закономірності, які можуть бути повністю зведені до дії природних чинників. Однак заперечувати вплив останніх на процеси, що відбуваються в людському суспільстві, було б грубою методологічною помилкою, що загрожує серйозними соціально-економічними наслідками, в чому нас переконує весь історичний досвід та сучасна дійсність.

Різні аспекти прояву закону широтної зональності у сфері соціально-економічних явищ докладніше розглядаються у гл. 4.

Закон зональності знаходить своє найповніше, комплексне вираження у зональній ландшафтної структурі Землі, тобто. у існуванні системи ландшафтні зони.Систему ландшафтних зон не слід уявляти у вигляді серії геометрично правильних суцільних смуг. Ще В. В. Докучаєв не мислив собі зони як ідеальної форми пояса, строго розмежовані по паралелях. Він підкреслював, що природа – не математика, і зональність – це лише схема чи закон.У міру подальшого дослідження ландшафтних зон виявилося, що деякі з них розірвані, одні зони (наприклад, зона широколистяних лісів) розвинені тільки в периферичних частинах материків, інші (пустелі, степи), навпаки, тяжіють до внутрішньоконтинентальних районів; межі зон більшою чи меншою мірою відхиляються від паралелей і місцями набувають напряму, близького до меридіонального; у горах широтні зони начебто зникають і заміщаються висотними поясами. Подібні факти дали привід у 30-ті роки. XX ст. деяким географам стверджувати, ніби широтна зональність - це зовсім не загальний закон, а лише окремий випадок, характерний для великих рівнин, і що її наукове та практичне значення перебільшено.

Насправді ж різного роду порушення зональності не спростовують її універсального значення, лише говорять у тому, що вона проявляється неоднаково різних умовах. Будь-який природний закон по-різному діє у різних умовах. Це стосується й таких найпростіших фізичних констант, як точка замерзання води чи величина прискорення сили тяжкості: вони порушуються лише за умов лабораторного експерименту. В епігеосфері одночасно діє багато природних законів. Факти, здавалося б не укладаються в теоретичну модель зональності з її суворо широтними суцільними зонами, свідчать, що зональність - єдина географічна закономірність і лише нею неможливо пояснити всю складну природу територіальної фізико-географічної диференціації.

178 максимуми тиску. У помірних широтах Євразії відмінності у середніх січневих температурах повітря на західній периферії материка та в його внутрішній континентальній частині перевищують 40 °С. Влітку в глибині материків тепліше, ніж на периферії, але відмінності не такі великі. Узагальнене уявлення про рівень океанічного впливу на температурний режим материків дають показники континентальності клімату. Існують різні способи розрахунку таких показників, що ґрунтуються на обліку річної амплітуди середніх місячних температур. Найбільш вдалий показник, що враховує як річну амплітуду температур повітря, а й добову, і навіть недолік відносної вологості в сухий місяць і широту пункту, запропонував М.М.Іванов в 1959 р. Прийнявши середнє планетарне значення показника за 100%, вчений розбив весь ряд величин, отриманих ним для різних пунктів земної кулі, на десять поясів континентальності (у дужках цифри наведено у відсотках):

1) вкрай океанічний (менше 48);

2) океанічний (48 – 56);

3) помірно-океанічний (57 – 68);

4) морський (69 – 82);

5) слабо-морський (83-100);

6) слабко-континентальний (100-121);

7) помірно континентальний (122-146);

8) континентальний (147-177);

9) різко континентальний (178 – 214);

10) вкрай континентальний (понад 214).

На схемі узагальненого континенту (рис. 5) пояси континентальності клімату розташовуються у вигляді концентричних смуг неправильної форми навколо континентальних ядер у кожній півкулі. Неважко помітити, що майже на всіх широтах континентальність змінюється в широких межах.

Близько 36 % атмосферних опадів, що випадають поверхню суші, мають океанічне походження. У міру просування в глиб суші морські повітряні маси втрачають вологу, залишаючи більшість її на периферії материків, особливо на звернених до Океану схилах гірських хребтів. Найбільша довготна контрастність у кількості опадів спостерігається в тропічних і субтропічних широтах: рясні мусонні дощі на східній периферії материків і крайня аридність в центральних, а частково і в західних областях, що піддаються впливу континентального пасату. Цей контраст погіршується тим, що у тому напрямі різко зростає випаровуваність. В результаті на притихоокеанській периферії тропіків Євразії коефіцієнт зволоження досягає 2,0 - 3,0, тоді як на більшій частині простору тропічного пояса він не перевищує 0,05,

181 фізико-географічне районування Землі він розділив усі материки на три довготних сектора- західний, східний та центральний і вперше зазначив, що кожен сектор відрізняється властивим йому набором широтних зон. Втім, попередником А. І. Яунпутніня слід вважати англійського географа А. Дж. Гербертсона, який ще 1905 р. розділив сушу на природні пояси й у кожному їх виділив по три довготних відрізка - західний, східний і центральний.

При подальшому глибшому вивченні закономірності, яку стало прийнятим називати довготною секторністю, або просто секторністю,виявилося, що тричленне секторне розподіл усієї суші надто схематично і не відображає всієї складності цього явища. Секторна структура материків має ясно виражений асиметричний характер і неоднакова у різних широтних поясах. Так, у тропічних широтах, як було зазначено, чітко намічається двочленна структура, у якій домінує континентальний сектор, а західний редукований. У полярних широтах секторні фізико-географічні відмінності виявляються слабко внаслідок панування досить однорідних повітряних мас, низьких температур та надмірного зволоження. У бо-реальном поясі Євразії, де суша має найбільше (майже на 200°) протяг по довготі, навпаки, як добре виражені всі три сектори, а й виникає необхідність встановити додаткові, перехідні щаблі між ними.

Першу детальну схему секторного поділу суші, реалізовану на картах Фізико-географічного атласу світу (1964), розробила Є. Н. Лукашова. У цій схемі шість фізико-географічних (ландшафтних) секторів. Використання як критерії секторної диференціації кількісних показників - коефіцієнтів зволоження та континентальне™, а як комплексний індикатор - меж поширення зональних типів ландшафтів дозволило деталізувати та уточнити схему Є. Н.Лукашової.

Тут підійдемо до суттєвого питання про співвідношення між зональністю та секторністю. Але попередньо необхідно звернути увагу на певну двоїстість у вживанні термінів зонаі сектор.У широкому значенні ці терміни використовуються як збірні, по суті типологічні поняття. Так, кажучи «зона пустель» або «зона степів» (в однині), часто мають на увазі всю сукупність територіально роз'єднаних площ з однотипними зональними ландшафтами, які розкидані в різних півкулях, різних материках і в різних секторах останніх. Отже, у разі зона не мислиться як єдиний цілісний територіальний блок, чи регіон, тобто. неспроможна розглядатися як об'єкт районування. Але разом з тим ті ж тер-

182 міни можуть належати до конкретних, цілісних територіально відокремлених виділів, що відповідають уявленню про регіон, наприклад Зона пустель Центральної Азії, Зона степів Західного Сибіру.І тут мають справу з об'єктами (таксонами) районування. Так само ми маємо право говорити, наприклад, про «західний приокеанічний сектор» у найширшому розумінні слова як про глобальний феномен, що об'єднує ряд конкретних територіальних ділянок на різних континентах - у приатлантичній частині Західної Європи та приатлантичній частині Сахари, вздовж тихоокеанських схилів. гір і т.д. Кожна подібна ділянка суші є самостійним регіоном, але всі вони є аналогами і також називаються секторами, проте розуміються у вужчому значенні слова.

Зону і сектор у сенсі слова, має явно типологічний відтінок, слід трактувати як загальне ім'я і відповідно писати їх назви з малої літери, тоді як самі терміни у вузькому (т. е. регіональному) сенсі і що входять до складу власного географічного назви, - з великою. Можливі варіанти, наприклад: Західно-Європейський приатлантичний сектор замість Пріатлантичний сектор Західної Європи; Євроазіатська степова зона замість Степова зона Євразії (або Зона степів Євразії).

Між зональністю та секторністю існують складні співвідношення. Секторна диференціація значною мірою визначає специфічні прояви закону зональності. Довготні сектори (в широкому розумінні), як правило, витягнуті навхрест простягання широтних зон. При переході з одного сектора в інший кожна ландшафтна зона зазнає більш менш істотну трансформацію, а для деяких зон кордону секторів виявляються і зовсім непереборними бар'єрами, так що їх поширення обмежено суворо певними секторами. Наприклад, середземноморська зона приурочена до західного приокеанічного сектора, а субтропічна вологолісна - до східного приокеанічного (табл. 2 та рис. б) 1 . Причини таких аномалій, що здаються, слід шукати в зонально-секторних законах.

1 На рис. 6 (як і на рис. 5) всі континенти зібрані воєдино у суворій відповідності до розподілу суші по широті, з дотриманням лінійного масштабу по всіх паралелях і осьовому меридіану, тобто в рівновеликій проекції Сансона. Тим самим передається дійсне співвідношення всіх контурів площами. Аналогічна, широко відома схема, що увійшла до підручників, Є. Н. Лукашової та А. М. Рябчикова побудована без дотримання масштабу і тому спотворює пропорції між широтною та довготною протяжністю умовного масиву суші та площеві співвідношення між окремими контурами. Істота запропонованої моделі точніше виражається терміном узагальнений континентзамість часто вживаного ідеальний континент.

Основними критеріями для діагностики ландшафтних зон є об'єктивні показники теплозабезпечення та зволоження. Експериментальним шляхом встановлено, що серед безлічі можливих показників для нашої мети найбільш прийнятно-

ти, кожен такий ряд зон-аналогів вкладається у певний інтервал величин прийнятого показника теплозабезпеченості. Так, зони суббореального ряду лежать в інтервалі суми температур 2200-4000 °С, субтропічного - 5000 - 8000 °С. У межах прийнятої шкали менш чіткі термічні відмінності спостерігаються між зонами тропічного, субекваторіального та екваторіального поясів, але це цілком закономірно, оскільки в даному випадку визначальним фактором зональної диференціації є теплозабезпечення, а зволоження 1 .

Якщо ряди зон-аналогів з теплозабезпеченості загалом збігаються з широтними поясами, то ряди зволоження мають складнішу природу, укладаючи у собі дві складових - зональну і секторну, й у територіальної зміні відсутня односпрямованість. Відмінності в атмосферному зволоженні обумовле-

1 В силу зазначеної обставини, а також внаслідок нестачі надійних даних у табл. 2 та на рис. 7 і 8 тропічний і субекваторіальний пояси об'єднані і зони-аналоги, що відносяться до них, не розмежовані.

187 ловлені як зональними факторами при переході від одного широтного пояса до іншого, так і секторними, тобто довготривалою адвекцією вологи. Тому формування зон-аналогів по зволоженню в одних випадках пов'язано переважно з зональністю (зокрема, тайгової та екваторіальної лісової у гумідному ряду), в інших – секторністю (наприклад, субтропічною вологолісною в тому ж ряду), а в третіх – збігаючим ефектом обох закономірностей. До останньої нагоди можна віднести зони субекваторіальних змінновологих лісів та лісосування.

Можу на прикладі показати, що таке широтна зональність, бо нема нічого простішого! Наскільки мені пам'ятається, цю тему ми всі мали проходити в 7-му або точно в 8-му класі на уроці географії. Пожвавити спогади ніколи не пізно, і ви самі зрозумієте, як це легко зрозуміти!

Найпростіший приклад широтної зональності

Торік у травні я з другом була в Барнаулі, і ми звернули увагу на берези з молодими листочками. Та й загалом навколо було багато зеленої рослинності. Коли ж ми повернулися в Панкрушиху (Алтайський край), побачили, що біля беріз у цьому селі тільки-но почали розпускатися нирки! Адже Панкрушиха віддалена від Барнаула лише приблизно на 300 км.

Зробивши нехитрі розрахунки, ми з'ясували, що село наше всього на 53,5 км знаходиться на північ від Барнаула, але різниця у швидкості вегетації можна помітити навіть неозброєним оком! Здавалося б, така невелика відстань між населеними пунктами, але відставання у рості листя становить приблизно 2 тижні.

Сонце та широтна зональність

Наша земна кулька має широту і довготу - так уже домовилися вчені. На різних широтах тепло розподіляється нерівномірно, це призводить до формування природних зон, що відрізняються таким:

• кліматом;
• різноманітністю тварин та рослин;
• вологістю та іншими факторами.

Зрозуміти, що таке широка зональність, просто, якщо врахувати 2 факти. Земля - ​​це куля, і сонячні промені у зв'язку з цим не можуть висвітлювати її поверхню рівномірно. Ближче до північного полюса кут падіння променів стає таким маленьким, що можна спостерігати вічну мерзлоту.

Зональність підводного світу

Мало хто про це знає, але зональність в океані теж присутня. Приблизно на глибині до двох кілометрів вченим вдалося зафіксувати зміну природних зон, але ідеальна глибина для вивчення – не більше 150 м. Зміна зон проявляється у ступені солоності води, коливанні температур, різновиді морських риб та інших органічних істот. Цікаво, але пояси в океані мало чим відрізняються від тих, що на Землі!

Ландшафтна зональність– закономірна зміна фізико-географічних процесів, компонентів та геосистем від екватора до полюсів.

Причина: нерівномірний розподіл короткохвильової сонячної радіації внаслідок кулястості Землі та нахилу її орбіти. Найсильніше зональність проявляється у зміні лімату, рослинності, тваринного світу, ґрунтів. Менш контрастні ці зміни у ґрунтових водах та літогенній основі.

Виражається насамперед у середньорічній кількості тепла та вологи на різних широтах. По-перше, це різний розподіл радіаційного балансу земної поверхні. Максимум – на 20 і 30 широтах, оскільки там найменша хмарність на відміну від екватора. Звідси випливає нерівномірний широтний розподіл повітряних мас, циркуляції атмосфери та вологообігу.

Зональні типи ландшафтів – це ландшафти, сформовані в автономних умовах (плакорних, елювіальних), тобто під впливом атмосферного зволоження та зональних температурних умов.

Зони стоку:

екваторіальна зона рясного стоку.

Тропічні зони

Субтропічні

Помірні

Субполярні

Полярні

20. Географічна секторність та її вплив на регіональні ландшафтні структури.

Закон секторності(інакше закон азональності , або провінційності , або меридіональності ) - закономірність диференціації рослинного покриву Землі під впливом наступних причин: розподілом суші і моря, рельєфом зеленої поверхні та складом гірських порід.

Закон секторності є доповненням закону географічної зональності, який розглядає закономірності розподілу рослинності (ландшафтів) під впливом розподілу сонячної енергії поверхнею Землі залежно від сонячної радіації, що надходить, залежно від широти. Закон азональності розглядає вплив перерозподілу енергії сонця, що надійшла, у вигляді зміни кліматичних факторів при просуванні в глиб материків (так зване наростання континентальності клімату) або океанів, - характер і розподіл опадів, кількість сонячних днів, середньомісячні температури та інше.

Секторність океанів.Виражається у розподілі:

Річкового стоку (розпресування океанічних вод).

Надходження зважених речовин, біогенів.

Солоність вод, обумовлених випаровуванням з поверхні океанів.

та інших показників. В цілому, спостерігається суттєве збіднення океанічних вод у глибині океанів, так звані океанічні пустелі.

На материках закон секторності виявляється у:

Циркумокеанічної зональності, яка може бути кількох видів:

а) симетричної – океанічний вплив проявляється з однаковою силою та протяжністю з усіх боків материка (Австралія);

б) асиметричною – де превалює вплив Атлантичного океану (як наслідок західного перенесення), як на півночі Євразії;

в) змішаної.

Наростання континентальності у міру просування в глиб материка.

21. Висотна поясність як чинник ландшафтної диференціації.

Висотна поясність –частина вертикальної зональності природних процесів та явищ, що відноситься лише до гор. Зміна природних зон у горах від підніжжя до вершини.

Причина – зміна теплового балансу із висотою. Величина сонячної радіації з висотою збільшується, але випромінювання земної поверхні зростає ще швидше, у результаті радіаційний баланс падає, температура теж падає. Градієнт тут вищий, ніж у широтній зональності.

З падінням температури вологість падає також. Спостерігається бар'єрний ефект: дощові хмари підходять до навітряних схилів, піднімаються, конденсуються та випадають опади. В результаті вже сухе і невологі повітря перевалюється через гору (до підвітреного схилу).

Кожній рівнинній зоні притаманний свій тип висотної поясності. Але це лише зовні і не завжди, є безаналогові – альпійські луки, холодні пустелі Тибету та Паміру. З наближенням до екватора можлива кількість цих типів збільшується.

Приклади: Урал – тундра та пояс Гольцов. Гімалаї субтропічний ліс, хвойний ліс, бореальний хвойний ліс, тундра. + Можливий вічний сніг.

Відмінність від зон: розрідженість повітря, циркуляція атмосфери, сезонні коливання температур та тисків, геоморфологічні процеси.