Доклад: Локальная дифференциация

При последовательном анализе дифференциации эпигеосферы на природные территориальные комплексы мы подходим к некоторому естественному рубежу, за которым (т.е. ниже его) дальнейшие физико-географические различия уже не удается объяснить действием универсальных зональных и азональных факторов. А между тем такие различия, наблюдаемые на небольшом протяжении (нередко всего лишь сотен или десятков метров), могут быть более контрастными, чем между двумя соседними ландшафтными зонами или секторами. В одних и тех же зональных и азональных условиях бок о бок располагаются сухие сосновые боры и верховые или низинные болота, безводные пустынные равнины и буйные тугайные заросли, степные склоны и лесистые балки и т.п. Здесь мы сталкиваемся с принципиально иным типом географической дифференциации, которая не связана ни с широтным распределением солнечного тепла, ни с континентально-океаническим переносом воздушных масс, ни с разнообразием структур земной коры. Локальная, иначе топологическая или внутриландшафтная, дифференциация геосистем отличается от региональной не только территориальными масштабами своего проявления и относительно ограниченным радиусом действия дифференцирующих факторов, но прежде всего различной сущностью, или природой, последних. Если обособление геосистем регионального уровня определяется причинами планетарно-астрономического характера, внешними по отношению к эпигеосфере и ко всем ее территориальным подразделениям, то в основе локальной мозаики геосистем лежат внутренние географические причины. Локальная дифференциация — следствие функционирования и развития самих ландшафтов, процессов, внутренне присущих различным ландшафтам. Можно сказать, что локальная дифференциация есть проявление активного начала, заложенного в каждом ландшафте. Многообразию ландшафтов соответствует многообразие факторов внутриландшафтной географической дифференциации и форм, в которых она проявляется.

К наиболее активным факторам, обусловливающим мозаику локальных геосистем, относятся так называемые экзогенные геоморфологические процессы — механическое и химическое выветривание, эрозионная и аккумулятивная деятельность текущих вод, карст, термокарст, дефляция, суффозия, оползни и др. Эти процессы формируют скульптуру земной поверхности, т. е. создают множество разнообразных мезо- и микроформ рельефа и, в конечном счете, элементарных участков, или местоположений, отличающихся по своему взаимному расположению (вершины, разные части склона, подножья, впадины и др.), относительной высоте, экспозиции, крутизне и форме склона.

При одних и тех же зональных и азональных условиях, т. е. в од-

ном и том же ландшафте, происходит перераспределение солнечной

радиации, влаги и минеральных веществ по местоположениям, вследствие чего каждое местоположение будет характеризоваться специфическим микроклиматом, тепловым, водным и солевым режимами. Тем самым разные местоположения должны характеризоваться неодинаковым экологическим потенциалом, т. е. совокупностью условий местообитания для организмов. Благодаря избирательной способности организмов к условиям среды заселение территории происходит в строгом соответствии с этими условиями, и каждому местоположению должен соответствовать один биоценоз. В конечном счете в результате взаимодействия биоценоза с абиотическими компонентами конкретного местоположения формируется элементарный географический комплекс, который Л. Г. Раменский предложил называть эпифацией, а Л. С. Берг — фацией. Фация рассматривается как однородная геосистема и как последняя ступень физико-географического деления территории.

Необходимо подчеркнуть, что локальная дифференциация осуществляется на фоне определенных зонально-азональных условий, которые как бы создают среду для развертывания локальных процессов. Поэтому ландшафтно- географический эффект одинаковых местоположений зависит от внешней зонально-азональной среды. Склоны одной и той же экспозиции и одинаковой крутизны получают разное количество солнечной радиации в зависимости от широты; увлажнение однотипных местоположений зависит от «фонового» количества осадков и «фонового» же субстрата. Знак и интенсивность современных тектонических движений существенно влияют на характер процессов денудации и на формирование скульптурных форм рельефа. Морфоскульптура в значительной степени связана с морфоструктурой, и хотя в ее создании активным началом служат «экзогенные» агенты, многое зависит от «пассивного» геологического фундамента ландшафта — простирания и наклона пластов, петрографического состава и физико-химических свойств горных пород, их трещиноватости, текстуры и т. д. Таким образом, в разных ландшафтах на однотипных местоположениях формируются различные фации. Внутриландшафтную мозаику фаций можно рассматривать как следствие трансформации в ландшафте зонально-азонального «фона», т. е. потоков энергии и вещества внешнего происхождения. Первичный механизм этой трансформации состоит в перераспределении солнечного тепла и атмосферной влаги по местоположениям.

Количество прямой солнечной радиации зависит от экспозиции и крутизны склона. Зимой, когда солнце стоит низко над горизонтом, различия особенно существенны; при этом относительные отклонения величин прямой радиации на склонах от норм для горизонтальной поверхности возрастают с широтой (рис. 24). Однако разница в абсолютных величинах годовых сумм прямой солнечной радиации растет в противоположном направлении, т. е. с севера на юг, поскольку увеличивается продолжительность теплого периода и общая

Рис. 24. Отношение средних суточных сумм прямой радиации на склонах к суммам на горизонтальной

поверхности на широтах 42, 50, 60 и 68° с. ш. (Микроклимат СССР. Л., 1967):

I — южный склон крутизной 20°, 2 — южный склон крутизной 10°, 3 — северный склон крутизной 10°, 4 —

северный склон крутизной 20°. Величина прямой радиации на горизонтальной поверхности принята за 1,0

интенсивность прямой радиации. По данным Ю. А. Щербакова1, разница в количествах годовой прямой радиации, поступающей на южные и северные склоны ключевых участков, расположенных в разных зонах, составляет (в ккал/см2): в тундре 3,3; в лесотундре 13,5 — 16,8; в тайге 21,3; в лесостепи

45,8; в холодной высокогорной пустыне 61,4 (соответственно 138, 565 — 703,

892, 1918, 2570 МДж/м2) .

Радиационный баланс в летние месяцы (VI — VII) на северных склонах

крутизной 10 — 20° сокращается на 5 — 15 % по сравнению с горизонтальной

поверхностью, а на южных увеличивается на 1 — 10 %.

Отсюда следует неодинаковая теплообеспеченность местоположений в зависимости от инсоляционной экспозиции, а также крутизны склона (табл. 2). Локальные вертикальные градиенты температур в сотни и даже тысячи раз превышают региональные (широтные, секторные, высотно-поясные) градиенты. Важно отметить, что локальные (топологические) и высотно- поясные температурные градиенты имеют противоположный знак: на местных склонах температура воздуха не понижается, а повышается от подножия к водоразделу. Так, на склоне траппового холма в Нижнем Приангарье (южная тайга)

1Влияние экспозиции на ландшафты// Ученые записки Пермского ун-та. 1970. № 240: С. 15.

Т а б л и ц а 2. Разность дневных температур (°С) деятельной поверхности

между северным и южным склонами весной и осенью (Микроклимат СССР. Л., 1967)

высотой 40 — 50 м температурный градиент составляет в январе 6,2° С на 100 м высоты, в июле 3,6° С; продолжительность безморозного периода увеличивается на 103,3 дня в расчете на 100 м высоты, сумма активных температур — на 20 — 50° С 1.

Формирование температурного режима различных местоположений определяется не только инсоляционным фактором; большую роль играет стекание холодного воздуха по склонам и его застаивание в локальных понижениях.

Особенно большой сложностью отличается внутриландшафтный механизм преобразования атмосферного увлажнения. Стекание атмосферных осадков по склонам служит одним из главных факторов пестроты условий увлажнения, местообитаний и фаций. Величина склонового стока и ее соотношение с той частью атмосферных осадков, которая впитывается в почву, зависит от многих причин: крутизны, формы (выпуклая, вогнутая, прямая) и протяженности склона, интенсивности осадков, механического состава, фильтрационной способности и влагосодержания почво-грунта. В качестве примера приведем расчеты коэффициента склонового стока суглинистых почв по Е. Н. Романовой2(табл. 3).

Песчаные и супесчаные почвы с более высоким коэффициентом фильтрации поглощают больше атмосферной влаги, чем суглинистые, и коэффициент склонового стока у этих почв на 10 — 30% меньше. На южных склонах почвы поглощают больше влаги, чем на северных; в нижней части склонов больше, чем в верхней; на выпуклых склонах в верхней части в почву поступает больше влаги, чем в нижней, а на вогнутых — наоборот. За счет перераспределения

1См.: Крауклис А. А. Проблемы экспериментального ландшафтоведения. Новосибирск, 1979. С. 67 — 68.

2См.: Романова Е. Н. Микроклиматическая изменчивость основных элементов климата. Л., 1977. С. 14. 104