Вход

Специфика пространственно-временной организации географических систем

Реферат по географии, экономической географии
Дата добавления: 23 января 2002
Язык реферата: Русский
Word, rtf, 4.2 Мб
Реферат можно скачать бесплатно
Скачать
Данная работа не подходит - план Б:
Создаете заказ
Выбираете исполнителя
Готовый результат
Исполнители предлагают свои условия
Автор работает
Заказать
Не подходит данная работа?
Вы можете заказать написание любой учебной работы на любую тему.
Заказать новую работу
СПЕЦИФИКА ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННОЙ ОРГАНИЗАЦИИ ГЕОГРАФИЧЕСКИХ СИСТ ЕМ ВВЕДЕНИЕ Учение о географических системах (геосистемах ) является одним из главных фундаментальных достижений географической науки . Оно по-прежнему активно продолжает разрабатываться и обсуждаться . Поскольку это учение имеет не только глубокий теоретиче ский смысл в качестве ключевого базиса для целенаправленного накопления и систематизации фактического материала с целью получения нового знания . Велика и его практическая значимость , так как именно такой системный подход к рассмотрению инфраструктуры геог р афических объектов лежит в основе географического районирования территорий , без которого невозможно выявлять и решать ни локально , а тем более глобально , какие-либо проблемы , касающиеся в той или иной мере взаимодействия человека , общества и природы : ни э к ологические , ни природопользования , ни вообще оптимизации взаимоотношений человечества и природной среды . Географическая оболочка - среда обитания человека и объект исследования географов - находится в зоне динамического соприкосновения и взаимодействия э ндогенных , экзогенных и космических процессов , разных геосфер : литосферы , биосферы , гидросферы , атмосферы . В чем состоит на этом фоне специфика геосистем , чем определяется их целостность , функционирование , динамика , эволюция , и как результат - их простран с твенно-временная организация ? На рассмотрение этого круга вопросов в ракурсе современных представлений и нацелен настоящий реферат. РАЗДЕЛ 1. ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ СИСТЕМЫ (ГЕОСИСТЕМЫ ) И ИХ ОСНОВНЫЕ СВОЙСТВА Географами уже давно было замечено , что природные ком поненты , составляющие естественную среду жизни человека , находятся в зависимости один от другого и в своем размещении по земной поверхности образуют взаимосвязанные территориальные сочетания . В географической литературе эти сочетания описывались под разны м и названиями : типы , или роды , местностей , ландшафты , природные территориальные комплексы , географические комплексы , геокомплексы , геосистемы. В реальности подобных территориальных комплексов , или систем , легко убедиться , пересекая любую территорию по каком у-либо направлению , т.е . по линии профиля . Так , перемещаясь с севера на юг , можно проследить , как вслед за изменениями климата происходит постепенная , но вполне согласованная , закономерная зональная смена условий общей обводненности территории , характерны х форм рельефа , почв растительности и животного мир. Чтобы заметить тесную взаимную пространственную приуроченность перечисленных компонентов и реальность образуемых ими сочетаний , вовсе не обязательно проделывать маршруты в сотни и тысячи километров по мер идиану . Наглядное представление о географических комплексах может дать небольшой профиль , проложенный от речной долины к ближайшему водоразделу . Именно такие профили ввели в практику географических исследований ученики В . В . Докучаева Г . И . Танфильев (185 7 -1928), Г . Ф . Морозов (1867-1920) и Г . Н . Высоцкий (1865-1940) около ста лет назад . В качестве удачного примере можно привести комплексный профиль участка лесостепи из знаменитой книги Г . Ф . Морозова “Учение о лесе” , впервые изданной в 1920 году (рис . 1). Этот профиль сопровождается планом , так что в совокупности получается как бы объемное трехмерное представление сравнительно небольшого пространства , отчетливо дифференцированного на последовательно сменяющие друг друга комплексы . Каждый из девяти комплекс о в отличается своим положением в рельефе , материнской породой , почвой , растительностью . Если бы по этому профилю проводились наблюдения , над микроклиматом , уровнем грунтовых вод и другими природными явлениями , то в них непременно обнаружились бы различия п о участкам профиля. Географические компоненты взаимосвязаны не только в пространстве , но и во времени : их развитие происходит сопряженно . Так , колебания климата вызывают изменения органического мира , уровня озер , водности рек , характера почв и даже рельефа. Поднятия и опускания земной коры влекут за собой перемены в климате , водном режиме , что , в свою очередь , неизбежно вызовет перестройку биоценозов , почв и географических комплексов в целом . Правда , перемены скажутся не сразу , поскольку каждому компоненту п рисуща большая или меньшая инерционность , и нужно время , чтобы они снова пришли в соответствие между собой. Таким образом , географический комплекс (или геосистема ) представляет собой определенную целостность не только в пространстве , но и во времени , и его можно определить как пространственно-временную систему географических компонентов , взаимообусловленных в своем размещении и развивающихся как единое целое. Что касается терминологии , то в настоящее время в географической литературе употребляются как синонимы природный территориальный комплекс (ПТК ), геокомплекс и геосистема . Последний термин , предложенный в 1963 г . В . Б . Сочавой , представляется наиболее удачным. К геосис темам относятся и такие сложные обширные системы , как ландшафтные (природные ) зоны (например , тундра , тайга , лесостепь ), и относительно простые образования , наподобие показанных на рисунке 1 (болота , дюнные холмы с сосняками и т . п .). Нужно , следовательно, различать уровни организации геосистем . Здесь мы укажем пока только три главных уровня геосистемной иерархии : глобальный (иначе - планетарный ), региональный и локальный . Глобальный уровень представлен на Земле в единственном числе , а именно - географическ ой оболочкой , которую короче называют эпигеосферой . Геосистемы регионального уровня - это крупные структурные части эпигеосферы , в том числе ландшафтные зоны , а также секторы , провинции , ландшафты и некоторые другие . Наконец , к геосистемам локального уров н я относят наиболее простые комплексы , из которых построены региональные геосистемы . Именно к этому уровню принадлежат выделы профиля (урочища ), изображенного на рисунке 1. Чем выше ранг геосистемы , тем сложнее ее строение , которое раскрывается через харак тер сочетания подчиненных систем низших рангов . И чем ниже ранг , тем проще устроена геосистема , тем она однороднее . Последовательно спускаясь “сверху вниз” по таксономической лестнице геосистем , мы в конечном счете придем к последней ступени - к однородно й , географически далее неделимой единице - так называемой фации. При всем разнообразии уровней строения геосистем все они обладают некоторыми общими свойствами , которые выделяют их среди множества других систем объективной действительности (физических , биол огических , социальных и др .) и определяют их “географичность” . Первое свойство всякой геосистемы - ее целостность . Систему нельзя свести к сумме ее частей - компонентов . Из взаимодействия компонентов возникает нечто качественно новое , например , способность продуцировать биомассу . “Продуктом” геосистемы , т.е . результатом ее функционирования как единого сложного механизма , служит почва - новый компонент , который не мог бы образоваться от механического сложения воды , материнской породы и органической массы , - именно целостность геосистемы порождает почву. Целостность геосистемы проявляется в ее относительной автономности и устойчивости к внешним воздействиям , в наличии естественных границ , упорядоченности структуры . Геосистема , конечно , не изолирована от внешне й среды , ее пронизывают потоки энергии и вещества , поступающие извне . Но внутренние связи геосистемы более тесные , чем внешние . В ней происходят непрерывный обмен и превращение энергии и вещества . Всю совокупность процессов перемещения и трансформации эне р гии и вещества в геосистеме можно назвать ее функционированием . Оно слагается из поглощения и трансформации солнечной энергии , влагооборота , геохимического круговорота , биологического метаболизма и механического перемещения вещества под действием силы тяже сти. Структура геосистемы определяется как ее пространственно-временная организация или упорядоченность взаимного расположения и соединения отдельных частей . В геосистемах различают структуру вертикальную (или радиальную ) и горизонтальную (или латеральную ). Первая выражается в ярусном , т.е . упорядоченном в соответствии с законом всемирного тяготения , расположении компонентов , которые связаны вертикальной же системой вещественно-энергетических потоков . Примерами вертикальных системообразующих потоков могут с лужить выпадение атмосферных осадков , их фильтрация в почву и грунтовые воды , поднятие водных растворов по капиллярам почвы и материнской породы и по сосудам растений , испарение с почвы , транспирация . Под горизонтальной структурой геосистемы подразумевают упорядоченное расположение геосистем низших рангов внутри системы более высокого ранга , например урочищ в пределах ландшафта , как это показано на рисунке 1. В данном случае упорядоченное расположение локальных геосистем (урочищ ) определяется рельефом . Ре л ьеф же направляет и основные латеральные потоки : водный (склоновый ) сток , а вместе с ним - перенос твердых частиц и вещества в растворенном виде , стекание холодного воздуха по склонам. Помимо пространственной упорядоченности геосистемам присуща и временная упорядоченность структурных частей . Достаточно вспомнить о снежном покрове - это специфически временной компонент , который регулярно появляется и исчезает во многих геосистемах в холодное время года . Зеленая масса растений , напротив , появляется и “работа е т” (т.е . участвует в функционировании ) в геосистемах высоких и умеренных широт лишь в теплое время года . Таким образом , всякой геосистеме свойственен закономерный набор состояний , ритмически сменяющихся в годичном цикле . Один год - это характерное время ге осистемы , или время ее выявления. Отсюда мы подходим к понятию динамика геосистемы . Под динамикой имеются в виду такие изменения геосистемы , которые имеют обратимый характер и не приводят к перестройке ее структуры . Это прежде всего циклическая смена состо яний (сезонных , суточных ), а кроме того , восстановительные смены , возникающие после нарушения геосистемы внешними факторами , в том числе и хозяйственным воздействием (например , вырубкой леса , распашкой ). Динамические изменения свидетельствуют о способност и геосистемы возвращаться к исходному состоянию (пока действие внешних возмущающих факторов не перешло некоторого критического порога ), т.е . ее устойчивости . Устойчивость и изменчивость - два важных качества геосистемы , находящиеся в диалектическом единстве. От динамики следует отличать эволюционные изменения , или развитие геосистем . Развитие - направленные (необратимые ) изменения , приводящие к коренной перестройке структуры , т.е . к появлению новой геосистемы (например , вследствие глобальных изменений климат а , интенсивных тектонических движений и ряда других причин ). Эволюционные изменения присущи всем геосистемам . Перестройка локальных геосистем может происходить на глазах человека , о чем свидетельствуют такие процессы , как зарастание озер , заболачивание ле с ов , возникновение оврагов . Время трансформации систем регионального уровня измеряется геологическими масштабами (по меньшей мере , тысячелетиями и даже миллионами лет ). Перестройка всей географической оболочки , естественно , требует наиболее длительных срок о в. РАЗДЕЛ 2. ОСОБЕННОСТИ ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННОЙ ОРГАНИЗАЦИИ ГЕОСИСТЕМ 2.1. Геосистема высшего ранга : географическая оболочка (эпигеосфера ) Географическая оболочка впервые была определена П . И . Броуновым еще в 1910 г . как “наружная оболочка Земли” . Это наиболее сложная часть нашей планеты , где соприкасаются и взаимопроникают атмосфера , гидросфера и литосфера . Только здесь возможно одновременное и устойчивое существование вещества в твердом , жидком и газообразном состояниях . В этой оболочке происходит п о глощение , превращение и накопление лучистой энергии Солнца ; только в ее пределах стало возможным возникновение и распространение жизни , которая , в свою очередь , явилась мощным фактором дальнейшего преобразования и усложнения эпигеосферы . Наконец , внутри э т ой оболочки появился человек , для которого она стала географической средой - средой обитания и преобразовательной хозяйственной деятельности. Эпигеосфера не имеет резких границ , она открыта воздействиям как из Космоса , таки из глубинных толщ планеты , в кот орые постепенно и переходит . Верхние пределы эпигеосферы обычно проводят по тропопаузе - пограничному слою между тропосферой и стратосферой , лежащему в среднем на высоте 10-12 км от уровня Океана . Ниже этой границы свойства воздушной оболочки в значительн о й мере определяются влиянием подстилающей поверхности суши и Океана , откуда поступают тепло и влага , а также твердые частицы и живое вещество (бактерии , споры и пыльца растений и др .). Более спорны нижние границы эпигеосферы , во всяком случае , они лежат не глубже 3-5 км , куда еще проникают газы атмосферы , вода в жидком состоянии (правда , в виде очень горячих и сильно минерализованных растворов ) и некоторые бактерии . Гидросфера полностью входит в географическую оболочку - вплоть до самых больших глубин (11 к м ), где обнаружены живые существа (бактерии ). Целостность эпигеосферы определяется взаимообусловленностью ее компонентов , непрерывным вещественно-энергетическим обменом между ними , который по своей интенсивности значительно превосходит обмен между эпигеосф ерой в целом , с одной стороны , и открытым Космосом и глубинными толщами планеты - с другой. Структура эпигеосферы чрезвычайно сложна , причем четко выражены как ее вертикальная , так и горизонтальная составляющие . Три основных структурных блока - тропосфера, гидросфера и осадочная оболочка земной коры (стратисфера ) - расположены в виде ярусов в соответствии с их плотностью . Четвертый блок (компонент ) - биосфера как совокупность всех организмов - не образует самостоятельной оболочки , а пронизывает все три гла в ных яруса . При этом живое вещество в основном сосредоточено в зонах непосредственного контакта трех неорганических сфер , образуя , по выражению В . И . Вернадского , “пленки жизни” . Таких “пленок” , а по существу внутренних контактных структурных ярусов эпигео с феры , получается три : на стыках атмосферы - литосферы , атмосферы - гидросферы (точнее - Мирового океана , или океаносферы ) и океаносферы - литосферы (рис . 2). Наибольшей с ложностью выделяется контактный слой , или сфера наземных ландшафтов (иногда называемая ландшафтной оболочкой ), включающая поверхностную толщу земной коры - зону гипергенеза мощностью в десятки или сотни метров (максимум до 500-800 м ) и приземный слой троп о сферы до высоты 30-50 м , пронизанный наземными частями растительного покрова . В сущности , эта структурная единица географической оболочки формируется на контакте всех трех неорганических сфер , поскольку и гидросфера широко представлена здесь разнообразным и скоплениями поверхностных и подземных вод . Здесь же сосредоточена подавляющая часть (не менее 99%) живого вещества Земли . В этой тонкой “пленке жизни” находятся основные механизмы трансформации вещества и энергии Земли , это своего рода “главная кухня” эп и геосферы , непрерывно поглощающая и преобразующая солнечную энергию ; здесь интенсивно протекают процессы влагообмена , миграции химических элементов , разрушения горных пород , переноса и аккумуляции рыхлых наносов , биологического синтеза и разложения , формир о вания почв , различных форм рельефа и т . д. Сфере наземных ландшафтов присуща пестрота и контрастность от места к месту , т.е . ярко выраженная латеральная структура : эта сфера слагается из множества геосистем регионального и локального порядков , о чем будет рассказано ниже. Второй контактный ярус приурочен к зоне непосредственного взаимопроникновения и взаимодействия гидросферы и тропосферы , в нее входят поверхностная толща Мирового океана (на глубину до 150-200 м ) и примыкающий к нему подводный слой тропосфе ры . Газы тропосферы проникают в водную толщу , движение воздушных масс способствует ее интенсивному перемешиванию . Благодаря проникновению солнечных лучей поверхностный слой Океана заселен зелеными растениями , хотя плотность их (на единицу площади ) значите л ьно меньше , чем на поверхности суши . Эта “пленка” является аналогом сферы наземных ландшафтов , и ее можно назвать сферой океанистических ландшафтов . Здесь наблюдается также латеральная дифференциация (в данном случае ее можно без натяжек считать горизонта л ьной , так как поверхность Океана , в отличие от суши , действительно горизонтальна ) и формируются особые геосистемы , но не наблюдается такой пестроты и контрастности , как на суше. Наконец , третий контактный ярус эпигеосферы - это сфера подводных ландшафтов . Она включает океанистическое дно вместе с придонным слоем водной толщи Мирового океана . Здесь при большом участии остатков водных организмов формируются донные илы - аналог почвы . Хорошо выражена латеральная дифференциация , особенно на шельфе , где обильно е поступление вещества с суши в сочетании с солнечным освещением и интенсивным перемешиванием создает благоприятные условия для развития водорослей и различных беспозвоночных . Функционирование эпигеосферы осуществляется за счет энергии , приходящей в основн ом извне , и прежде всего лучистой энергии Солнца . Тепловой поток из глубин Земли эквивалентен всего лишь 0.02-0.03% потока солнечной энергии . Кроме того эпигеосфера обладает большими запасами потенциальной энергии , накопленной за счет тектонических процес с ов и равной примерно половине ежегодно приходящего к Земле потока электромагнитного излучения Солнца . Эта энергия реализуется (превращается в кинетическую ) при денудации , т.е . перемещении твердых масс обломочного материала (обвалы , оползни и др .). Запас э н ергии иного рода - потенциальной химической - накоплен в осадочной толще организмами за всю историю их существования и в настоящее время расточительно расходуется человечеством . Поглощенная солнечная радиация расходуется главным образом на нагревание пове рхности Земли и океанов (при этом между тремя главными блоками эпигеосферы происходит сложнейший обмен ) и на испарение влаги с поверхности Мирового океана и материков . Эти энергетические взаимодействия стимулируют интенсивный круговорот веществ , который , п режде всего , проявляется в наиболее подвижных средах - воздушной и водной. В силу неравномерного нагрева подстилающей (субаэральной ) поверхности на разных широтах , а также на суше и на океанах атмосфера получает в различных регионах неодинаковое количество тепла . По этой причине над подстилающей поверхностью образуются воздушные массы с разной плотностью (атмосферным давлением ), нарушается термодинамическое равновесие в тропосфере и происходит перемещение (циркуляция ) воздушных масс. Аналогичные явления наб людаются и в поверхностной толще Мирового океана , но главным фактором циркуляции водных масс и образования системы морских течений оказывается ветер , т.е . циркуляция воздушных масс. Круговорот вещества в эпигеосфере не ограничивается его механическим перем ещением в однородной среде . Особое географическое значение имеют переходы вещества из одной геосферы в другую , сопровождаемые сложными физико-химическими и биологическими превращениями и качественными изменениями всех блоков эпигеосферы . Так , газы атмосфе р ы постоянно присутствуют в других структурных ярусах географической оболочки : растворяются в водах Мирового океана и суши , попадают туда в виде воздушных пузырьков в результате волнения , проникают далеко в глубь земной коры . Атмосферный кислород участвует в разнообразных окислительных реакциях почвы , водоемов , коры выветривания , используется организмами для дыхания ; углекислый газ - основной “строительный материал” , из которого зеленые растения синтезируют органические вещества. Циркуляция атмосферы - важны й передаточный механизм , с помощью которого осуществляется обмен теплом , влагой , минеральными солями между сушей и океаном . Влага , поступающая в воздушные массы в результате испарения , циркулирует вместе с ними , составляя важнейшее звено мирового влагообо р ота . Ежегодно в нем участвует 525 тыс . км 3 воды . Из них 412 тыс . км 3 составляет водообмен между Мировым океаном и атмосферой (т.е . количество влаги , испаряющейся с поверхности океанов и возвращающейся на нее в виде атмосферных осадков ), 41 тыс . км 3 перенос ится воздушными массами из океанов на сушу и столько же возвращается в виде стока ; влагооборот между сушей и атмосферой равен 72 тыс . км 3 . Наиболее сложный характер имеет влагооборот в сфере наземных ландшафтов . Из общего количества осадков 113 тыс . км 3 в виде поверхностного стока удаляется 29 тыс . км 3 , остальная часть фильтруется в почву и грунты , откуда частично также стекает в Мировой океан в виде подземного стока , частично испаряется с поверхности почвы и растений , но наибольшая часть перехватывается ко рнями растений и участвует в продукционном процессе . При этом лишь 1% всасываемой корнями влаги используется на построение живого вещества , остальное же “перекачивается” в атмосферу путем транспирации . В ландшафтах с развитым растительным покровом транспи р ируется 50-80% выпадающих осадков . Твердое вещество земной коры наиболее инертно вследствие большой силы сцепления частиц . Но под влиянием атмосферных газов , воды и организмов оно приводится в движение и вовлекается в большой геохимический круговорот , в в одную , воздушную и биогенную миграцию . С речным стоком ежегодно с суши в океан выносятся десятки миллиардов тонн взвешенных частиц и несколько миллиардов тонн растворенных солей в виде ионов Ca +2 , Mg +2 , Na + , CO 3 2 ClSO 4 2- и др . Из океанов вместе с водяным па ром и брызгами солевые частицы поступают в атмосферу , и некоторое их количество с атмосферными осадками выпадает на земную поверхность , частично компенсируя их вынос из земной коры . Кроме того , между сушей и океаном наблюдается интенсивный пылеоборот : вет е р поднимает в воздух десятки или даже сотни миллиардов тонн пыли (в том числе и солевой ) в год . Часть этой пыли выпадает над океаном , часть оседает на поверхности суши. В геохимическом кругообороте вещества особо следует выделить биологическую составляющую . На синтез живого вещества расходуется ничтожная доля поглощаемой эпигеосферой солнечной энергии - не более 0.1%. Да и сама масса его , казалось бы , ничтожна - примерно одна миллионная доля от общей массы эпигеосферы . Однако роль биоты в функционировании и развитии географической оболочки огромна вследствие исключительной химической активности организмов . Скорость биологического метаболизма (обмена веществ ) во много раз превышает скорость абиогенного кругооборота . Ежегодно обновляется примерно 1/10 всей жи в ой массы Земли , а фитопланктон океана в среднем обновляется каждые сутки . Для сравнения отметим , что для полного обновления всей массы воды Мирового океана через испарение потребовалось бы 3200 лет . Иными словами , ежегодно в обороте находится лишь 1/3200 в оды Мирового океана , а что касается вещества литосферы (в той ее части , которая расположена выше уровня океана , т.е . при средней мощности 875 м ), то в оборот через денудацию вовлекается ежегодно лишь несколько более 1/10 000000 ее части. Организмы использу ют для построения живой материи почти все химические элементы , особенно велика их роль в круговороте углерода , азота , фосфора , серы . Относительное содержание углерода в организмах в 780 раз выше , чем в осадочных породах , азота - в 150 раз . Вовлекая в круг о ворот элементы литосферы и накапливая их в почвенном гумусе и осадочных породах , биота препятствует их выносу в океан . За всю историю существования жизнь как бы многократно пропустила через тела организмов вещество неорганических оболочек Земли , полностью преобразовав их . Вся осадочная оболочка (стратисфера ) создана при прямом или косвенном участии живых существ ; биогенное происхождение имеет основной газовый состав атмосферы. Все процессы в эпигеосфере подвержены ритмическим и направленным (эволюционным ) и зменениям . Динамика эпигеосферы складывается из множества ритмических колебаний разной продолжительности и разного происхождения . Самые короткие ритмы - суточный и годовой - имеют астрономическую природу . Колебания солнечной активности вызывают возмущения магнитного поля Земли и циркуляции атмосферы , а через последнюю воздействует на климат , гидрологические процессы , ледовитость морей , биологическую продуктивность (что фиксируется , в частности , в годичных кольцах деревьев ). Известны 11-летние , 22 - 23-летн и е ритмы этого типа и более продолжительные (до 80-90 и 160-200 лет ). Со взаимным перемещением тел в системе Земля - Солнце - Луна связаны периодические изменения приливообразующих сил , что проявляется в климате , водности , развитии ледников . Установлен 1850 -летний цикл подобного происхождения , а кроме того , намечается несколько более коротких (до 1-2 лет ) и более продолжительных (до 3500-4000) лет ритмов . Колебания эксцентриситета земной орбиты , наклона земной оси к плоскости орбиты также сказывается на кли м ате . С этими факторами связывают ритмы большой продолжительности (41 000-45 000, 90 000, 370 000 лет ), одним из проявлений которых являются материковые оледенения. Самые длительные ритмы , с амплитудой в миллионы лет , геологические . К ним относят большие ге ологические циклы (165-180 млн . лет ), в том числе каледонский , герцинский , мезозойский и кайнозойский . Начало каждого из них знаменовалось опусканиями земной коры и морскими трансгрессиями , выравниванием климатических контрастов ; завершается цикл орогенич е скими движениями , расширением суши , усложнением ее рельефа , усилением климатических контрастов , большими преобразованиями в органическом мире. Разные ритмы накладываются друг на друга , причем многие из них повторяются не со строгой периодичностью , а имеют циклический характер . Поэтому отдельные ритмы не всегда бывают ясно выражены . Возможны автоколебательные ритмические явления , обусловленные не внешними по отношению к эпигеосфере процессами , а собственными закономерностями , присущими тем или иным компонен т ам или процессам . Простейший пример - циклы в жизни леса , связанные с продолжительностью жизни лесообразующих пород . Более сложный процесс - автоколебания в системе ледники - атмосфера - Океан . Рост ледниковых щитов сопровождается похолоданием и понижение м уровня океана . Это , в свою очередь , приводит к уменьшению испарения , осадков и сокращению ледников . Но сокращение ледников имеет своими следствиями рост площади океанов , потепление , увеличение количества осадков , что способствует новому наступлению ледни к ов , и т . д. Ритмические изменения не бывают замкнутыми , и чем больше продолжительность цикла , тем меньше возможность возвращения природных комплексов к прежнему состоянию . Каждый последующий цикл не является полным повторением последнего , и в конечном счет е развитие эпигеосферы необратимо - оно имеет вид восходящей спирали , каждый виток которой знаменует одновременно поднятие на более высокий уровень развития . В качестве самых больших “витков” можно рассматривать тектонические циклы. Необратимость (направле нность ) развития эпигеосферы проявляется в постепенном усложнении ее структуры , появления новых компонентов и новых типов геосистем . На протяжении последних 550-600 млн . лет , соответствующих фанерозою , эволюция эпигеосферы прослеживается достаточно отчетл и во . В земной коре за это время происходило сокращение геосинклиналей и разрастание платформенных структур , усиление процесса осадкообразования , увеличение мощности осадочной оболочки и усложнение ее вещественного состава , в особенности биогенной аккумуляц и и . В гидросфере увеличивалась соленость , причем на первых этапах Мировой океан обогащался солями благодаря вулканизму , а в дальнейшем усилилось значение выноса солей с суши речным стоком ; соответственно на фоне преобладающих ионов Na + и Cl - возрастала доля Ca 2+ и CO 3 2 В первичной атмосфере господствовали , по-видимому , гелий и водород , затем она обогащалась газами глубинного (вулканического ) происхождения - парами воды , двуокисью и окисью углерода , сероводородом и др . По мере развития растительного покрова д вуокись углерода стала изыматься из атмосферы , и одновременно в нее поступало все больше кислорода и азота. Прогрессивная линия развития - от низших форм к высшим - особенно очевидно выражена в органическом мире . Организмы играли все более существенную рол ь в преобразовании неорганических геосфер . Это дает основание рассматривать жизнь , точнее ее взаимодействие с абиогенной средой , как главную движущую силу развития эпигеосферы. 2.2. Иерархия региональных геосистем : дифференциация эпигеосферы и физико-геог рафическое районирование Дифференциация эпигеосферы на геосистемы регионального уровня обусловлена сложными взаимоотношениями двух главных энергетических факторов - лучистой энергии Солнца и внутриземной энергии , их неравномерным распределением , как в прос транстве , так и во времени. Количество поступающей коротковолновой радиации Солнца на единицу площади земной поверхности уменьшается от экватора к полюсам вследствие шарообразности Земли . С этим связано закономерное изменение всех физико-географических про цессов и в целом геосистем по широте , называемое географической (широтной ) зональностью Зональность имела бы математически правильный характер , если бы вся поверхность земного шара была однородной по своему составу и не имела бы неровностей . В действитель н ости же картина зональности оказывается много сложнее .. Уже в атмосфере поток солнечных лучей подвергается преобразованию . Здесь часть его отражается от облаков и рассеивается в мировом пространстве . В силу подвижности воздушной среды образуются циркуляци онные пояса с воздушными массами , обладающими неодинаковой прозрачностью по отношению к солнечным лучам . Над экватором в атмосфере много облаков , которые сильно отражают и рассеивают коротковолновую радиацию , тогда как в тропиках воздух наиболее сух и про з рачен . Поэтому максимальное количество лучистой энергии Солнца приходится не на экватор , а на пояса между 20-й и 30-й параллелями в обоих полушариях. Важнейшим следствием зональности радиационного баланса и циркуляции атмосферы является зональное распредел ение тепла и влаги . Запасы тепла на земной поверхности изменяются в общем соответствии с радиационным балансом , а также среднемесячных температур , в особенности теплых месяцев . Однако зональные изменения увлажнения имеют иной , более сложный характер . Атмо с ферные осадки имеют два максимума - главный на экваторе и второй в умеренных широтах , и резкий минимум в тропиках , т.е . как там , где запасы солнечного тепла наибольшие. Чтобы судить о влагообеспеченности геосистем , необходимо сопоставить ее с величиной исп аряемости . Испаряемость - это то количество влаги , которое могло бы испариться в данных условиях при допущении , что ее запасы неограниченны . Испаряемость характеризует как бы потребность геосистемы во влаге , ее предельное количество , которое может “работа т ь” в природном комплексе . В общих чертах распределение испаряемости повторяет зональные кривые теплообеспеченности , с особенно резким максимумом в тропиках (до 4000-5000 мм в год ) и минимумом в приполярных широтах (менее 100 мм в год ). Отношение годовой с у ммы осадков к годовой испаряемости - так называемый коэффициент увлажнения Г . Н . Высоцкого - Н . Н . Иванова ( К ) - может служить наиболее объективным показателем атмосферного увлажнения . При К 1 увлажнение избыточное (наблюдается в высоких широтах - примерно к северу и к югу от 50-й параллели ), а при К < 1 - недостаточное (это имеет место в тропиках , где К практически приближается к нулю ). От соотношения тепла и увлажнения зависит интенсивность других физико-географических процессо в и их зональная дифференциация . К наиболее удачным из интегральных количественных показателей относится показатель биологической эффективности климата ТК , предложенный в 1959 г . Н . Н . Ивановым . Он представляет собой произведение суммы активных температур Т (выраженных в сотнях градусов Цельсия ) и коэффициента увлажнения К (причем предельной величиной К считается 1.0, так как увеличение избытка влаги сверх единицы не оказывает положительного влияния на биоту и на функционирование геосистем ). ТК изменяется от 0 в приполярных широтах до 100 в приэкваториальных . Многие другие частные показатели функционирования геосистем (гидрологические , биологические и др .) обнаруживают хорошее соответствие с величиной ТК . Синтетическим показателем , наиболее полно отражающим интенсивность функционирования геосистем , может служить биологическая продуктивность , меняющаяся от полюса к экватору также как и показатель биологической продуктивности климата. Универсальное значение закона зональности , установленного еще В . В . Докучаев ым , наглядно проявляется в почвообразовании и органическом мире . Не случайно большинство природных (ландшафтных ) зон именуется по характерным типам растительности (зоны широколиственных лесов , лесостепи , экваториальных лесов и др .). Некоторые географы счит ают , что закон зональности не распространяется на рельеф и геологическое строение . Но это не так . Все так называемые скульптурные формы рельефа (в отличие от структурных , связанных с тектоническими движениями ) формируются под влиянием выветривания , деятел ь ности льда , ветра , текучих вод . А эти процессы имеют определенно зональную природу . Потому наблюдаются четко выраженные зональные комплексы скульптурных форм рельефа (например , мерзлотные впадины и бугры , торфяные бугры в тундре , разнообразные эоловые фор м ы , солончаковые впадины , предгорные шлейфы в пустыне и т . д .). Осадочная толща земной коры формируется под воздействием климата , ледников , стока , почвообразования , жизнедеятельности организмов , и ей также присуща зональность , хотя она и прослеживается толь ко при анализе геологической истории . Зональны донные илы в Мировом океане и континентальные отложения на суше (ледниковые и водно-ледниковые в полярных областях , торф в тайге , соли в пустыне и т . д .). Однако осадочные толщи накапливались в течение многих миллионов лет . За это время картина зональности многократно менялась в связи с переменами в положении оси вращения Земли и другими астрономическими причинами . Для каждой конкретной геологической эпохи можно восстановить присущую ей систему зон с соответст в ующей дифференциацией процессов осадконакопления . В строении современной осадочной оболочки мы , таким образом , наблюдаем результаты перекрытия множества разновременных зональных систем . Каждая из них оставила свои осадочные породы , которые , в сущности , пр е дставляют реликты былых зональных условий и процессов. Закон зональности имеет универсальное географическое значение , прямо или косвенно проявляющееся во всей эпигеосфере . Свое комплексное выражение он находит в формировании ландшафтных зон - крупнейших ге осистем регионального уровня . Схематично зональная структура всей суши может быть представлена на рисунке 3 в виде зонального деления обобщенного континента . Такую форму имела бы суша земного шара , если ее собрать в единый массив путем суммирования площад е й материков по всем параллелям. На той же схеме (рис . 3) выделены ландшафтные секторы - также региональные геосистемы высокого ранга , но образующиеся в силу проявления ин ой универсальной географической закономерности - секторальности , связанной с взаимодействием суши и океанов . Континентально-океанический перенос воздушных масс как бы накладывается на зональную циркуляцию и сильно ее усложняет . Достаточно вспомнить о мусс о нах - мощных воздушных потоках , которые летом устремляются с относительно холодного океана на более прогретую сушу , а зимой - в противоположном направлении . По мере удаления от океанических побережий в глубь континентов уменьшается влияние морских воздушн ы х масс и усиливается континентальность климата , сокращается количество осадков . Все географические компоненты так или иначе реагируют на эту закономерность , изменяясь от периферии континентов к их внутренним частям. В 1921 г . В . Л . Комаров назвал эту закон омерность меридиональной зональностью , сейчас более принят термин “секторальность” . В . Л . Комаров считал , что каждый материк можно разделить на три “меридиональные зоны” - две приокеанические (западную и восточную ) и одну внутриматериковую . В действительн о сти картина оказалась более сложной , и строгой симметрии в расположении “меридиональных зон” почти не бывает . В умеренных широтах Евразии , где суша имеет наибольшую долготную протяженность , выражены не только три основных сектора , но и целая серия переход о в , причем благодаря мощному западному переносу воздушных масс морской воздух с Атлантического океана проникает далеко в глубь суши , сдвигая центральный резко выраженный континентальный сектор к востоку . В тропиках наблюдается резкая асимметрия секторов : с у хой континентальный сектор сдвинут к западу , приокеанический сектор хорошо выражен лишь на востоке (влияние муссона ). Между зональностью и секторностью существуют сложные соотношения . Каждая зона претерпевает определенные трансформации при переходе из одн ого сектора в другой . Например , таежная зона в западном приокеаническом (Западно-Европейском ) секторе отличается очень влажным , ровным климатом , господством темнохвойных (еловых ) лесов , здесь нет многолетней мерзлоты . По мере переходов к крайне континента л ьному Восточно-Сибирскому сектору климат тайги становится все более суровым , осадков выпадает все меньше , появляется многолетняя мерзлота , господство переходит к лиственничным лесам . Некоторые зоны присущи только определенным секторам , например , зона влаж н ых субтропических лесов приурочена к восточному приокеаническому (муссонному ) сектору , а все пустыни связаны с внутриматериковыми секторами. В результате каждому долготному сектору присущ специфический набор , или “спектр” , широтных зон , или , лучше сказать, своя система зон . Восточная периферия материков отличается наиболее обильным увлажнением , и здесь господствуют лесные ландшафты разных зональных типов - от таежных до экваториальных . Степи , полупустыни , пустыни нигде не заходят в восточные приокеанические секторы . В западных секторах для тропических широт характерна аридность и зона пустынь достигает океанических берегов ; только в этих секторах развита средиземноморская зона . Во внутриматериковых секторах площадь занимают зоны тропических , субтропических и суббореальных (умеренного пояса ) пустынь (см . рис . 3). Разнообразие структур земной коры и ее рельефа обуславливает азональную дифференциацию эпигеосферы . Первичным и самым существенным проявлением азональности является контраст между сушей и океанами . Ст рого говоря , рассмотренная выше секторность - следствие этого главного азонального контраста . Если далее обратиться к суше , точнее к сфере наземных ландшафтов , то здесь наблюдаются чрезвычайное разнообразие и пестрота геосистем в связи с морфоструктурами з емной поверхности . Под морфоструктурами понимают крупные неровности , созданные эндогенными процессами . Они различаются по своему высотному (гипсометрическому ) положению , вещественному составу , тектонической подвижности . Существуют морфоструктуры разных по р ядков . К крупнейшим из них относят горные системы , крупные платформенные равнины и плоскогорья . Далее выделяются отдельные возвышенности и низины , межгорные впадины , глыбовые массивы и т . д. Очень существенное географическое значение имеет петрографический состав пород , которыми сложены различные морфоструктурные подразделения земной поверхности . При полном сходстве зональных и секторных условий разные , подчас весьма контрастные геосистемы формируются на кристаллических породах древних щитов , на известняко в ых плато , ледниковых валунных суглинках (морене ), аллювиальных песках и т . д . В отличие от зональности , азональная дифференциация не обнаруживает какой-либо упорядоченности , т.е . определенной направленности пространственных изменений . Ей присущи пестрота, контрастность , резкость переходов. Особенностью азональности является то , что в ней латеральная (“горизонтальная” ) дифференциация сочетается с вертикальной . Один из главных признаков всякой морфоструктуры - ее высотное положение по отношению к уровню Океан а . С этим связано ярусное строение сферы наземных ландшафтов . Два главных высотных яруса - равнинный и горный - подразделяются : первый - на низины и возвышенности , второй - на низко -, средне -, и высокогорья (см . рис . 2). Это деление имеет важное физико-гео графическое значение , поскольку все свойства геосистем существенно изменяются по ярусам , и прежде всего в силу уменьшения запасов солнечного тепла с высотой. С высотными различиями связано еще одно важное географическое следствие - так называемый барьерный эффект . Неровности земной поверхности служат препятствиями на пути движения воздушных масс , вызывая их восходящие движения и способствуя выпадению осадков . Поэтому наветренные склоны даже сравнительно невысоких возвышенностей (например , Валдайской ) получа ют за год на 150-200 мм больше осадков , чем прилегающие низменности . Если учесть , что одновременно происходи некоторое понижение температуры воздуха (примерно на 0.5 о С на каждые 100 м высоты ), то станут понятными многие существенные различия в природе рядо м расположенных низин и возвышенностей . В лесостепной зоне , например , леса на возвышенностях распространяются значительно дальше к югу , чем на низменностях. Совместное географическое действие высотного (гипсометрического ) и барьерного эффектов особенно ярк о проявляется в горах , где амплитуды высот измеряются тысячами метров . Горам свойственна высотная поясность (или вертикальная зональность , как ее определил еще В . В . Докучаев ). Высотный температурный градиент в сотни раз превышает широтный . Поэтому , подняв шись на несколько тысяч метров , можно наблюдать смену высотных поясов , напоминающую в сильно сжатом виде последовательность широтных зон на протяжении тысяч километров . Если температурные условия в горах находятся в прямой зависимости от высоты , то измене н ия увлажнения определяются барьерным эффектом : по мере поднятия воздушных масс перед горным барьером вначале происходит быстрое увеличение осадков , но затем запасы влаги иссякают и осадки уменьшаются. Высотные пояса с большой натяжкой можно рассматривать к ак аналоги широтных зон . Некоторые высотные пояса (например , альпийские луга , высокогорные холодные пустыни Тибета и Восточного Памира ) невозможно сопоставить с какими-либо широтными зонами . С другой стороны , многие зоны (средиземноморская , тропические пу с тыни и др .) не имеют своих “копий” в горах . Структура высотной поясности , т.е . весь “спектр” поясов , - не простое повторение системы широтных зон , она обнаруживает множество вариантов . Разнообразие высотных “спектров” зависит от принадлежности горного под н ятия к той или иной зоне , к т ому или иному спектру , а также от орографических и других условий . Пояс альпийских лугов , например , присущ приокеаническим секторам , а в континентальных секторах его замещают горные тундры и гольцы . С приближением к экватору ч исло поясов число поясов , как правило , увеличивается , а их высотные пределы смещаются вверх . На южных и подветренных склонах наблюдаются более аридные варианты поясности , чем на северных и наветренных . Так , в горах Южного Забайкалья часто северные склоны л ежат в поясе горной тайги , в то время как южные заняты степями. Итак , причины региональной дифференциации эпигеосферы многообразны , они создают множество природных рубежей , которые разделяют структурные подразделения , или физико-географические регионы , име ющие разную природу . Каждой региональной закономерности отвечает своя система регионов . Уже отмечалось , что зональность конкретизируется в системе ландшафтных зон (которые подразделяются на единицы второго порядка - подзоны ), секторность - в системе ландш а фтных секторов . Азональная дифференциация выражается в системе физико-географических, или ландшафтных , стран (например , Русская равнина , Урал , Западно-Сибирская равнина ), которые подразделяются на ландшафтные области (например , Полесская , Среднерусская , Пр икаспийская ). Таким образом , региональная структура эпигеосферы не укладывается в один иерархический ряд , она представлена несколькими перекрывающимися рядами . Каждое подразделение этих рядов представляет собой определенную географическую целостность , но ц елостность эта как бы неполная , односторонняя . Так , тайга - это целостность в зональном отношении , но она очень разнородная в азональном плане . Урал - целостная азональная система , но резко разнородная по зональным признакам . Следовательно ни одна из пере ч исленных выше крупных структурных частей эпигеосферы не отвечает условию региональной географической однородности , или единства , по всем критериям - зональным , секторным , азональным . Чтобы достичь такого единства , надо , очевидно , спуститься на достаточно н изкий уровень региональной дифференциации , при котором как зональные , так и секторные и азональные различия стираются . Такой единицей - основной , или узловой , в иерархии систем - служит ландшафт . Построение единой системы соподчиненных физико-географически х (ландшафтных ) регионов входит в задачи физико-географического районирования . Эти задачи состоят в том , чтобы , принимая за исходное наличие двух главных региональных рядов - зонального и азонального , соединить их производными или связующими единицами , кот орые сочетали бы в себе как зональные , так и азональные признаки . Районирование многоступенчато , и целесообразно рассмотреть всю систему по трем ступеням “сверху вниз”. К верхней ступени относятся региональные единицы самого высокого ранга : в зональном ряд у - ландшафтная зона , а в азональном - ландшафтная страна . Всякая зона , пересекая различные страны , приобретает особую региональную специфику . Так единая тайга в пределах Русской равнины отличается умеренно-континентальным климатом , довольно разнообразным, хотя в целом равнинным , рельефом , отсутствием вечной мерзлоты и рядом других признаков . На Урале это горная тайга с “надстройкой” из высотных поясов редколесий и горных тундр . В Западной Сибири - преимущественно низменная , сильно заболоченная континентал ь ная тайга , в северной части которой уже распространена вечная мерзлота . И так далее . Отсюда вся тайга распадается на отдельные “отрезки” , которые и представляют собой производные зонально-азональные регионы первого порядка - “зоны в узком смысле слова” . Эт о хорошо видно на схеме физико-географического районирования Российской Федерации (рис . 4). Такие схемы высших физико-географических регионов служат первичной (базовой ) основой для систематизации материала по географии любых участков земной поверхности. Однако для ряда практических целей (разработки природоохранных программ по крупным экономическим или административным регионов , изучения географии в вузе и др .) переходят к о второй ступени районирования (рис . 5). На этой ступени выделяются единицы второго порядка - в зональном ряду ландшафтные подзоны , а в азональном - ландшафтные области . Соответственно выделяются две новые производные единицы - ландшафтные провинции и подп ровинции . Первые представляют собой “отрезки” ландшафтных зон в разных областях , а вторые - аналогичные отрезки ландшафтных подзон . Каждая зона в пределах той или иной ландшафтной области имеют свои особые азональные черты , в ее природе появляются некоторы е характерные детали , что и дает право для ее дальнейшего подразделения на провинции . Например , тайга в пределах Северо-Западной ландшафтной области , сохраняя все свои типичные зональные признаки , выделяется свежими формами рельефа , обилием озер , густой , н о неразработанной речной сетью , относительно мягким климатом и т . д . В Двинско-Мезенской области таежная провинция характеризуется более древним сглаженным рельефом , хорошо развитой речной сетью , малым количеством озер , большим участием сибирским элементо м в растительном покрове и т . д. Подзоны выделяются по второстепенным зональным признакам . В тайге , например , средняя подзона характеризуется наиболее типичными проявления ми таежной природы ; северная и южная подзоны обнаруживают черты перехода к соседним зонам . Естественно , простираясь через различные ландшафтные области , каждая подзона также претерпевает воздействие азональных факторов . Отсюда получаются ландшафтные подпр о винции , например , Северо-Западная северотаежная , Северо-Западная среднетаежная , Северо-Западная южнотаежная . Ланшафтные провинции подпровинции - “замыкающие” зонально-азональные единицы второй ступени ландшафтного районирования . Однако в их пределах еще м огут быть обнаружены существенные региональные различия , преимущественно азонального характера . Отсюда следует перейти к третьей , заключительной ступени регионального деления геосистем - ландшафту. 2.3. Ландшафт и локальные геосистемы Последовательно ана лизируя дифференциацию эпигеосферы на геосистемы все более и более низкого ранга , мы подходим к некоторому рубежу , за которым дальнейшие физико-географические различия уже невозможно объяснить действием универсальных зональных и азональных факторов . А меж д у тем такие различия , прослеживаемые на расстоянии каких-нибудь сотен или даже десятков метров , могут оказаться весьма существенными . Примером , может служить ландшафтный профиль Г . Ф . Морозова , который мы уже рассматривали (рис . 1). В одних и тех же зонал ь ных условиях и на той же геологической структуре могут располагаться такие контрастные геосистемы , как сухие сосновые боры и болотные массивы , безводные песчаные гряды и буйные тугайные заросли и т . д . Очевидно , здесь мы сталкиваемся с принципиально иным, локальным типом географической дифференциации , который не связан ни с широтным распределением солнечного тепла , ни с континентально-океаническим переносом воздушных масс , ни с морфоструктурными различиями. На переходе от региональной дифференциации к локал ьной расположена узловая ступень геосистемной иерархии , а именно ландшафт , который завершает систему физико-географических регионов и служит “точной отсчета” для анализа локальных географических закономерностей . Локальные различия обусловлены функциониров а нием и развитием самого ландшафта , т.е . действием внутренних процессов , присущих различным ландшафтам , в особенности таких , как эрозионная и аккумулятивная деятельность текучих вод , работа ветра , жизнедеятельность растений и животных . Эти процессы формиру ю т скульптуру земной поверхности , т.е . создают множество разнообразных мезо - и микроформ рельефа и в конечном счете элементарных участков , или местоположений , - вершин , склонов разной крутизны , формы и экспозиции , подножий , впадин и т . д. При одних и тех же зональных и азональных условиях , т.е . в одном и том же ландшафте , может создаваться большая пестрота местоположений и происходит перераспределение солнечной радиации , влаги и минеральных веществ по этим местоположениям . В результате каждое местоположение будет характеризоваться своим микроклиматом , тепловым , водным и минеральным режимом . Например , в таежной зоне дневные температуры на северных склонах холмов или долин на несколько градусов ниже , чем на южных (и чем круче склоны , тем больше разница ); впади н ы , как правило , холоднее , чем склоны . Из-за стекания атмосферных осадков по склонам понижения и впадины более увлажнены ; ветер сдувает снег с наветренных склонов и переоткладывает его на подветренных . От мощности снега зависит глубина промерзания почвы , а продолжительность залегания снежного покрова влияет на длительность вегетационного периода . По действием склонового стока на вершинах и крутых склонах обнажаются коренные породы , а у подножий накапливается мелкозем. Благодаря избирательной способности орга низмов к условиям среды биоценозы дифференцируются по местоположениям . На теплых склонах появляются сообщества , свойственные более южной ландшафтной зоне , а у сообществ одного типа на теплых и хорошо увлажненных местоположениях весь годовой цикл вегетации проходит в более короткие сроки и продуктивность вообще . Особенно большие локальные контрасты биоты связаны с перераспределением влаги в ландшафте по местоположениям. В конечном итоге в результате взаимодействия биоценоза с абиотическими компонентами конкр етного местоположения формируется элементарная геосистема - фация , которая рассматривается как последняя (предельная ) ступень физико-географического деления территории. В пределах каждого ландшафта локальные системы создают специфические территориальные со четания , или морфологию ландшафта . В плане морфология ландшафта имеет вид характерного мозаичного рисунка , например в форме чередующихся полос грядовых и ложбинных комплексов , или дендритовидного узора , создаваемого овражно-балочным расчленением , или множ е ства мелких либо крупных округлых пятен , соответствующих мерзлотно-просадочным , карстовым и другим образованиям , и т . д . В профиле же морфология ландшафта характеризуется сопряженными рядами фаций , связанными сквозными вещественно-энергетическими потоками, миграцией вещества от водораздельных местоположений к подножиям , впадинам , долинам. Таким образом , ландшафт определяется как генетически единая геосистема , однородная (неделимая ) по зональным и азональным признакам и заключающая в себе специфический набор сопряженных локальных геосистем . Отсюда однородность ландшафта - двояка : с региональной точки зрения - это одинаковость зонального и азонального “фона” , а с морфологической - как однородное сочетание локальных геосистем . У морфологических подразделений л андшафта существует своя иерархия . Наряду с элементарными единицами - фациями - различается ряд промежуточных морфологических ступеней , важнейшая из которых - урочище . Урочищем называется первичная группировка фаций , объединяемых общей направленностью физи ко-географических процессов и приуроченных к одной мезоформе рельефа на однородном субстрате . Наиболее отчетливо урочища выражены в условиях расчлененного рельефа с чередованием холмов и котловин , гряд и ложбин , оврагов и межовражных (плакорных ) участков и т . п. Все типичные свойства геосистем - их структура , функционирование , динамика , эволюция - наиболее полно раскрываются именно при изучении ландшафта . Познание механизма вертикальных и горизонтальных вещественно-энергетических потоков невозможно в рамках локальных геосистем , для этого надо принять в качестве объекта исследования весь их сопряженный ряд , а это возможно лишь при охвате всего ландшафта как целостной системы. Значение ландшафта как основной географической единицы не только определяется теорет ическим соображениями , но имеет и глубокий практический смысл . Каждый ландшафт - это своего рода эталон местной географической среды со специфическим сочетанием условий жизни людей и производственно-ресурсным потенциалом . Различия в природе отдельных ланд ш афтов отчетливо проявляются в их хозяйственной освоенности . Ландшафт служит основным объектом комплексной оценки с целью выяснения его пригодности для того или иного хозяйственного использования. Каждый ландшафт индивидуален . Но это не значит , что в природ е нельзя найти похожие ландшафты . Принципиальное качественное сходство тех или иных ландшафтов по происхождению , структуре , морфологии дает основания классифицировать их , т.е . объединять в виды классы , типы ., в частности , по различным компонентам и набору урочищ и фаций . Классификация ландшафтов имеет большое научное и практическое значение . Сходные (однотипные или одновидовые ) ландшафты обладают близкими условиями жизни и хозяйственной деятельности людей , аналогичным ресурсным потенциалом и требуют одноти п ных мероприятий по охране , мелиорации и рациональному использованию. ЗАКЛЮЧЕНИЕ Итак , целостность географической оболочки Земли - эпигеосферы - геосистемы наивыс шего ранга , четко определяется взаимообусловленностью ее компонентов , непрерывным вещественно- энергетическим обменом между ними , который по своей интенсивности значительно превосходит обмен между эпигеосферой в целом , с одной стороны , и открытым космосом и глубинными толщами планеты с другой. В то же время , будучи открытой системой , эпигеосфера под воздействием внешних факторов развивалась и развивается по пути усложнения своей инфраструктуры , расчленяясь на региональные и локальные геосистемы . Постоянство воздействия внешних факторов , таких как ориентация Земли относительно Солнца и в системе Земл я -Луна , взаимодействия литосферы , гидросферы , атмосферы , обусловила зональный , секторный и азональный характер членения эпигеосферы , выразившийся в образовании иерахически упорядоченного и в пространстве и во времени ансамбля геосистем низких рангов . На ве р шине иерархической пирамиды региональных и локальных геосистем находятся ландшафтные зоны , проявление которых обусловлено широтной зональностью распределения солнечного тепла и влаги , и ландшафтные секторы , образующиеся в силу взаимодействия суши и океано в . Разнообразие структур земной коры и ее рельефа определяют существующую наряду с зональной азональную дифференциацию эпигеосферы , выражающуюся в системе ландшафтных стран . Соответственно говорят о существовании двух иерархических рядов геосистем - зональ н ом и азональном , связанных между собой при этом взаимопереходами . При таком взгляде , на верхней ступени находятся ландшафтные зоны , ландшафтные страны и переходные между ними разности - зоны в узком смысле слова . На второй ступени находятся , соответственн о , ландшафтные подзоны , ландшафтные области , и производные от них ландшафтные провинции и подпровинции . Оба иерархических ряда - зональный и азональный - полностью сходятся на третьей ступени , которую занимает ландшафт . Последний определяется как генетичес к и единая геосистема , однородная (неделимая ) по зональным и азональным признакам и заключающая в себе набор сопряженных локальных геосистем со своей иерархией , в которой следует выделить , прежде всего , урочище , состоящее уже из наиболее элементарных геосис т ем - фаций.
© Рефератбанк, 2002 - 2017