/
Author: Шубаев Л.П.
Tags: география биология геология земледелие учебное пособие науки о земле высшая школа
Year: 1977
Text
Л. П. ШУБАЕВ
ОБЩЕЕ
ЗЕМЛЕВЕДЕНИЕ
ИЗДАНИЕ ВТОРОЕ,
ПЕРЕРАБОТАННОЕ И ДОПОЛНЕННОЕ
Допущено Министерством высшего и сред¬
него специального образования СССР в ка¬
честве учебного пособия для студентов уни¬
верситетов и пединститутов, обучающихся
по специальности «География»
МОСКВА «ВЫСШАЯ ШКОЛА» 1977
551.0
Ш95
Рецензенты: кафедра общей физической географии и палео¬
географии географического факультета Московского государственного
университета им. М. В. Ломоносова и кафедра общего землеведения
Тираспольского государственного педагогического института им»
Т. Г. Шевченко.
Шубаев Л. П.
Ш95 Общее землеведение. Изд. 2-е, перераб. и доп. Учеб.
пособие для студентов-географов ун-тов и пед. ин-тов.
М., «Высш. школа», 1977.
455 с. с ил. и табл. Библиогр.: с. 436—438.
В учебном пособии освещены общая морфология Земли, движений Земли,
атмосфера и климаты Земли, океаны и моря, воды суши и рельеф, био¬
сфера, роль живого вещества в природе, основы учения о зонах природы,
прс^блема «человеческое общество и географическая среда». Книга написана
с учетом новейших достижений как географии, так и смежных наук. Автор
показывает тесную взаимозависимость всех географических явлений и про¬
цессов и единство географической оболочки.
20901—143
Ш 74—77 551.0
001(01)—77
Издательство «Высшая школа», 1977 г.
ВВЕДЕНИЕ
Материя (лат. materia)—философская категория для обозна¬
чения объективной реальности, которая существует независимо от
сознания и отражается в нем1. Материя — бесконечное множест¬
во всех существующих явлений, объектов и систем, субстрат всех
многообразных свойств, отношений, взаимодействий и форм дви¬
жений. Материя безгранична и неисчерпаема: «электрон так же
неисчерпаем, как и атом, природа бесконечна...»2.
Природа земного шара также разнообразна. Землю в целом
и по частям изучают многие науки: фигуру и движения плане¬
ты— геодезия и астрономия; состав и строение Земли — геофизи¬
ка и геология; атмосферу и климаты — метеорология и климато¬
логия; гидросферу — гидрология, океанология, гляциология. Все
они называются науками о Земле. Поэтому определение физиче¬
ской географии (греч. физис — природа, ге — Земля, графо —
йишу) как науки о Земле слишком общо. Чтобы выявить предмет
изучения физической географии, необходимо выяснить, во-первых,
пространственные пределы, в которых природа исследуется гео¬
графией, во-вторых, взаимоотношение ее с другими науками о Зем¬
ле. И то и другое должно основываться на анализе природных
систем, которые изучает физическая география.
^ За счет дифференциации внутреннего вещества планеты обра¬
зовались земная кора и гидросфера. При взаимодействии Земли и
Солнца возникла газовая оболочка — атмосфера. На определен¬
ной стадии развития природы Земли появилась жизнь и образо¬
валась биосфера. Живое вещество — совокупность микроорганиз¬
мов, растений и животных — стало мощным фактором развития
атмосферы, гидросферы и земной коры, а тем самым — всей при¬
роды поверхности Земли. Под совокупным воздействием всех опи¬
санных .факторов, особенно жизни, природа Земли приобрела со¬
вершенно особое, неповторимое в солнечной системе качество.
■ Сферическая оболочка Земли —особая природная система,
урикальнаяГв мире планет Солнца, получила игзъгше географи¬
ческой оболочки. В ней взаимодействуют и находятся в единстве
'1^мнай','КОраГгйад биосфера. Для нее харак¬
терно: 1) пребывание вещества в трех состояниях — твердом,
~Цидком и газообразном, 2) присутствие всех химических элемен¬
тов, существующих на планете, 3) наибольшее разнообразие
форм движения вещества, 4) усвоение и преобразование материи
_\
I 1 См. В. И. Ленин, т. 18, с. 131.
| 2 Т а м ж е, с. 277.
3
и энергии, поступающих из внутренних частей планеты и из Кос¬
моса, преимущественно от Солнца, 5) наличие^ жизни —живых
организмов и их колоссальн энергии. Ей присущи: 1) целост¬
ность, 2) обмен веществ* и энергии и 3) развитие, нарастание
сложности структуры.
На высшей стадии развития географической оболочки, (точнее
биосферы)** i ней появился человек. С этого времени она стано¬
вится природной средой развития человечества. Общество по до¬
стижении значительного уровня развития производительных сил
стало важным фактором изменения географической оболочки, в
которой все большее место стали занимать природно-техногенные
комплексы.
Географическая оболочка — единая в своем многообразии
материальная система, представляющая собой сложную иерархию
материальных систем различных уровней организации вещества.
Чем выше уровень организации систем, тем большее значение
в них приобретает взаимодействие составных частей, и их свойст¬
ва в большей степени становятся результатом естественного син¬
теза, а не просто отражением свойств элементарных систем.
"В стакане и в озере оДна и та же вода, но озеро нельзя свести к
сумме стаканов с водой. Климат как свойство атмосферы нельзя
понять только на основании анализа свойств газов, хотя и жизнь
водоемов, и климат атмосферы зависят от свойств воды и газов.
В природе нарастание количества вещества приводит к переходу
его в новое качество, которое вытекает не только из свойств от¬
дельных частей, но в большей степени из их совокупности. Если
атмосферное давление обусловлено движением молекул и их при¬
тяжением к земле, то циркуляция воздуха могла возникнуть толь¬
ко в сложной системе атмосферы при ее взаимодействии с систе¬
мой лито- и гидросферы, получающих лучистую энергию Солнца.
Важнейшей особенностью природных систем является их струк¬
тура— совокупность отношений и связей частей. Географическая
оболочка и большинство входящих в нее систем целостные. Для
"них характерно разнообразие составляющих частей, сложность и
упорядоченность их взаимного расположения и устойчивость всей
системы. Целостность системы заключается еще и в том, что ее
звенья на разных уровнях не повторяются и между уровнями нет
разрывов, никакое звено целостной системы нельзя изъять без
разрушения системы. Целостное надо отличать от целого. Так,
сеть или кружево тоже система, но ее можно укоротить или удли¬
нить, вырезать испорченное место и соединить оставшиеся части.
В природных целостных системах такие операции невозможны.
Целостными образованиями являются болото, лес, луг, степь, тунд¬
ра. Если изменить одно из звеньев любой из этих систем — водный
режим, климат, рельеф и т. д., то другим станет и весь природ¬
ный комплекс.
Целостная система может существовать только при единстве
ее частей; часть может существовать только внутри системы при
условии выполнения своих функций. Например, в лесном природ-
4
ном комплексе (ландшафте) как целостной системе сочетаются
определенные, только лесной зоне свойственные воздушные массы
(климат), почвенно-грунтовые и поверхностные воды, почвы,
микроорганизмы, растения и животные.
Рассмотрим возможные пути изучения и характеристики гео¬
графических объектов.
Допустим, что изучается
природная система, показан¬
ная на рис. 1. Сначала она
воспринимается как целое
(рис. 1, А). По мере зна¬
комства с нею выявляются
ее части — системы, и чем
глубже изучение, тем боль¬
ше их выделяется (рис. 1,
Б, В). Появляется необхо¬
димость исследования каж¬
дой системы нижестоящего
уровня в отдельности (рис.
1, Г). Число аспектов растет с развитием науки и общественных
потребностей, и оно безгранично, ибо природа есть сложная иерар¬
хия систем.
Очевидно, что изучение частей, взятых в отдельности, не рас¬
крывает системы в целом; чтобы понять, ее надо генерализовать
до целого. Следовательно:]
1, Географинески^е^объек-тьь должны изучаться на разных уров¬
нях.
2. Физическая география^состоит из частных географических
наук, региональной географии и общего землеведения.
3Г О бщее зем л еведение — цел остна я часть гео££а фии, р а ссм ат-
ривающая7’геотра]^ическую. ободочку как^ едй^ную природную си¬
стему (а не конгломерат, механически соединяющий сумму сведе¬
ний из разных наук).
4. Изучение географической оболочки может быть успешным
только в том случае, если природа рассматривается в развитии.
В связи с этим в географии обособился еще один раздел —
палеогеография, воссоздающая облик земной поверхности геологи¬
ческого прошлого и прослеживающая его развитие.
Первоначально География была энциклопедической на уши о
Земле. В процессе дифференциации в ней возникли в первую
очередь две главные ветви: физическая география и экономиче-
сшя--геогрифш^.^^^тш^.. было обусловлено" разностью объек:
тов, изучаемых той и другой науками.
Ес^ физическая география руководствуется законами, от¬
крываемыми естественными науками, то экономическая геогра¬
фия— наука общественная. Она изучает общественное производ¬
ство — промышленность, сельское хозяйство, а также население,
их размещение и производственно-территориальные комплексы..
Она исходит из закономерностей, свойственных ^ общественным
ДДДДДААА
Рис. 1. Система и ее части
5
явле|шям.._,,,,и исследуемых содимьж-моиом-ическимд.^. науками.
есть обхяая и региональная экономи¬
ческая география. ^
Объединение в одной системе общественной и естественной
наук — э_коно^ОТ —^основано на
взаимосвязи объектов изучения — природы и .^озяйств^а;
* ‘В систему гёЪгр а^ичесщх ЯЗДК входит также картография.
Эта наука техническая, но она сопутствовала7 а иногда и пред¬
шествовала развитию географии, и основная ее цель — отображе¬
ние и исследование пространственного размещения, сочетания и
взаимосвязей объектов и явлений природы и общества и их изме¬
нений во времени — совершенно совпадает с задачами других
географических наук.
Одной из старейших частей географии является страноведе¬
ние, объединяющее сведения о природе, населении и хозяйстве
по отдельным странам или их частям. Оно необходимо как для
целей теоретических обобщений, так и для практического исполь¬
зования территорий, а также в популяризации географических
знаний и повышении культуры населения.
Наконец, в географию входят дисциплины прикладного харак¬
тера, например военная география, медицинская география и др.,
задачи которых видны из их названий.
Таким образом, география в широком ее понимании есть ком¬
плекс или система географических наук. Она входит в еще более
высокую систему — систему наук о Земле, общая задача кото¬
рых заключается в том, чтобы исследовать природные ресурсы и
вскрыть наиболее эффективные пути их использования.
ГЛАВА I
ЗЕМЛЯ В РЯДУ ДРУГИХ ПЛАНЕТ
Звездная система, в которую входит Солнце и его планеты,
называется Галактикой. Галактика (греч. galaKtiKos — млеч¬
ный)— система Млечного пути — космическая система, включаю¬
щая более 100 млрд. звезд различных типов, звездных скоплений,
газовых и пылевых туманностей, отдельных атомов и частиц, газа,
пыли и другого межзвездного вещества. Все составные части Га¬
лактики связаны в единую систему, и вместе с тем звезды удале¬
ны одна от другой на расстояния, исключающие их столкновения.
Солнце также удалено от других звезд (радиус солнечной систе¬
мы в 7000 раз меньше расстояния до ближайшей звезды) и движе¬
ние планет заметно не возмущается их притяжением.
Большая часть компонентов Галактики занимает объем линзо¬
образной формы. Ее поперечник около 100 тыс., а толщина в
центре около 12 тыс. световых лет (30 и 4 кпс). Центральная
плоскость Галактики образует галактический экватор. Ядро Га¬
лактики мало доступно для наблюдения. Установлено, что в нем
находится скопление наиболее массивных звезд. Солнечная си¬
стема находится далеко от центра, на расстоянии в 30 тыс. све¬
товых лет. От центральной области по галактической плоскости
отходят спиральные ветви (рис. 2); спиральная структура — ха¬
рактерное свойство нашей и других галактик.
Вращение Галактики происходит вокруг оси симметрии против
часовой стрелки, если смотреть с северного полюса Мира. Солнеч¬
ная система совершает полный оборот вокруг центра Галактики
примерно за 180 млн. лет.' Это время называется галактическим
годом. С ним, предположительно, связана ритмика некоторых
земных явлений.
Меньшая часть вещества Галактики занимает сферический
объем диаметром около 50 тыс. световых лет (15 кпс). В целом
наша Галактика имеет подсистемное строение. Выделяют пло¬
скую, толщиной около 1/20 поперечника, сферическую и промежу¬
точную подсистемы. Они отличаются составом и скоростями дви¬
жения. Солнечная система также неоднородна. Она состоит из
планет земной группы и планет-гигантов.
Солнце. Диаметр Солнца равен 1 392 000 км, 70% его массы
составляет водород, 29%—гелий и 1%—другие элементы перио¬
дической системы Менделеева;. средняя плотность Солнца
1,41 г/см3.
г
Источником энергии, излучаемой Солнцем, служат ядерные
реакции превращения атомов водорода в гелий, а в центре, кроме
того, углеродный цикл. Температура на его поверхности около
6000 К.
Внешние слои, излучение которых мы наблюдаем, называют¬
ся солнечной атмосферой. Она состоит из трех слоев (снизу
вверх): фотосферы, хромосферы и солнечной короны.
Рис. 2. Спиральная форма Галактики
Фотосфера — непосредственно видимая поверхность Солнца,
излучение которой создает непрерывный спектр Солнца. Ее мощ¬
ность 100—300 км. Усиление напряжения магнитного поля Солнца
вызывает образование в фотосфере факелов в виде волокон раз¬
личной формы, более ярких, чем фотосфера, а также солнечных
пятен — областей относительного потемнения с температурой око¬
ло 4500 К на фоне среды с температурой, равной 6000 К. Разме¬
ры поперечников пятен от нескольких сотен до десятков и даже
сотен тысяч километров, продолжительность существования от не¬
скольких часов до нескольких месяцев. Они появляются в зоне от
5 до 25° и не поднимаются выше 45° гелиографической широты.
Хромосфера — газовый слой, простирающийся др высоты
14 тыс. км. В нем наблюдаются хромосферные вспышки и выбро¬
сы длительностью в несколько минут. Полагают, что температура
3
в это время значительно выше средней, усиливается ультрафиоле¬
товое излучение, влияющее на атмосферу и магнитное поле Зем¬
ли. На краю солнечного диска наблюдаются протуберанцы —
облака из светящихся раскаленных газов в виде струй, фонтанов
и т. п. высотой в сотни тысяч километров.
Солнечная корона (рис. 3) — наиболее высокие слои атмосферы
Солнца, которые простираются до высоты в несколько радиусов
Солнца от его края. Из солнечной короны постоянно происходит
Рис. 3. Солнечная корона во время затмения 30 июня
1973 г. (из журнала «Земля и Вселенная», № 6, 1973)
радиальное истечение плазмы со скоростями 300—400 км/с. Рас*
пространение плазмы в межпланетное пространство называется
солнечным ветром и представляет собой поток протонов и электро¬
нов. Солнечный ветер достигает и Земли, а это значит, что наша
планета находится в области солнечной короны, и жизнь на ней
должна быть изолирована от губительного действия корпускуляр¬
ной радиации. Изолирующую роль, как будет показано ниже, вы¬
полняет магнитосфера Земли.
Солнце вращается вокруг оси в ту же сторону, что и вся Га¬
лактика. На экваторе оборот совершается за 25, а в более высо¬
ких широтах за £0 земных суток. у
Солнечная активность — совокупность физических изменений,
происходящих на Солнце — ритмически изменяется. Годы макси¬
мума активности сменяются годами спокойного Солнца. Несом¬
ненно существование так называемого 11-летнего цикла солнечных
9
пятен с действительной длиной интервалов между последова¬
тельными максимумами или минимумами от 6 до 17 лет.
Одиннадцатилетней цикличностью обладают количество пятен,
площадь факелов, частота вспышек, мощность и число протубе¬
ранцев, форма короны.
Рис. 4. Планеты Солнечной системы:
/ — Меркурий, 2 — Венера, 3 — Земля и Луна, 4 — Марс, 5 — Юпитер, 6 — Сатурн,
7 — Уран, 8 — Нептун, 9 — Плутон (см. рис. 5)
Пояс астероидоб t
Меркурий \Венер&Земля\ Марс| ...: ; юпитер i
Солнце * Г" i I -j
Рис. 5. Удаленность планет от Солнца (масштаб выдержан)
Причина цикличности солнечной активности выяснена еще не
полностью. Установлено, что она связана с магнетизмом Солнца.
Магнитное поле Солнца, в общем слабое, периодически усилива¬
ется. Причинами усиления мо-
Рис. 6. Сравнительные величины Солнца
и планет
гут быть изменения конвек¬
ционных движений внутренне¬
го вещества в связи с неодина¬
ковой скоростью вращения
экваториальных и среднеши¬
ротных полос Солнца.
Изменения солнечной ак¬
тивности влияют-на состояние
магнитосферы и ионосферы
Земли. Предполагается также
влияние солнечной активности
непосредственно или через вы¬
сокие слои на циркуляцию
тропосферы и тем самым на
погоду и климат.
Для теплового и светового
режима Земли и, следователь¬
но, для становления биосферы
решающее значение имеет тот
факт, что Солнце — одинарная (одиночная), а не двойная или крат¬
ная звезда, которых в Галактике много. Это обеспечивает одина¬
ковое нагревание планеты во всех точках орбиты.
Солнечная система. Вокруг Солнца обращается 9 больших
планет — Меркури^, Венера, Земля, Марс, Юпитер, Сатурн, Уран,
Нептун, Плутон со спутни-
Диаметр, тыс. км
Меркурий 48
Венера ; 12f
Земля
луна
Марс
-3,5
'6,8
Содержание железа, %
Меркурий
Венера
Земля
Луна
Марс
-35
□ J5
42,7
•25
Плотность, г/см5
5,5
ками, астероиды (малые
планеты), кометы, метеори¬
ты, межпланетный газ. Вме¬
сте с Солнцем эти небесные
тела образуют солнечную
систему. Масса системы на
99,8% сосредоточена в Солн¬
це (рис. 4, 5 и 6).
План строения солнечной
системы во многом такой же,
как и Галактики: 1) все пла¬
неты находятся приблизи¬
тельно в одной плоскости;
2) их орбиты, за исключе¬
нием Меркурия и Плутона,
обладают малым эксцентри¬
ситетом; 3) обращение пла¬
нет вокруг Солнца происхо¬
дит в одну сторону — против
часовой стрелки для наблю¬
дателя, смотрящего с север¬
ного полюса; 4) осевое вра¬
щение планет, за исключени¬
ем Венеры, происходит в ту
же сторону; 5) размеры пла¬
нет увеличиваются от нача¬
ла (от Меркурия) к середи¬
не (к Юпитеру) и умень¬
шаются к концу системы
(к Плутону); аномально мал
Марс; 6) средние расстоя¬
ния планет от Солнца увели¬
чиваются закономерно.
Планеты по физическим
свойствам делятся на две
группы: 1) типа Земли —
Меркурий, Венера, Земля и Марс (рис. 7) и 2) планеты-гиганты —
ЮпитерСатурн, Уран, Нептун. Вне групп остаются Плутон —
Венера
5,0
Земля
5,1
Лина
7 7
Марс
0,0
3.9
Масса,
Меркурий
Венера
102Ukz
Земля
Лина
°>07
Ю2Рс№ 2
Ускорение, км/с
Меркурий ,
Венера
'5,98
Земля
-10,3
Луна
//,2
Марс
• 5,0
Рис. 7. Физическая характеристика
планет
1 В Юпитере сконцентрировано около 2/з всей планетной массы. Это гигант¬
ское тело обладает собственным излучением частиц высокой энергии, поэтому
температура на его поверхности (130 К или —143° С) выше, чем была бы в слу¬
чае получения тепла им только от Солнца. Юпитер обладает некоторыми свой¬
ствами небольшой звезды.
11
Таблица 1
Физические характеристики планет
Название
Радиус
Масса
в срав¬
нении
с зем¬
ной
Плот¬
ность,
г/см3
Уско¬
рение
свобод¬
ного
паде¬
ния,
м/с2
Ско¬
рость
убега¬
ния,
км/с
Периоды
На¬
клон
эква¬
тора
км
доля
зем¬
ного
вращения
обращения,
в земных
сутках
Планеты
земной
группы
Меркурий
Венера
Земля
Марс
Луна
2437
6056
6378
3386
1738
0,38
0,95
1,0
0,5
0,27
0,05
0,81
1,0
0,11
0,012
5.5
5.2
5.5
3,9
3.3
372
887
982
376
163
4,3
10.4
11,2
5,0
2.4
243 сут
23 ч
56 мин
4,1 с
24 ч
37 мин
22,6 с
27 сут 7 ч
43 мин
И с
88
224,7
687
Вместе
с Землей
7°
2°
23° 27'
24° 56'
Планета-
гигант
Юпитер
71 400
11,2
318
1,3
2500
61,0
9 ч 50 мин
11,9 зем¬
ных года
30°
самая далекая небольшая планета, еще слабо изученная, и асте¬
роиды — группа небольших планет, на которых силы тяготения на¬
столько незначительны, что не сформировали шаровой фигуры;
астероиды угловатой формы, напоминающей осколки.
Планеты типа Земли состоят из тяжелых элементов, твердые,
обладают значительной массой, но невелики по размерам (табл. 1).
Планеты-гиганты — Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун — при гро¬
мадных размерах имеют малую среднюю плотность. Допускается
оболочечное строение: твердое ядро, ледяная оболочка, оболочка
из твердого водорода и атмосфера из метана и аммиака. Естест¬
венно, что они лишены биосферы.
Первая от Солнца планета Меркурий лишь немного больше*
Луны, но плотность ее такая же, как и Земли. При малых разме¬
рах это дает небольшую массу, всего 0,05 земной. Вокруг Солнца
Меркурий обращается за 88 дней, вокруг оси он вращается мед¬
ленно, сутки на нем равны 2/3 периода обращения или 59±7 зем¬
ных. При небольшом удалении от Солнца и медленном вращении
поверхность Меркурия нагревается на солнечной стороне до 613 К,
а на ночной остывает до —240 К. Атмосферы на кем не обнару¬
жено. Жизнь в этих условиях зародиться не могла.
Вторая планета Венера .по многим свойствам похожа на Зем¬
лю. Поверхность ее закрыта плотной атмосферой. Информация о
12
природе этой планеты получена с помощью советских автоматиче¬
ских межпланетных станций (АМС).
По величине (# = 0,95 земного) и массе (0,82 земной) Венера
близка к Земле. Критическая скорость 10,73 км/с также лишь не¬
много меньше земной (11,2 км/с). По этим причинам Венера
удерживает атмосферу, причем более плотную, чем земная; дав¬
ление у поверхности Венеры около 90 земных атмосфер.
Вращение Венеры существенно отличается от вращения Зем¬
ли. Вокруг Солнца она обращается за 225 земных суток; ось вра¬
щения почти перпендикулярна к плоскости орбиты, наклон около
2°, поэтому смены времен года на Венере нет. Суточное вращение
с востока на запад и медленное — 243 земных суток. Сочетание
вращения и обращения таково, что за венерианский год бывает
всего два восхода и два захода Солнца, т. е. длительность суток
на ней равна 116,8 земных.
Тепловой режим определяется близостью к Солнцу и характе¬
ром атмосферы. С другой стороны, нагревание влияет на форми¬
рование химического состава атмосферы: она на 97% состоит из
углекислого газа, азота не более 2%, кислорода практически нет,
а водяного пара близ слоя облаков обнаружено не более 0,1%.
Поверхность Венеры нагрета до 480°±8°С.
Благодаря приливному трению, значительному при небольшом
удалении от Солнца, Венера медленно вращается вокруг оси.
По этой причине она не имеет заметного магнитного поля и маг¬
нитосферы, и солнечный ветер, тоже значительный в силу близо¬
сти к Солнцу, глубоко проникает в атмосферу Венеры и расщеп¬
ляет молекулы Н20, выделяющиеся из мантии Венеры, на Н2 и О.
Водород улетучивается, а кислород расходуется на окисление
минералов. Отсутствие кислорода, точнее озона Оз, позволяет
ультрафиолетовым лучам пронизывать всю атмосферу. Они тоже
расщепляют Н20. Одновременно из коры и мантии Венеры выде¬
ляется углекислый газ. Он и создает плотную атмосферу.
В атмосфере, богатой углекислым газом, создается оранжерей¬
ный эффект: солнечные лучи проникают до нижних слоев атмо¬
сферы, а обратный путь тепловым лучам преграждают молекулы
углекислого газа.
Марс— последняя планета из группы земных — для геогра*
фии представляет наибольший интерес, так как она — единствен¬
ная, кроме Земли, планета в солнечной системе, где возможно су¬
ществование живых организмов, хотя бы примитивных. Многие
физические условия на этой планете не противоречат появлению
живого вещества.
Марс облетели и сфотографировали с близких расстояний не¬
сколько АМС.
По размерам Марс вдвое меньше Земли, а по массе в 9 раз;
его радиус равен 3386 км, средняя плотность 3,97 г/см3 (близка
к плотности Луны). Это значит, что Марс лишен тяжелого ядра.
Отсутствие тяжелого ядра, вероятно, лимитирует развитие био¬
сферы.
13
Вокруг оси Марс вращается быстро, за 24 ч 37 мии, почти так
же, как Земля. Ось вращения наклонена к плоскости орбиты на
65° 04', это определяет смену сезонов года. Но марсианский год
продолжается 687 земных суток. Будучи от Солнца в 1,5 раза
дальше Земли, Марс и тепла получает в 2,5 раза меньше, чем
наша планета.
У Марса, как и у Земли, есть атмосфера. Однако вследствие
малой массы планеты атмосфера весьма разреженная (происхо¬
дит диссипация газов): давление в нижних слоях около 6-102 Па,
плотность воздуха такая же, как на Земле на высоте 15—20 км.
Она почти полностью состоит из СОг, может быть, есть незначи¬
тельное количество азота и аргона. Обнаружен водяной пар, но
его очень мало. У Марса нет магнитосферы, солнечный ветер и
ультрафиолетовая радиация расщепляют молекулы воды на кис¬
лород и водород; первый идет на окисление, второй улетучива¬
ется.
Климат Марса благодаря значительному удалению от Солнца
и разреженной атмосфере—холодный и резко континентальный.
Средняя температура 200 К, в экваториальной зоне днем темпе¬
ратура может подниматься до 20° С, а ночью (по расчетам) па¬
дать до —45°, в полярных широтах до —100° С.
Воды в жидком виде на поверхности Марса нет, всюду вечная
мерзлота, препятствующая подъему грунтовых вод. Вода, которая
все же проникает в атмосферу, в разреженном воздухе быстро
испаряется.
В телескоп на диске Марса видны следующие детали ареогра-
фического (на Земле соответствует географическому) характера:
1. Светлые красные области, названные «материками» и зани¬
мающие 2/з диска; темные области, условно названные «морями»
и занимающие */з диска. Первые, вероятно, плоскогорья, с кото¬
рых ветрами снесен мелкий песок, вторые — песчаные пустыни.
2. Полярные шапки — белые пятна, образующиеся вокруг по¬
люсов зимой и простирающиеся до 50° широты и исчезающие ле¬
том. Весной вдоль границы полярной шапки в темных областях
образуется кайма, которая со скоростью 30 км в сутки продвига¬
ется в направлении к экватору. Светлые области в сезонных цик¬
лах не участвуют.
3. Облака двух типов (темные пылевые и белые, вероятно, из
ледяных кристаллов), а также сильные пыльные бури.
По одной гипотезе полярные шапки образованы тонким слоем
снега или инея, а темные области заняты растительностью; тем¬
ная весенняя кайма образуется пробудившимися весной растени¬
ями. Эта гипотеза, таким образом, признает наличие на Марсе
биосферы. По данным американской АМС «Викинг» (1976) поляр¬
ные шапки состоят из больших масс снега и льда; на Марсе
возможны значительные запасы воды.
По другой гипотезе на Марсе нет живых организмов. Образо¬
вание полярных шапок он.а объясняет замерзанием зимой угле¬
кислоты, сезонную смену аспектов — переносом песков. Корпус¬
14
кулярная радиация, свободно проникающая на поверхность Мар¬
са, губительна для живых клеток.
Поверхность Марса, как показали фотографические снимки
АМС, похожа на лунную, на ней также многочисленны кратеры.
Красноватая окраска коры выветривания (песков) придает такой
же цвет и видимому с Земли диску; за кроваво-красный цвет пла¬
нета и названа именем бога войны Марса.
Из сказанного выше следует, что для зарождения жизни и
образования биосферы на планете необходимы определенные ус¬
ловия: 1) величина и масса планеты должны быть такими, при
которых возможно формирование тяжелого металлического ядра,
обеспечивающего образование магнитосферы, защищающей по¬
верхность планеты от жесткой радиации, и удержание плотной
атмосферы; 2) удаление от Солнца должно быть таким, чтобы
приливное трение не затормозило вращение планеты, происходила
быстрая смена суток и количество тепла было достаточным для
функционирования живых тканей.
Земля, расположенная между Венерой и Марсом, оказалась в
благоприятных космических условиях. В процессе космическо¬
го развития ее величина и строение оказались такими, что разви¬
тие природы на ее поверхности достигло стадии биосферы.
Физические свойства планет были заложены во время образо¬
вания солнечной системы и развились в процессе ее эволюции.
Научная космогония — учение о происхождении Вселенной и
особенно солнечной системы — начинается с работы И. Канта
«Всеобщая естественная история и теория неба», вышедшей в
1755 г. И. Кант впервые в истории астрономии стал рассматри¬
вать Вселенную в процессе развития, и в этом заключается не¬
преходящее значение его гипотезы. По Канту, Солнце и планеты
образовались из разреженной туманности, состоящей из газа и
пыли (частиц). В центре возникло Солнце, а на периферии —
планеты. Эта схема правильна. Однако на уровне науки того вре¬
мени она не могла быть разработана детально. В частности, без
кинетической теории газов и без термодинамики нельзя было
объяснить разницу между планетами земной группы и гигантами.
Позднее, в 1796 и 1824 гг., П. Лаплас математически доказал
роль вращения в сгущении планет. Он утверждал, что они образо¬
вались из горячего облака. Последняя идея легла в основу геоло¬
гических теорий XIX в. (Э. Зюсс). Однако последующие исследо¬
вания показали невозможность сгущения горячего газа в планеты.
Были и другие космогонические гипотезы — Т. Си (1909), Ар¬
рениуса (1918), Д. Джинса (1919—1924),— но они оказались не¬
состоятельными и в физическом и в философском отношении.
В 1950, г. советские ученые (О. Ю. Шмидт, А. И. Лебединский,
В. А. Крат и др.) разработали космогоническую теорию, которую
можно назвать теорией планетезималей. По этой гипотезе все
тела Солнечной системы образовались из медленно вращавшегося
газово-пылевого облака, в котором газ составлял свыше 90% об¬
щей массы. При движении в Галактике протопланетное облако
15
оказалось в таких условиях (гравитация, температура), при кото¬
рых нарушилось внутреннее равновесие массы облака и оно стало
сжиматься. Первоначальное хаотическое движение частиц плане-
тезималей стало упорядоченным, облако приобрело дискообраз¬
ную и спиральную форму. В центре сконцентрировалась наиболь¬
шая масса, в ней повысилась температура и возникли ядерные
реакция. Так образовалось Солнце.
млрд.лет В меньшей периферийной массе об-
ft? Возможный Возраст Галантина фазовались спиральные кольца, сгу¬
щение вещества которых привело к
образованию планет. Полагают, что
это было около 10 млрд. лет назад
(рис. 8).
Солнечные лучи прогревали бли¬
жайшие к Солнцу облачные кольца,
а удаленные оставались холодными.
s Образование солнечной системы Газовая компонента из внутренних
Вероятный Возраст Земли 4,7 колец вследствие термической дис¬
сипации рассеивалась в межзвезд-
n Вероятное начало образования ное пространство и под световым
биосферы - давлением перемещалась к перифе¬
рии.
Химические элементы конденси¬
ровались в порядке, обратном их ле-
L наше бремя тучести. На ближайших к Солнцу
орбитах сосредотачивались тяжелые
Рис. 8. Возраст солнечной системы элементы, как менее летучие, и в
(по А. П. Виноградову) первую очередь железо и никель.
В планетах земной группы количе¬
ство железа обратно пропорционально расстоянию до них от Солн¬
ца: Меркурий на 2/3 состоит из железа, а Марс только на 74.
В удаленных от Солнца кольцах протопланетного облака пла¬
неты образовались из недифференцированного протопланетного
вещества, преимущественно из водорода.
При движении планетезимали сталкивались между собой, со¬
единялись, оседали на более крупных телах, которые и стали пла¬
нетами. Так как облако еще до образования планет приобрело
дискообразную форму, орбиты планет расположены в одной пло¬
скости. Но из-за взаимных возмущений планет они не могли стать
правильными окружностями.
Разница между планетами земной группы объясняется также
взаимодействием их масс с Солнцем и соседними планетами. На
орбите Меркурия из-за близости к Солнцу происходило излучение
массы, поэтому Меркурий небольшой и тяжелый. В средней части
внутренних колец, где масса была, естественно, наибольшей, об¬
разовались большие планеты — Венера и Земля. На орбите Зем¬
ли масса оказалась настолько большой, что возникла двойная
планета Земля-Луна. Аномально малая масса Марса объясняется
тем, что значительная часть планетезималей этого кольца захва-
16
чена гигантом Юпитером. Еще ближе к Юпитеру из-за его грави¬
тационного влияния осталась незначительная масса вещества, ко¬
торая не объединилась в планету и вращается в виде астероидов.
Камнем преткновения для космогонических гипотез было рас¬
пределение момента количества движения: 98% его принадлежит
планетам и только 2% Солнцу. А если отнести его к массе, кото¬
рая на 99,8% сосредоточена в Солнце, то различие получится в
50 000 раз. Английский астрофизик Хойл показал, что такое рас¬
пределение момента количества движения осуществляется через
магнитное поле прото-Солнца и зародышей планет: оно тормозит
вращение центрального тела и ускоряет движение периферии
диска.
К концу периода конденсации, когда Земля достигла современ¬
ной массы, в ее теле началось разогревание, сначала гравитаци¬
онное, а потом и радиоактивное. Это привело к плавлению веще- У
ства и формированию оболочечного строения: ядра, мантии и
коры. Данные геохимии подтверждают, что Земля вначале была
в холодном состоянии, а затем пережила разогревание. Только
после этого, около 4,5—4,6 млрд. лет назад, началась геологиче¬
ская и географическая история Земли.
Из анализа планет земной группы следует вывод, географи¬
чески исключительно важный. Развитие литосферы не может
быть объяснено только внутренней энергией — она давно была бы
израсходована. Наряду с ней важнейшую роль в геологической
истории Земли и в современном ее развитии играют биосфера и
вся географическая оболочка, аккумулирующая солнечную энер¬
гию, которая и обеспечивает развитие природы земной поверхно¬
сти. В отличие от внутрипланетной энергии, весьма ограничен¬
ной, солнечная для истории Земли практически неисчерпаема.'
Наличие механизма усвоения солнечной радиации — биосферы
принципиально отличает Землю от других планет. Ниже мы рас¬
смотрим форму, размеры и глубинное строение Земли в той мере*
в какой от них зависит жизнь географической оболочки.
2 Заказ 371
ГЛАВА 2
ОБЩАЯ МОРФОЛОГИЯ ЗЕМЛИ
ФОРМА И РАЗМЕРЫ ЗЕМЛИ
Представление о форме Земли эволюционировало вместе с
развитием взглядов человечества на пространство и должно рас¬
сматриваться не только в географическом, но и в методологиче¬
ском аспектах.
До V в. до н. э. представление о форме Земли основывалось
на чувственном восприятии; она считалась плоской, дискообраз¬
ной, окруженной мифической рекой Океан. В IV в. до н. э. пифа¬
горейцы создали учение о шарообразности Земли. Оно не выводи¬
лось из опытных наблюдений, а основывалось на логике: Земля,
как совершенное тело, должна иметь и «совершенную» форму —
шаровую. Представления о шарообразности Земли утвердились
не сразу. Они были признаны после того, как Аристотель (IV в.
до н. э.) доказал, что Земля — шар, а Эратосфен (III в. до н. э.)
высчитал его размеры, получив удивительно близкую к действи¬
тельной длину большого круга — около 40 000 км.
Концепция шарообразной Земли произвела переворот в миро¬
воззрении, в представлении о пространстве и имела огромное
значение в развитии естествознания и философии.
Выражение «форма Земли» надо воспринимать не только как
определение геометрической фигуры планеты, а и гораздо глубже —
как форму географического пространства.
Значение шарообразности Земли. 1. Шаровая фигура при ми¬
нимальном объеме концентрирует максимальную массу материи.
Вещество планеты сжимается, внутри формируются центральное
ядро и оболочки. Оболочечное строение Земли — одно из самых
фундаментальных ее свойств. Внутри тела Земли господствуют
силы тяготения, в литосфере — силы сцепления.
2. Сферическая форма каждой оболочки, в том числе и геогра¬
фической, обусловливает бесконечность и единство пространства.
Геологические, геофизические и географические процессы не име¬
ют границ в первых двух измерениях (ширина и длина): для дви¬
жения внутреннего вещества Земли, циркуляции океанской воды,
воздушных масс атмосферы и расселения живых организмов.
Процессы географической оболочки могут быть поняты только с
учетом сферичности географического пространства.
3. Сферическую форму имеет гравитационное поле Земли.
4. Солнечные лучи на шаровую поверхность падают в разных
18
широтах под разными углами (рис. 9). Это создает сферическое
термическое поле Земли — количество тепла от экватора к полю¬
сам уменьшается, формируются термические пояса — жаркий, два
умеренных и два холодных. Распределение тепла по земной по¬
верхности— начальная и основная причина формирования клима¬
тов.
5. Шарообразная форма плане¬
ты обусловливает постоянное раз¬
деление ее на освещенную дневную
и неосвещенную ночную половины.
Вместе с вращением вокруг оси это
определяет суточную ритмику тепло¬
вого режима географической обо¬
лочки.
6. Сферическая форма географи¬
ческого пространства вместе с его
вращением определяют дифферен¬
циацию географической оболочки
на широтные географические пояса
и зоны. «Все стихии, вода, земля,
огонь (тепло и свет), воздух, а равно растительный и животный
мир, благодаря астрономическому положению, форме и вращению
нашей планеты вокруг ее оси, несут на своем общем характере
явные, резкие и неизгладимые черты закона мировой зональности»
(Докучаев, 1898).
Шарообразная форма планеты определяет/только форму зон
(вытянутость с запада на восток), а их содержание — характер
растительности, почв, животного мира — создается в процессе ч
развития органической и неорганической природы.
Сферическая географическая оболочка симметрична относи¬
тельно плоскости экватора: географические пояса северного по¬
лушария в общем зеркально повторяют соответствующие пояса
южного, но только в общем, в деталях зональность северного и
южного полушарий довольно различна; она диссимметрична по
отношению к плоскости экватора.
Земля — сфероид. Фигуры планет создаются действием сил
двух родов: а) тяготения, которые формируют шаровую форму
(на Земле силы тяготения в сотни раз больше, чем сцепление у
стали; на малых небесных телах, например астероидах, действу¬
ют силы сцепления, поэтому эти тела не имеют шаровой формы),
и б) центробежными от осевого вращения, которые вызывают по¬
лярное сжатие (сплюснутость) и определяют сфероидальную фор¬
му (рис. 10). Величина отступления сфероида от шара определя¬
ется скоростью осевого вращения: чем она больше, тем больше /
полярное сжатие. /
Полярная сплюснутость Земли была обнаружена еще в XVII в. i
В 1672 г. из Парижа в Каенну были перевезены часы, маятник \
которых имел такую длину, при которой в Париже период кача¬
ния равнялся секунде. Близ экватора часы стали отставать на
Скользящий луч 0°
наклонный
Рис. 9. Падение лучей на земнук>
поверхность
2*
19*
2 мин 28 с в сутки и маятник пришлось укоротить на 2,8 мм. Это
явление Ньютон и Гюйгенс объяснили уменьшением силы тяже¬
сти в экваториальных широтах по сравнению со средними, кото¬
рое вызвано сжатием Земли с полюсов и вытянутостью по эквато-
Ly. С тех пор фигура Земли определяется как сфероидальная.
ддусщ^ламереиия и геодезические съемки, проделанные в Ев-
pogej-jOeJELepHofi Америке, подтверди^риф-ер^щщ
У сфероида две оси — эква¬
ториальная и полярная (в гео¬
дезии принято вычислять по¬
луоси). Геодезические работы,
проведенные на территории
СССР под руководством Ф. Н.
Красовского, показали, что
представление о форме Земли
как о двухосном сфероиде не¬
достаточно. Экваториальные
полуоси или радиусы Земного
сфероида неодинаковые. Зем¬
ной сфероид, по крайней мере
в северном полушарии, изме¬
ренном геодезически, трехос¬
ный. На основании советских
геодезических измерений вы¬
считаны размеры референц-
эллипсоида — математически
вычисленного земного эллип¬
соида с определенными разме¬
рами и положением в теле Земли, служащего поверхностью, к ко¬
торой приводят результаты всех геодезических измерений.
В СССР приняты следующие размеры трехосного эллипсоида:
Экваториальный радиус, или большая полуось . . 6378,160 км
Полярный радиус, или малая полуось * 6356,777 км
Полярное сжатие 1:298 или 21,36 км
Экваториальное сжатие 1:30 000 или 213 м
Отсюда выводится ряд других показателей размеров земного
сфероида:
Длина меридиана 40008,5 км
Длина экватора 40075,7 км
Поверхность Земли . 510 200 000 км2
Объем Земли 1083* 1012 км3
Наибольшая полуось выходит на 15° в. д., а наименьшая —
на 105° в. д.
Применительно к территории СССР положение эллипсоида в
теле Земли определено положением геодезического сигнала близ
Пулковской обсерватории: широта северная — 59° 46'15,359", дол¬
гота восточная — 30° 19' 20,318".
'Рис. 10. Сфероидальная форма Земли.
Пунктир — шаровая поверхность
20
Отступление эллипсоида от шара невелико всего 21,36 км на
полюсах. Для процессов, происходящих в географической оболоч¬
ке,— распределения тепла, движения водных и воздушных масс,
расселения растений и животных — это не имеет значения и в гео¬
графии могло бы не рассматриваться. Но сферическая деформа¬
ция отражается на тектонике земной коры и, следовательно, на
рельефе.
Мы уже видели, что степень полярного сжатия определяется
величиной центробежной силы — функцией скорости осевого вра¬
щения. Еще в 1754 г. И. Кант высказался о приливном трении,
замедляющем вращение Земли. Поздней было доказано, что за
геологическое время (с архея) сутки сократились примерно на
4 ч. Происходит вековое замедление осевого вращения Земли.
На этом фоне проявляются и другие неравномерности ротацион¬
ного режима Земли. Естественно, что эксцентриситет (сжатие)
Земли должен изменяться.
Советский ученый М. В. Стовас в 1951—1961 гг. математически исследовал
потенциал сил, вызванных неравномерностью ротационного режима Земли, и их
деформирующее воздействие на земную кору. Он пришел к выводу о тектони¬
ческой неравноправности параллельных поясов (зон) и о критическом характе¬
ре (т. е. тектонической активности) некоторых параллелей, точнее полос, осями
которых являются параллели.
Уменьшение полярного сжатия сказывается в том, что литосфера в эквато¬
риальных широтах (с активной параллелью 0°) имеет тенденцию к опусканию,
а в высоких (с активной параллелью 62°)—к поднятию. Между широтными
полосами с нисходящими и восходящими движениями образуются пояса разло¬
мов с критическими параллелями 35° с. и ю. ш.
Орографическое проявление активных параллелей показано при анализе
рельефа Земли.
Земля —геоид. Кроме сил сцепления и ротационных фигура
Земли определяется и распределением в ее теле тяжелых и отно¬
сительно легких горных пород, поскольку с их плотностью связа¬
но значение силы тяжести. В местах скопления тяжелых пород
поверхность фигуры должна отступать к центру планеты, а там,
где скопились породы меньшей плотности,— от центра.
Неравномерное распределение пород в теле Земли обусловлено,
во-первых, ее образованием путем конгломерации холодных пла-
нетезималей, во-вторых, всей геологической жизнью литосферы —
горообразованием, вертикальными и горизонтальными движения¬
ми блоков земной коры и другими процессами.
Возникнув из холодных планетезималей, Земля первоначально
имела неправильную форму, лишь в общем приближавшуюся к
шарообразной. Последующее разогревание при ротационном ре¬
жиме приблизило эту форму к шаровой. Перераспределение масс
в теле Земли продолжается, современная ее фигура — лишь ста¬
дия в развитии Земли.
Фигурой планеты называется не ее физическая поверхность с
горами и низменными равнинами на материках, а некоторая тео¬
ретическая— уровенная поверхность потенциала силы тяжести,
т. е. такая поверхность, которая ъсюду перпендикулярна направ¬
21
лению силы тяжести или отвесу. Она получила название геоида
(что буквально означает форма Земли). Иными словами, форма
Земли не совпадает ни с какой математической фигурой и сугубо
индивидуальна. Она-то и определяется как уровенная поверхность
потенциала силы тяжести или как уровень воды в спокойных
океанах и в воображаемых каналах на материках.
Вывод о том, что Земля — геоид, впервые был сделан на осно¬
вании градусных измерений, но только при помощи искусственных
спутников Земли удалось выявить и измерить отступление геоида
от математического сфероида во всех точках поверхности, в том
числе и на океанах. Обнаружено, что Земля слегка грушеподобна:
в средних широтах южного полушария поверхность геоида не¬
сколько (до 20 м) выше сфероида, на экваторе они совпадают, а
в средних широтах северного полушария геоид ниже сфероида;
северный полюс приподнят на 15 м, южный опущен на 20 м, а вся
Антарктида лежит на 30 м ниже эллипсоида.
Наблюдения спутников показали и долготные вариации геоида
и подтвердили вывод геодезистов о его трехосности: экваториаль¬
ное сечение Земли тоже не круг, а эллипс, большая полуось ко¬
торого превышает малую на 100 м.
Величина отступления геоида от сфероида в сравнении с размерами земного
шара невелика, но она порождает внутренние напряжения в Земле, отражаю¬
щиеся на локализации тектонических процессов и на рельефе.
Зависимость рельефа от фигуры планеты в общих чертах следующая: в
тех широтных полосах и меридиональных секторах, в которых геоид выше
сфероида, литосфера имеет тенденцию к опусканию и развивается по океаниче¬
скому типу; там, где геоид лежит ниже сфероида, в подкорковом веществе
господствуют восходящие токи, литосфера развивается по континентальному
типу. Мы уже видели, что в области северного полюса геоид выше сфероида,
и здесь океан. У южного полюса, где геоид опущен в сравнении со сфероидом,
располагается материк. Такая связь блоков литосферы с формой геоида, как
увидим ниже, наблюдается и в других частях Земли.
Геоид асимметричен, но в географической оболочке проявляет¬
ся симметрия шара.
Оценку размерам земного шара человечество всегда давало в
свете технических возможностей преодоления расстояний. До эпо¬
хи Великих открытий человечество было разобщено непреодоли¬
мыми пространствами; в средние века на кругосветные путеше¬
ствия требовалось не менее трех лет; сейчас для перелета из од¬
ной точки Земли в любую другую требуются только часы. Крите¬
рием объективной оценки размеров Земли служат природные про¬
цессы. Из сравнения Земли с другими планетами мы уже видели,
что ее размеры достаточны, чтобы удерживать атмосферу и гидро¬
сферу, благодаря которым природа ее поверхности принципиаль¬
но отличается от поверхности других планет земной группы.
Разумеется, что размеры Земли в природе географической
оболочки проявляются не. сами по себе, а через переход количе¬
ства вещества в его новое качество.
22
ГЛУБИННОЕ СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ
Географическая оболочка взаимодействует с одной стороны с
глубинным веществом планеты, с другой — с верхними слоями
атмосферы, и хотя география не изучает ни глубинных, ни высо¬
коатмосферных частей Земли, она использует данные геофизики
и геологии для понимания природы географической оболочки.
Термином «строение Земли» обычно обозначается ее вну¬
треннее, т. е. глубинное устройство, начиная от земной коры и до
центра планеты.
Однако кроме внутреннего, надо рассматривать и полное стро¬
ение Земли, включающее гидросферу и биосферу.
Общее землеведение, используя данные геофизики о внутрен¬
нем строении Земли, должно получить ответы на следующие
вопросы:
1. Чем определяется величина гравитационного поля Земли?
2. Какова природа вертикальных движений блоков литосферы
и возможны ли горизонтальные ее перемещения? Причины вулка¬
низма.
3. Почему Земля имеет магнитное поле?
4. Как в природе земной поверхности участвуют вещество и
энергия, поступающие из внутренних сфер?
5: Как со всеми этими факторами связано развитие географи¬
ческой оболочки?
.Значение силы тяжести определяется плотностью Земли. Плот¬
ностью Земли называется отношение ее массы к массе воды такого
же объема. Так как объем Земли известен, а массу равновелико¬
го водяного шара легко вычислить (при плотности, всюду рав¬
ной 1), то задача определения плотности Земли сводится к тому,
чтобы узнать ее массу. Для этого с помощью крутильных весов
определяют притяжение П Земли М. Затем в место наблюдения
помещают металлический шар известной массы м и теми же веса¬
ми определяют значение совместного притяжения Земли и шара.
Разность второго и первого значений показывает притяжение п
искусственного металлического шара, масса которого известна.
Далее задача определения массы Земли сводится к решению про¬
порции:
М:м=П:п>
или масса Земли М во столько раз больше массы металлического
шара м, во сколько притяжение к Земле Я больше притяжения
к искусственному шару /г. Было определено, что масса Земли равна
5,98* 1027 г, а средняя плотность — 5,517 г/см3.
Возможность удержания планетой газов выражается так назы¬
ваемой критической или второй космической скоростью, т. е. ско¬
ростью, которую, или выше которой, обязано развить тело, чтобы
преодолеть гравитационное поле планеты.
Как известно, скорость движения молекул газов зависит от
их температуры и относительной молекулярной массы. Если она
23
больше критической, то газы покидают планету. В результате
или происходит диссипация (рассеяние) атмосферы (наблюдает¬
ся на Марсе), или планета лишается атмосферы (Меркурий и
Луна). Из атмосферы Земли ускользают только легкие гелий и
водород.
Если в среднем масса каждого кубического сантиметра веще¬
ства Земли равна 5,517 г, то плотность земной коры, как уста¬
новлено непосредственными геологическими наблюдениями, со¬
ставляет только 2,65 г/см3. Сопоставление этих двух значений
приводит к выводу, что внутри Земли вещество тяжелее, чем на
поверхности и чем даже его средняя масса (табл. 2).
Таблица 2
Глубинное строение Земли
Индекс
Название геосферы
Глубина, км
Плотность,
г/см3
Предполагае¬
мая темпера¬
тура t, °С
Доля
в общей
массе, %
А
Земная кора
5—40 и до 70
2,7—2,9
1000
0,8
Б
верхняя
40—400
3,6
1400—1700
10,4
С
Мантия
средняя
400—960
4,7
1700—2400
16,4
д
нижняя
960—2900
5,6
2900—4700
41,0
Е — С
Ядро
2900—6371
Свыше.
11,5
5000
31,5
Наиболее достоверные данные о внутреннем строении Земли
дают наблюдения над сейсмическими волнами, т. е. над колеба¬
тельными движениями земного вещества, вызванными землетря¬
сениями. При этом образуются волны трех типов:
1. По поверхности Земли распространяются поверхностные
волны, они имеют небольшую скорость.
2. Продольные волны Р представляют собой упругие колеба¬
ния вещества около своего, среднего положения в направлении
распространения само# волны, т. е. переменное его сжатие и рас¬
тяжение. Они распространяются в любых средах, имеют наиболь¬
шую скорость и приходят на сейсмические станции первыми.
3. Поперечные волны S — колебания вещества в направлении,
перпендикулярном распространению волны; они связаны со сдви¬
гом вещества, т. е. изменением его формы. Естественно, что эти
волны могут проходить только через твердое вещество и зату¬
хают в жидком и газообразном, ибо два последних не сопротив¬
ляются изменению формы.
24
*ч
I
Сопоставление сейсмограмм, т. е. записей формы, значения и
времени прохождения волн землетрясений, сделанных на сейсми¬
ческих станциях, расположенных в разных местах земной поверх¬
ности, позволяет определить скорость и пути прохождения волн
через все тело Земли.
Если бы Земля была одно¬
родным телом, то путь волны
через нее был бы прямолиней¬
ным, скорость везде одинако¬
вой. В действительности пути
пробега волн имеют сложный
вид, а скорости испытывают
скачкообразные изменения.
Первая поверхность скачка
находится на глубине в сред¬
нем около 70 км. Здесь ско¬
рость продольных волн возра¬
стает сразу с 6 до 8 км/с. В сле¬
дующем слое она постепенно
увеличивается и на глубине
2900 км достигает 13 км/с, пос¬
ле чего резко падает до 8 км/с, а затем к центру Земли медленно
возрастает до 11 км/с. Поперечные волны глубже 2900 км не прони¬
кают и, будучи отраженными на этой глубине, возвращаются к по¬
верхности (рис. И).
Резкое изменение скоростей сейсмических волн на глубинах
в 70 и 2900 км отражает скачкообразное увеличение плотности
веществ на этих пределах (рис. 12) и, следовательно, расслоение
Земли на три основные оболочки, или геосферы: до глубины 70 км
Глубины, ть/с. км
Рис. И. Скорости продольных Р
и поперечных 5 волн в теле Земли
Рис. 12. Вероятное распределе¬
ние плотности внутри Земли
Рис. 13. Оболочечное строение
Земли. Видны кора, мантия, ядро,
внутреннее ядро
25
простирается земная кора, далее до глубины 2900 км — мантия
Земли, а от нее и до центра Земли — ядро (рис. 13). В последнем
выделяют внешнее и внутреннее ядра.
Сферически-оболочечное строение Земли достаточно аргумен¬
тировано. Проблемой является химический состав оболочек и спо¬
соб дифференциации вещества на геосферы.
Земля, образовавшаяся из холодных планетезималей, не только
была безжизненной, но и потенциально не могла быть родиной
жизни. Первоначальная атмосфера была водородной и метановой.
Жесткая солнечная радиация свободно проникала на Землю.
Условия, необходимые для зарождения жизни и биосферы (гео¬
графической оболочки), возникли в процессе развития планеты.
После того как масса планеты достигла приблизительно со¬
временного значения около 4,6 млрд. лет назад, началось ее само-
разогревание. Источников тепла было два — гравитационное сжа¬
тие и радиоактивный распад. В результате температура внутри
Земли стала повышаться и началось плавление металлов. Так
как в центре вещество было сильно сжато, а с поверхности охлаж¬
далось излучением, плавление происходило главным образом на
небольших глубинах. Образовался расплавленный слой, из кото¬
рого силикатные материалы, как более легкие, поднимались вверх*
давая начало земной коре. На уровне плавления оставались ме¬
таллы. Так как их плотность выше, чем недифференцированного
глубинного вещества, они постепенно опускались. Это привело
к формированию металлического ядра. Так объясняет возникнове-
\ ние мантии и ядра гипотеза неоднородности химического состава
V геосфер.
Мантия (греч. верхняя одежда) состоит преимущественно из
Mg, О, FeO, Si02, которые и образуют магму (греч. густая мазь).
В ее состав входят также вода, хлор, фтор и другие летучие ве¬
щества. Ядро, согласно этой гипотезе, состоит из нилелдстого
железа. По гипотезе считается также безусловным образование в
мантии и ядре более плотных, чем на земной поверхности, моди¬
фикаций элементов под большим давлением, т. е. она предпола¬
гает радикальную перестройку кристаллических решеток и мак¬
симально плотную упаковку атомов элементов.
Гипотеза фазовых переходов объясняет состояние мантии и
ядра действием высоких давлений, при которых вещество неза¬
висимо от его химического состава переходит в иное физическое
состояние за счет сжатия электронных оболочек и сближения
электронов.
На глубине 2900 км, т. е. на верхней границе земного ядра*
давление достигает 137* 106 кПа (1 370 000 атм). При таком и боль¬
шем давлении электронные оболочки атомов нарушаются и ядра
оказываются растворенными в обшей массе электронов. Вещество
переходит в новое физическое состояние — сверхтвердое, при кото¬
ром нарушаются химические свойства, и оно не может быть назва¬
но именем ни одного химического элемента или соединения, сущест¬
вующего в земной коре при небольших давлениях. По физическим
26
свойствам вещество в этом состоянии универсально-металлическое
и поэтому обладает магнитными силами (рис. 14). При темпера¬
турах, господствующих внутри Земли, внешнее ядро расплавлено,
а субъядро, по-видимому,
Граница Мохо
'И%я0Гя, нарушено н/шстал- &-Л
IXя SI
Средняя мантия,
фПьЫпшлът уплотнение
упаковки am о мод
Дальнейшее
уплотнение
улакобки атомоб,
нижняя мантия
47у
Внешнее ядро.
Сйерхплотное
состояние
ЦещестВа,
универсальное
L металлическое
'км
твердое.
По современным дан-,
ным, ядро на 85—90% со¬
стоит из железа; во внешнем
жидком ядре к нему добав¬
ляется кислород, а во внут¬
реннем — никель.
Дифференциация_земного
веществами выделение яд¬
ра—это сajw ыц^мощный на
Зеюе" процесс „ и главный
внутренний движущий меха¬
низм развития нашей плане¬
ты (второй — развитие био¬
сферы). Он протекает в ман¬
тии: вещество, облегченное
удалением металлов, подни¬
мается к земной коре, а бо¬
лее тяжелое опускается. Так
в мантии возникают конвек¬
ционные токи. В верхней
мантии они замыкаются.
Здесь на глубинах от 100 до
350 км, особенно в пределах
100—150 км, сочетание тем¬
пературы и давления тако¬
во, что вещество находится
в размягченном или рас¬
плавленном состоянии. Этот
слой плавления и повышен¬
ной активности называется
астеносферой, иногда —
волноводом. В составе сов¬
ременной мантии около 8%
приходится на железо (30%
его опустилось в ядро), но и
этого количества вполне достаточно для продолжения дифферен¬
циации вещества и обеспечения тектонической активности нашей
планеты по крайней мере на 1,5—2,0 млрд. лет.
Конвекционные токи порождают горизонтальные астеносфер-
ные течения. Их скорость достигает нескольких десятков санти¬
метров в год. Эти течения привели к расколу литосферы на от¬
дельные глыбы и к их горизонтальному перемещению, известному
как дрейф материков. В астеносфере находятся вулканические
очаги и центры глубокофокусных землетрясений. Над нисходящи-
\Ь9$о1
км
Внутреннее
ядро
Рис. 14. Глубины геосфер
27
ми токами образуются геосинклинали, а над восходящими — сре¬
динные океанические хребты и рифтовые «зоны».
Так как скорость остывания магмы вверху зависит от атмо¬
гидросферы, то и тектоническая жизнь Земли определяется не
только внутренним ее веществом, но и процессами географиче¬
ской оболочки.
В электропроводящем жидком ядре быстро вращающейся пла¬
неты происходят сложные и интенсивные движения вещества, при¬
водящие к самовозбуждению магнитного поля, которое прости¬
рается в околоземное пространство на несколько (около трех)
земных радиусов. Взаимодей¬
ствуя с солнечным ветром, гео¬
магнитное поле создает магнито¬
сферу Земли (рис. 15), которая
защищает природу земной по¬
верхности от губительного для
жизни действия электрически за¬
ряженной солнечной плазмы. До
высоты 44 тыс. км магнитное поле
ослабевает постепенно, в слое от
44 до 80 тыс. км оно неустойчиво,
а на высоте 90 тыс. км теряет
способность захватывать заря¬
женные частицы. Эта высота при¬
нимается за верхнюю границу
магнитосферы. Солнечный ветер,
встречая препятствие в виде маг¬
нитного поля, частично обтекает
его, образуя с теневой стороны
магнитный хвост протяженностью не менее 5 млн. км, частично
захватывается магнитосферой и образует пояса радиации Земли,
ниже которых находится атмосфера.
Образование магнитосферы и изоляция земной природы от
плазмы солнечной короны было первым и одним из важнейших
условий зарождения жизни, развития биосферы и становления гео¬
графической оболочки. .
Одновременно с формированием земной коры развивалась и
атмосфера. Поскольку в протопланетном облаке бщли водород
и гелий, они и составили первую атмосферу. Она не порождалась
Землей, а только удерживалась ею.
Когда начались разогрев, внутренняя плавка и дегазация ман¬
тии, Земля создала собственную атмосферу, в которой господство¬
вал углекислый газ, поступавший при извержениях вулканов.
Водород и гелий, как легкие, были рассеяны. Свободного кисло¬
рода в атмосфере не было. Под действием ультрафиолетовых лу¬
чей С02 и НгО расщеплялись, молекулы 02 немедленно расходо¬
вались на окисление минералов.
Дегазация мантии доставила на земную поверхность также и
водяной пар. Под прикрытием плотнрй атмосферы и при умерен¬
Рис. 15. Магнитосфера Земли. Эква¬
ториальная плоскость:
/ — фронт ударной волны, 2 — магнито¬
сфера, 3 — ее нижняя граница
28
ном нагревании Земли Солнцем водяной пар конденсировался, на¬
сыщал поры земной коры. Постепенно образовались океаны и
воды на поверхности суши.
Таким образом, около 4,0—4,5 млрд. лет тому назад на Земле
создались условия для зарождения жизни. Главные из них: 1) з‘а-
щита от жесткой радиации, 2) наличие атмо- и гидросферы, 3) до¬
статочное химическое разнообразие земной коры и 4) благоприят¬
ный для существования белков тепловой режим — удаление от
Солнца и смена дневного и ночного охлаждения.
По современным представлениям Земля (вместе с атмо- и гид¬
росферой) состоит (в массовых процентах) из железа — 34,63,.
кислорода — 29,53, кремния—15,20, магния—12,70, никеля — 2,39,.
серы—1,93, кальция—1,13, алюминия—1,09, натрия — 0,57, хро¬
ма— 0,26, марганца — 0,22, кобальта — 0,13, фосфора — 0,10, ка¬
лия — 0,07 и других элементов.
Возраст Земли около 5 (4,56±0,3) млрд. лет. Так как накоп¬
ление массы Земли продолжалось не более 0,5 млрд. лет, то воз¬
раст земной поверхности должен быть приблизительно около-
4,5 млрд. лет. Однако самые древние породы земной коры не стар¬
ше 3,5 млрд. лет. Следовательно, догеологический возраст Земли
продолжался около 1 млрд. лет. Ниже мы увидим, что горные
породы материковой земной коры образовались, вероятно, с уча¬
стием живого вещества. Таким образом, доступная нашему изу¬
чению земная кора развивалась в материальной системе, вклю¬
чающей атмосферу, гидросферу и живое вещество.
ЗЕМНАЯ КОРА
Земная кора — это комплекс поверхностных слоев твердого
тела Земли (рис. 16). Выражение «кора» осталось от XIX в.г
когда, согласно космогонической гипотезе П. Лапласа и геологи¬
ческой Э. Зюсса, считалось, что Земля рбразовалась из раскален¬
ного вещества, при остывании которого на поверхности возникла
затвердевшая корка.
Современная наука, как мы уже видели, считает, что вещество
земной Kopii выделилось из мантии. Одновременно в процессе
дифференциации мантии выделялась и вода, составлявшая, как и
в современных вулканических лавах, 7—8% объема базальтовой
магмы.
Однако до сих пор нет единого представления о путях разви¬
тия литосферы. Существует несколько тектонических концепций.
Каждая из них, хотя и основана на бесспорных фактах, отражает
одну сторону тектонической истории Земли, не охватывает обще¬
го ее хода и противоречит другим фактам, которые в свою очередь
удачно объясняются другой теорией. Даже по наиболее принци¬
пиальным 'положениям существуют исключающие одна другую*
точки зрения. Такое состояние тектонической проблемы объяс¬
няется тем, что геология и. геофизика основывают свои выводы на
исследовании материков, которые занимают всего 29,2% площади
29
Рис. 16. Разрез земной коры по параллели 40° с. ш. (по К. А. Куликову, Н. С. Сидоренкову):
-«гранитный» и -осадояный-- слой, 2 — «базальтовый» слой, 3 — мантия, 4 — толщина коры по сейсмическим данным
Земли, а изучение океанского дна, т? . е,. большей части планеты
только еще началось.
Остановимся коротко на характеристике некоторых^ тектони¬
ческих построений:
1. «Фиксисты» (лат. fixus — неподвижный, неизменный). Они-
утверждают, что материки всегда оставались на тех местах, кото¬
рые они занимают сейчас, и всю историю рельефа, палеоклиматов;
и органического мира пытаются объяснить с этой позиции.
2. «Мобилисты» (лат. mobilis — подвижный). Они доказывают,
что блоки литосферы движутся. Эта концепция особенно укрепи¬
лась в последние годы в связи с получением новых фактических,
материалов при исследовании дна океанов. Теория «мобилизма»
более подробно излагается ниже.
3. Концепция роста материков за счет дна океанов. Сторонни¬
ки этой концепции считают, что первоначальные материки обра¬
зовались в виде сравнительно небольших массивов (теперь со¬
ставляющих платформы материков), а затем разрастались за счет
образования гор на океанском дне, примыкающем к краям перво¬
начальных «ядер» суши.
Исследование дна океанов, особенно срединно-океанических
хребтов, дало основание сомневаться в правильности концепции1
роста материков за счет океанского дна (или ограничило этот
процесс ранними геологическими эпохами). Однако в последнее
время теория роста материков получила довольно убедительные
подтверждения.
4. Увеличение размеров суши происходит путем образования
гор в геосинклиналях. Геосинклинальный процесс, как один из
основных в развитии коры материков, положен в основу дальней¬
шего объяснения развития рельефа суши.
5. Ротационная теория. Поскольку фигура Земли не совпадает
с поверхностью математического сфероида и перестраивается в-
связи с неравномерным вращением, зональные полосы и меридио¬
нальные секторы на вращающейся планете неизбежно тектони¬
чески неравнозначны, с разной степенью активности реагируют на
тектонические напряжения, вызванные внутриземными процес¬
сами.
Из перечисленных выше теорий в настоящей книге не прини¬
мается во внимание первая. Дискуссионные стороны остальных
будут рассмотрены ниже.
Догеологйческая история земной коры. На ранней, называемой
догеологической, стадии развития Земли на поверхности осты¬
вающей планеты сформировалась тонкая базальтовая кора, кото¬
рую называют лунной. Ее рельеф создавался вулканическими про¬
цессами (вулканические поднятия до 60 км в поперечнике, ворон¬
ки взрыва, лавовые потоки). Платформ и геосинклиналей на ней
еще не былр. Температура на поверхности базальтовой коры была
выше 100° С, вода находилась только в парообразном состоянии
в воздухе; водоемов, а следовательно, и эрозии не было. Физиче¬
ское выветривание протекало интенсивно, но перенос осуществлял¬
31
ся только ветром и на небольшие расстояния. Областей аккуму¬
ляции также еще не существовало.
Местоположение начальной материковой коры (была ли она
в виде единого материка Пангеи или отдельных глыб) неизвест¬
но. При изучении формирования оболочек Земли мы уже видели,
что дифференциация мантии протекала не везде одинаково: на
одной стороне Земли произошло опускание тяжелых металлов
и образовался Великий океан, а на противоположной поднялись
силикатные породы, создавшие материк. Базальтовая кора уже
в геологическое время стала дифференцироваться на материковую
и океанскую.
Геологическая история Земли. Она началась после того, как
поверхность Земли охладилась до температуры ниже 100°С и вода
перешла в жидкую фазу. С образованием океанов возник влаго-
оборот, на материках появились текучие воды и стал развиваться
один из важнейших рельефообразующих процессов — денудация.
Вода усилила выветривание, прибавив к физическому и химиче¬
ское. Снос продуктов разрушения стал интенсивнее, а перенос
их текучими водами стал осуществляться на большие расстояния.
Взаимодействие атмо-, гидросферы и литосферы приняло такой ха¬
рактер (близкий к современному), при котором развитие земной
коры материков перешло в геосинклинальную стадию.
В понижениях, созданных еще вулканическими процессами,
накапливались осадочные породы. По мере утолщения осадочного
чехла базальтовая кора прогибалась, и осадочная толща достига¬
ла глубин, на которых господствовали высокие температуры. Под
их действием, а также под влиянием восходящих газовых и жид¬
ких растворов в условиях высокого давления рыхлые продукты
метаморфизировались, превращались в массивно-кристаллические,
преимущественно гранитного и гранитогнейсового типа.
Вопрос о генезисе гранитов спорный: одни считают их интру¬
зивной горной породой, другие — метаморфической. Для земле¬
ведения важно то обстоятельство, что гранитный слой есть только
на материках. На дне океанов он отсутствует (или не обнаружен).
Это свидетельствует в пользу участия экзогенных, а следователь¬
но, и биогенных процессов в его образовании.
Выветривание и образование осадочных пород во многом опре¬
деляются живым веществом. Наличие в атмосфере и гидросфере
свободного кислорода (а он биогенный) обеспечивает окисли¬
тельные процессы. Свойства природных вод — одного из самых
могучих преобразователей земной коры — неразрывно связаны с
деятельностью организмов. Бактерии осуществляют окислитель¬
но-восстановительные процессы. Организмы принимают деятель¬
ное участие в миграции и аккумуляции многих широко распрост¬
раненных элементов Темной коры: С, О, N, Са, К, Si, Р, S, Fe,
Си, Мп, Na, I и др.
Выявление огромной роли живого вещества на Земле способ¬
ствовало появлению ряда гипотез «большого круговорота вещест¬
ва». По одной из них гранитный слой материковой литосферы
32
образовался при прямом и косвенном участии организмов. Маг¬
матические породы, оказавшиеся на земной поверхности, разру¬
шаются выветриванием, которое протекает в кислородной атмо¬
сфере при участии воды, тоже обогащенной кислородом. В резуль¬
тате образуются рыхлые осадочные породы — продукт биосферы.
Реками они сносятся в геосинклинали, где опускаются на большие
глубины и метаморфизируются — превращаются в граниты. При
горообразовании граниты вновь поднимаются к дневной поверх¬
ности. Так тектонические процессы оказываются связанными с
солнечной энергией и жизнедеятельностью организмов. Гранитные
массивы материков — это «былые биосферы Земли», остатки древ¬
нейших образований, дошедшие до нас, но вовсе не первичная
кора. Эта гипотеза, как бы ни расценивалась ее обоснованность,
пытается преодолеть разрыв между тектоническим развитием
земной коры и эволюцией органической жизни (Синицин, 1971).
Появившиеся в геологический этап развития Земли геосин¬
клинали постепенно усложняются. Горы, возникающие в них,
разрушаются, давая материал для новых геосинклиналей. Корни
складок образуют платформы — гранитные ядра материков.
Каждая горообразовательная эпоха вызывала существенные
изменения всей природы земной поверхности, в том числе и орга¬
нического мира. В соответствии с этими изменениями геологиче¬
ская история Земли, насчитывающая 3,5 млрд. лет, распадается
на пять неравных по времени эр (табл. 3): 1) архейская (греч.
arche — начало)—эра начала жизни, длилась 900 млн. лет, за¬
кончилась 2600 млн. лет до нашего времени; 2) протерозойская
(греч. proteros — более ранний)—эра ранней жизни, охватывает
огромное время — свыше 2 млрд. лет, от 2600 млн. до 570 млн.
назад); 3) палеозойская (греч. paleo — древний)—эра древней
жизни, продолжалась 257 млн. лет, от 570 до 213 млн. лет назад;
4) мезозойская (греч. mesos — средний)—эра средней жизни,
охватывает время от 213 до 65 млн. лет до нашего времени, т. е.
148 млн. лет; 5) кайнозойская (греч. kainos — новый)—эра новой
жизни, началась 65 млн. лет тому назад и продолжается сейчас.
Таким образом, абсолютный возраст Земли около 4,56±0,3
млрд. лет, литосфера начала формироваться через 1,0—1,5 млрд.
лет, т. е. 3,5 млрд. лет тому назад. Архейская и протерозой¬
ская эры длились около 3 млрд. лет, за это время было не¬
сколько (в Африке шесть) орогенических эпох. 2 млрд. лет назад
появились первые водоросли. Около 570 млн. лет назад началась
геологическая история Земли. Она составляет небольшой отрезок
времени, но в течение его развились не только высокоорганизо¬
ванные растения и животные, но и появился человек с его совре¬
менной культурой.
Океанская и материковая земная кора. В текущую геологиче¬
скую эпоху мощность океанской земной коры от 5 до 10 км. Она
состоит из трех слоев — верхнего тонкого (не более 1 км) слоя
морских осадков, среднего (1,0—2,5 км), называемого базальто¬
вым, и нижнего около 5 км, сложенного, вероятно, габбро.
3 Заказ 371
33
Таблица 3
Советская геохронологическая шкала
Эры и их индексы
Периоды
и их индексы
Отделы и их индексы
Абсолютный возраст
и продолжительность
(в скобках), млн. лет
Кайнозой КZ
Четвертичный Q
Неогеновый N
Палеогеновый Pg
Голоцен Q2
Плейстоцен Qx
Плиоцен N2
Миоцен Nx
Олигоцен Pg3
Эоцен Pg2
Палеоцен Pgx
0—1,5
.1,5—25 (23,5)
25—67 (42)
Мезозой MZ
Меловой Сг
Юрский J
Триасовый Т
Верхний мел Сг2
Нижний мел Сгх
Верхняя юра J3
Средняя юра J2
Нижняя юра Ja
Верхний триас Т8
Средний триас Т2
Нижний триас Тх
67—137 (70)
137—195 (58)
195—230 (35)
Пермский Р
Верхняя пермь Р2
Нижняя пермь Рх
30—85 (55)
Каменноугольный
С
Верхний карбон С8
Средний карбон С2
Нижний карбон Q
285—350 (75)
Палеозой PZ
Девонский D
Силурийский S
Ордовикский О
Кембрийский Cm
Верхний девон D3
Средний девон D2
Нижний девон
Верхний силур S2
Нижний силур SL
Верхний ордовик 03
Средний ордовик 02
Нижний ордовик Ох
Верхний кембрий Сш3
Средний кембрий Сш2
Нижний кембрий Сшх
350—410 (60)
410—440 (30)
440—500 (60)
500—570 (70)
Протерозой Pt или
докембрий
Верхний протеро¬
зой или рифей
Pt3
Средний протеро¬
зой Pt2
Нижний протеро¬
зой Pti
Верхний рифей
Средний рифей
Нижний рифей
570—1100 (430)
1100—1350 (250)
1350—1600 (250)
1600—1900 (300)
1900—2600 (700)
Архей А
2600—3500 и ниже
34
Континентальная кора сложнее. Ее^ощ ж^ь _в_с ^—
45 км, увеличивается до 70 км. Она состоит
также "'из "трёх"~ слоевГ~нсГ''суЖбетвённо:''отйичных от океанских.
Нижний ' слой, тоЩйнби Ьколо 20 ‘км?' сложен, по-видимому, ба¬
зальтами; Этб^ меньшей мощности, продолжается и в
океанах (см. рис. 16).
Основная толща материковой коры условно,, называется «гра¬
нитным» слоем. Он сложен гранитами и гнейсами. Под океаны
гр анитный 'слой не распростр ан яется. Однако следует иметь' в
виду, что на океанском дне глубокого бурения еще не было,' и
утверждение об отсутствии там гранитного слоя не всеми разде¬
ляется.
Наконец, самый верхний слой материковой земной коры —
осадочный. Его . мощность в .среднем 3 км, в некоторых районах
(например, в Прикаспийской низменности) до 10 км,, а "местами
(например, в Карелии и Финляндии) он вообще отсутствует (на
щитах).
Ца_ матер и к ах в результате выве.тризания горных,, пар од ойра;
зуется геологическая формация, получившая название коры вы-
Решение вопроса о глубине воздействия экзогШньтТ
процессов^ и биосферы на литосферу зависит от решения пробле¬
мы происхождения гранитов. Если они окажутся бывшими кора¬
ми выветривания, то утверждение В. И. Вернадского о том, что
«все бытие земной коры, по крайней мере 99% по весу массы ее
вещества, в своих существенных, с геохимической точки зрения,
чертах обусловлено жизнью», окажется справедливым.
Гранитный слой от базальтового, отделен поверхностью Кон-
рада, на которой скорость сейсмических волн возрастает от 6,4
доГ.7Д.1ш/р. Граница между земной корой и мантией и,, да мате¬
риках и на океанах проходит по поверхности Мох.оровичича, со¬
кращенно называемой Мохо. Скорость сейсмических волн на
ней скачкообразно увеличивается до 8 км/с.
Кроме коры двух основных типов — океанского и материко¬
вого есть участки смешанного типа. На материковых отмелях или
шельфах кора толщиной около 25 км и сходна с материковой, но
в ней может выпадать слой базальта. В Восточной Азии в области
островных дуг земная кора переходного типа. Наконец, весьма
сложна и пока еще мало изучена земная кора срединных океани¬
ческих хребтов. Здесь нет границы Мохо, и вещество мантии по
разломам поднимается в кору и даже на ее поверхность.
Жизнь земной коры,, ее вертикальные и горизонтальные движе¬
ния, вулканизм и землетрясения тесно связаны с верхней мантией.
Поэтому в литосферу современная наука включает земную кору
и самую верхнюю мантию до астеносферы, до глубины около
100 км. Над астеносферой и проводится нижняя граница лито¬
сферы (табл. 4).
Выше уже указывалось1, что мощность материковой земной
коры изменяется от 30 км на низменностях до 70 км в горных
странах. Разница же высот рельефа гораздо меньше: отметка са-
3*
Таблица 4
Строение земной коры и верхней мантии
Материки
Океаны
Геосферы
основные слои
глубина нижней
границы, км
основные слои
средняя мощ¬
ность, км
Земная кора
Осадочный
«Г ранитный»
«Базальтовый»
В среднем
3 и до 20
До 40
До 70
Вода
Осадочный
«Базальтовый»
Габбро
5
Менее 1
1—2
Менее 5
Верхняя
мантия
Эклогитовый,
или надастено-
сфера
50—100
Эклогитовый,
или надастено-
сфера
40
Перидотитовый,
или астеносфера
До 400
Перидотитовый,
или астеносфера
350
мой низкой Турфанской впадины—154 м, наивысшей вершины
Джомолунгмы 8848 м; амплитуда 8998 м.
Изучение распределения силы тяжести показало, что все части
земной коры — материки, горные страны, равнины и даже не-
Рис. 17. Образное изображение изостазии
большие участки уравновешены на верхней мантии. Это уравно-.
вешенное их положение называется изостазией (греч. isoc —ров¬
ный, stasis — доложение, стояние, рис. 17),
36
Рис. 18. Изостазия:
1 — низменная равнина, 2, 3— горные страны,.
4 — плато, 5 — океан. Слои коры показаны те
же, что и на рис. 16
Сущность изостазии состо¬
ит в том, что земная кора гид¬
ростатически уравновешена в
астеносфере (рис. 18). На не¬
которой глубине, ниже подош¬
вы земной коры, давление мас¬
сы литосферы на единицу пло¬
щади повсеместно одинаково
(как под плавающими телами).
Изостатическое равновесие
достигается благодаря тому,
что мощность земной коры об¬
ратно пропорциональна ее
плотности. Тяжелая океаническая кора тоньше более легкой мате¬
риковой; горным странам в мантии соответствуют «корни» гор, т. е.
здесь кора толще, чем под низменностями.
Изостазия — это не мертвое статическое положение литосферы.
На поверхности материков и на океанском дне происходит непре¬
рывное перераспределение масс: продукты выветривания сносятся
с гор и откладываются в море. По мере снижения гор подни¬
маются и корни складок и на поверхности оказываются все бо¬
лее глубокие сильно метаморфизированные породы. В подвижных
областях в литосферу внедряется вещество мантии. Подвижные
области литосферы изостатически не уравновешены и характе¬
ризуются изостатическими аномалиями.
Изостазия — в сущности не равновесие, а стремление к нему,
непрерывно нарушаемое и вновь восстанавливаемое. Так, Бал¬
тийский щит после стаивания материковых льдов плейстоцено¬
вого оледенения поднимается примерно на 1 м в столетие. Пло¬
щадь Финляндии все время увеличивается за счет морского дна.
Территория Нидерландов, наоборот, понижается; в этой стране,
как известно, море сдерживается дамбами. Нулевая линия равно¬
весия проходит южнее 60-й параллели. Ленинград расположен на
полтора метра выше, чем Санкт-Петербург времени Петра I. Как
недавно выяснено, даже тяжесть больших городов оказывается
достаточной для изостатического прогибания территории под ними.
Следовательно, земная кора весьма подвижна. И это понятно,
если мы вспомним, сколь ничтожна ее толщина в сравнении с ра¬
диусом Земли. Рельеф земной поверхности есть зеркальное отра¬
жение поверхности Мохо, подошвы земной коры: возвышенным
участкам соответствуют углубления в мантию, пониженным — бо¬
лее высокий уровень ее верхней границы. Так, под Памиром глуби¬
на поверхности Мохо 65 км, а в Прикаспийской низменности 30 км.
Ритмичность развития литосферы обусловлена накоплением и
периодическим погашением внутриземной энергии.
Источников внутренней теплоты несколько: а) гравитационное
сжатие, б) приливное трение, в) геохимические реакции, г) распад
радиоактивных элементов 238U, 235U, 232Th и 40К. Радиоактивны и
земная кора, и мантия.
37
В прошлом радиоактивность Земли, безусловно, была более
высокой. На стадии разогревания Земли уран-235 выделял тепла
в 100 раз, а калий-40 в 12 раз больше, чем теперь. На основании
изучения эволюции изотопного состава и определен возраст Зем¬
ли. Теплота солнечной радиации, которой обязаны тепло атмо¬
сферы и климатические температуры, проникает в земную кору
только в верхний слой. Суточные колебания температуры почво-
грунтов распространяются на глубину 1,0—1,5 м, а годовые в уме¬
ренных широтах в странах с континентальным климатом до глу¬
бины 20, редко 30 м. На той глубине, где прекращается влияние
годовых колебаний температуры нагревания почвы Солнцем, на¬
ходится слой постоянной температуры грунта. Он называется
изотермическим. В равномерно теплых или постоянно холодных
странах, а также в районах вечной мерзлоты он близок к дневной
поверхности. .
Ниже изотермического горизонта в глубь Земли температура
повышается, и это вызывается уже внутренней теплотой земных
недр. Инструментальное определение температуры в шахтах и
буровых скважинах возможно лишь до глубины в несколько ки¬
лометров. Оно показывает, что поток внутреннего тепла повы¬
шается в тектонически активных областях до 0,000003 Вт/м2
(2,6 мккал/(см^* с) и падает на щитах и платформах до
0,00000015 Вт/м2 (0,9 мккал/см2*с). В среднем для Земли (на
океанах и материках) плотность теплового потока приблизитель¬
но около 0,00000019 Вт/м2 (1,2 мккал/см2-с). Эта величина в
4000 раз меньше количества тепла, поступающего от Солнца.
В формировании климатов внутреннее тепло не участвует, но оно
служит энергетической основой тектонических процессов.
Число градусов, на которое увеличивается температура на
100 м глубины, называется геотермическим градиентом. Расстоя¬
ние в метрах, при опускании на которое температура возрастает
на 1°С, называется геотермической ступенью. Величина ее значи¬
тельно колеблется в разных местах и зависит от рельефа, тепло¬
проводности горных пород, близости вулканических очагов, цир¬
куляции подземных вод. В среднем она равна 33 м. В вулканиче¬
ских областях геотермическая ступень может быть около 5 м, в
геологически спокойных областях (на платформах) повышение
температуры с глубиной происходит медленно и геотермическая
ступень иногда достигает 100 м. Горячие источники, угольные и
нефтяные залежи, молодые изверженные породы вызывают умень¬
шение геотермической ступени.
До глубин 400 км тепло в Земле оценивается по температуре
лав, глубже 400 км — путем расчетов (см. табл. 2).
ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ
ГРАВИТАЦИОННОГО ПОЛЯ ЗЕМЛИ
Сила тяжести — равнодействующая притяжения массы Земли .
и центробежной силы от вращения планеты. В экваториальных
широтах она равна в среднем 978 галл, а в полярных возрастает
.38
до 983 галл, что связано как с фигурой Земли, так и с уменьше¬
нием с широтой центробежной силы.
О значении силы тяжести для географической оболочки выше
говорилось в разных аспектах. Обобщим это, поскольку гравита¬
ционное поле Земли для ее природы имеет чрезвычайно важное
значение. \
1. Силами тяготения, превышающими силы сцепления,
создана фигура Земли. В практике решается обратная задача:
потенциал силы тяжести используется при изучении фигуры
Земли.
2. Земное тяготение уплотнило внутреннее вещество Земли иу
независимо от его химического состава, сформировало плотное
ядро.
3. Ядро вместе с вращением Земли создало магнитосферу,
роль которой для биосферы огромна.
4. Величина земного тяготения такова, что удерживает газо¬
вую оболочку, позволяя ускользать только легким элементам—
гелию и водороду. Частично благодаря этому между земной атмо¬
сферой и Вселенной наблюдается газовое несоответствие: во Все¬
ленной на водород приходится 93%, а в атмосфере Земли его
ничтожно мало.
5. Атмосферное прикрытие обеспечивает существование гидро¬
сферы; в противном случае вода мгновенно испарилась бы и уле¬
тучилась.
6. Давление глубинных масс наряду с радиоактивным распа¬
дом порождает тепловую энергию — источник внутренних (эндо¬
генных) процессов, перестраивающих литосферу.
7. Сила тяжести обусловливает стремление земной коры к изо-
статическому ^равновесию. Изостазия была обнаружена при изу¬
чении распределения силы тяжести.
Горные хребты создают на поверхности дополнительную мас¬
су и должны вызывать увеличение силы тяжести, пропорциональ¬
ное массе горной страны. В океанах 4—5 км сложены водой с
плотностью около 1,0 г/см3, поэтому здесь сила тяжести должна
быть меньше, чем в горах. Низменные равнины материков зани¬
мают промежуточное положение и должны иметь силу тяжести
среднего значения.
Измерения показали, что фактически сила тяжести на одной
и той же параллели везде — на море, на низменной суше, в горных
странах — в общем одинакова. Это значит, что в горах она меньше
нормальной, или, как принято считать, здесь обнаруживается отри¬
цательная гравиметрическая аномалия, на море сила тяжести
больше расчетной, или ее аномалия положительная, на низмен¬
ностях фактическая величина ее близка к теоретической, т. е. ано¬
малии нет. Такое распределение силы тяжести и ее аномалии
объясняют изостазией.
8. Астеносфера — размягченный теплом слой, допускающий
движение литосферы,— тоже функция силы тяжести, поскольку
39
расплавление вещества происходит при благоприятном соотноше¬
нии количества тепла и величины сжатия — давления.
9. Шаровая фигура гравитационного поля определяет два
основных вида форм рельефа на земной поверхности — конические
и равнинные. Они соответствуют двум универсальным формам
симметрии — конической, и билатеральной (И. И. Шафранов-
ский). Над каждым малым и большим участком земной поверхно¬
сти существует конусообразное поле земного тяготения. Оно отпе¬
чатывается на всех телах, которые растут на Земле. Если тело
растет вверх, или, что то же самое, вниз, то оно приобретает
форму, близкую к конической (горные вершины, вулканы, карсто¬
вые воронки, песчаные формы рельефа, деревья и т. д.). Если тело
растет горизонтально, то сила тяжести делает его листообразным
(дельты, аккумулятивные равнины, поверхности выравнивания
и т. д.).
Переход конических форм в плоские образует склоны. Весь
рельеф литосферы в сущности склоновый.
10. Сила тяжести обусловливает гравитационный тектогенез —
формирование структур земной коры и вообще движение масс
литосферы под действием силы тяжести. Так как развитие релье¬
фа есть перемещение вещества, то сила тяжести в нем играет
одну из решающих ролей.
11. Земное тяготение определяет верхний предел высоты гор¬
ных хребтов. Вздымание складок земной коры не может быть выше
9 км, ибо этому препятствует сила тяжести.
12. Сочетание гравитационного поля и конкретных тел на Зем¬
ле создает диспропорциональность земного пространства. Несколь¬
ко примеров раскроет его сущность. На малых телах, вплоть до
горных хребтов, действуют силы сцепления, а на больших — гор¬
ных странах, литосфере в целом, а тем более на всей Земле —
силы тяготения, с чем и связана изостазия.
В условиях земного гравитационного поля каждый тип живот¬
ного имеет наиболее удобные для него размеры, изменение которых
повлекло бы изменение и формы. Если длину, высоту и ширину
животного уменьшить или увеличить в 10 раз, то масса его изме¬
нится в 1000 раз, а поверхность в 100 раз. Понятно, что при этом
должно перестроиться все тело.
I Соотношение объемов, размеров и масс определяет парусность
пыльцы и семян растений и способы их перенесения.
13. Сила тяжести в сочетании с размерами тел определяет
силу поверхностного натяжения воды, с которой связаны поднятие
Л& по капиллярам и, следовательно, одна из сторон водного режи¬
ма почвы.
14. Направление силы тяжести вниз, к центру Земли, помо¬
гает животным удерживать вертикальное положение.
15. В течении воды вниз и, следовательно, в работе рек гра¬
витационное поле играет второстепенную роль. Первостепенное
значение имеет энергия солнечной радиации, которая вызывает
испарение воды и подъем пара на материки и в горы.
40
МАТЕРИКИ И ОКЕАНЫ
Двум качественно различным типам земной поверхности — ма^
териковому и океаническому — соответствуют два основных уровня
планетарного рельефа — поверхности материков и ложе Мирово¬
го океана. У.
Принципиальное качественное различие материковой и океани¬
ческой коры, а также отличия в строении верхней мантии под ма-?
териками и океанами обязывают выделять континенты не по ви¬
димому окружению их океанами, а по структурно-тектоническому
принципу.
Это значит, что, во-первых, материк включает материковую
отмель, или шельф, и материковый склон, во-вторых, в основе
каждого материка находится ядро или древняя платформа;
в-третьих, каждая материковая глыба изостатически уравновеше¬
на в верхней мантии. С этим, как увидим ниже, связаны и площадь,
и высота материков.
Материком называется изостатически уравновешенный массив
континентальной земной коры, имеющий структурное ядро в виде
древней платформы, к которому примыкают более молодые склад¬
чатые структуры.
Если к выделению материков подходить по «островному» прин¬
ципу, то их шесть: Евразия, АфрикаСеверная Америка, Юоюная
Америка, Антарктида и Австралия. В науке давно дискутируется
единство материка Евразии; многие выделяют Европу и Азию
в качестве самостоятельных материков. Действительно, Евразия в
структурно-тектоническом отношении не едина. Это — гетероген¬
ный аномальный материк. В основе каждого материка лежит одна
платформа, и только в Евразии их шесть: Восточноевропейская
Сибирская, Китайская, Таримская, Аравийская и Индостанская.
Две последние, кроме того, чужды Евразии: это части Гондваны,
примыкающие к Азии.
На структурно-тектоническом основании Европа и Азия выде¬
ляются в качестве самостоятельных материков. Землеведческое
отношение к этому можно выразить так: анализ тектонических
закономерностей формирования планетарного рельефа подтверж¬
дает самостоятельность Европы и Азии. Развитие географической
оболочки — воздушных масс и климата, вод суши, почв, расти*
тельного и животного мира происходит на одном массиве суши —
Евразии. Здесь, следовательно, землеведение имеет дело с понятия¬
ми и фактами разных структурных уровней: на уровне частной
оболочки — литосферы — Евразия гетерогенна, на более высоком
уровне — биосферном она едина.
Поскольку материковая земная кора в отличие от океаниче¬
ской разорвана, границы между материками очевидны: Центт
ральная Америка (условно линия раздела проведена по Панам¬
скому каналу), Красное море и Суэцкий канал, Берингов пролив;
И только граница между Европой и Азией условна: водораздель¬
ная линия Уральского хребта, - р. Урал, Каспийское море и
41
Кума-Манычская впадина. По Уралу и Кавказу проходят линии
глубинных разломов, геофизически отделяющие Европейский
материк от Азиатского.
Два ряда материков. Уже беглого взгляда на глобус доста¬
точно, чтобы увидеть, что материки образуют два ряда: эквато¬
риальный—Африка, Австралия и Южная Америка, и северный —
Северная Америка и Евразия. Вне рядов остается Антарктида
,(рис. 19).
Рис. 19. Северная и южная (приэкваториальная) группы материков
Положение материков — это не только внешняя чисто геомет¬
рическая черта земного рельефа. Оно отражает историю развития
материковой литосферы, на генетической основе объясняет геоло¬
гическое и геоморфологическое сходство родственных глыб земной
коры — материков.
Южные материки, как теперь признается большинством геоло¬
гов, геофизиков, биогеографов и географов, представляют собой
части («осколки») единого в палеозое мегаконтинента Гондва-
ны1. Северные материки в то время были объединены в другой
мегаконтинент — Лавразию2 (рис. 20). Между ними в палеозое и
1 Название происходит от исторической области Индии Гондваны.
2 Лаврентйей (по имени реки Св. Лаврентия) называется Канадский кри¬
сталлический массив; вторая часть слова — Азия.
42
Рис. 20. Лавразийские и Гондванские материки. Черным показана мезо¬
зойская и альпийская геосинклинали
в мезозое находилась система обширных морских бассейнов, по¬
лучившая название океана Тетис. Он протягивался от Северной
Африки, через Южную Европу, Кавказ, Переднюю Азию, Гима¬
лаи в Индокитай и Индонезию. В неогене на месте этой геосин¬
клинали возник альпийский складчатый пояс.
Соответственно большим размерам суперконтинент Гондвана,
по закону изостазии, имел мощную (50 км) земную кору, которая
глубоко погружалась в мантию. Под ним в астеносфере особенно
интенсивными были конвекционные токи, размягченное вещество
мантии двигалось активно. Это привело сначала к образованию
вздутия в средине континента \ а затем к расколу его на отдель¬
ные глыбы, которые под действием тех же конвекционных токов
стали горизонтально перемещаться 2 (рис. 21 и 22). Как, доказано
* Поэтому здесь возникло материковое оледенение; южный полюс тогда
находился близ южного края Гондваны, примерно там, где сходились Южная
Африка и Южная Америка.
2 Достаточно стройно и убедительно для своего времени гипотеза движения
материков была изложена немецким геофизиком А. Вегенером в 1912 г. и по¬
лучила название гипотезы Вегенера. Мысли о возможности движения континен¬
тов высказывались Шредером в 1856 г., Быхановым в 1880 г., Неймаром в
1887 г., Пелором в 1912 г.
Сначала отношение к ней было скептическим, но вскоре она покорила умы
естествоиспытателей, особенно биогеографов. С конца 1940 г. и до 1950 г. она
снова признавалась «только красивой сказкой». Послё Международного Геофизи¬
ческого (1957—1958) года она уже на новой геофизической основе из кате¬
гории гипотез переходит в общепризнанную теорию неомобилизма.
41
математически (JI. Эйлер), перемещение контура на поверхности
сферы всегда сопровождается его поворотом. Следовательно, части
Гондваны не только перемещались, но и разворачивались.
Первый раскол Гондваны произошел на границе триаса и юры,
около 190—195 млн. лет назад; отделилась Афро-Америка. На гра¬
нице юры и мела (135—140 млн. лет
назад) Южная Америка отделилась
от Африки. На границе мела и па¬
леогена Индостанская глыба соуда-
ЮА
Ав
Ч 5 ИИ1
Рис. 21. Реконструкция Гондваны
(по П. С. Воронову):
а — контуры современных платформ,
6 — границы древней платформы, в —
области альпийской складчатости, /—
4 — материки, 5, 6 — Аравия и Индо¬
стан, 7, 8, 9 — Цейлон, Мадагаскар и
Тасмания
Рис. 22. Возможный механизм распада
Гондваны
рилась с Азией и Антарктида отошла от Австралии. В настоящую
реологическую эпоху литосфера, по мнению неомббилистов, разбита
на шесть плит-блоков (рис. 23), которые продолжают двигаться.
Распадом Гондваны хорошо объясняется форма материков, их
геологическое сходство, а также история растительного покрова
и животного мира южных материков.
Выше, при объяснении эволюции эллипсоидальной фигуры
Земли, говорилось о зависимости рельефа литосферы от рота¬
ционных сил и о тектонической активности некоторых параллелей,
точнее полос. Теперь рассмотрим, какое соотношение существует
между ротационными закономерностями и мобилизмом литосферы.
Линии напряжения на поверхности сфероида, возникающие при
его деформации, в значительной степени определяют положение
материковых глыб, особенно если они перемещаются. Не случай¬
но гондванские материки (их центры) или располагаются в юж¬
ных тропических широтах, или в стремлении в северные умерен¬
ные широты подползают под Азию, или, наконец, Антарктида
сместилась на южный полюс.
История раскола Лавразии так тщательно, как Гондваны, не
изучена.
44
Кроме геологически обусловленного деления суши на' конти¬
ненты существует /ещё сложившееся в процессе культурно-исто¬
рического развития человечества деление ее на части света, кото¬
рых тоже шесть: Европа, Азия, Африка, Америка, Австралия с
]< Е
Рис. 23. Шесть основных плит литосферы:
/ — Тихоокеанская, 2 — Американская, 8 — Антарктическая, 4 — Африкан¬
ская, 5 — Индийская, 6 — Евразийская, 7 — направление движения блоков
(африканский считается неподвижным). А — Срединно-Атлантический, S —
Срединно-Индийский, В — Восточнотихоокеанский хребты
Океанией и Антарктида. На одном материке Евразии распола¬
гаются две части света, а два материка западного полушария
образуют одну часть света — Америку.
Площади материков и океанов. Площади суши — материков и
островов и Мирового океана, океанов и морей, высчитаны в преде-
Рис. 24. Площади суши и моря на" всей Земле (А), в северном (Б)'
и в южном (В) полушариях
45
‘лах современной береговой линии, подводная окраина материков,
геологически к ним принадлежащая, отнесена к морям./
Из 510,2 млн. кв. км поверхности Земли /70,8%, или
361,06. млн. кв. км, занимает Мировой океан и/ 29,2%, или
Рис. 25. Циклограмма площадей океанов
и материков
Площади океанов, материков и частей света следующие
(рис. 25):
Океаны Площадь, млн, км2
без выделения при выделении
Южного Южного
Великий, или Тихий 179,68 151,22
Атлантический 93,36х 73,76
Индийский 74,92 53,65
Северный Ледовитый 13,10 13,10
Южный — 69,33
Материки и части света
Евразия 53,45
Азия 43,45
Европа 10,00
Африка 30,30
Северная Америка 24,25
Южная Америка . . . 18,28
Антарктида 13,97 1
Австралия 7,70
Австралия с Океанией 8,89
По другим данным 91,14.
46
Между, Лавразцйскими и Гондванскими материками в соот¬
ветствии с различным их происхождением значительна разница
по площади, и ее характеру:
1. Несравнима по величине с другими материками Евразия.
Она одна сосредоточивает свыше 30% площади суши.
2. У северных материков значителен по площади шельф — под¬
водное продолжение их низменной поверхности, особенно в Се¬
верном Ледовитом и в Атлантическом океадах, а также в Жел¬
том, Китайскому Беринговом морях Тихого океана1.
3. Тропические материки, за исключением подводного продол¬
жения Австралии® Арафурском море, почти лишены шельфа.
4. Большая чаАть Гондванских материков приходится на древ¬
ние платформы; в\ Лавразийских материках древние платформы
занимают меныпу^ часть общей площади, большая ее часть
приходится на территории, образованные палеозойским и мезо-
кайнозойским горообразованием (табл. 5).
\
Таблица 5
Соотношение площадей тектонических областей
материков (по П. С. Воронову)
Материки
Площади, %
плат¬
фор¬
менные
палео¬
зой¬
ские
мезо-
кайно-
зой-
ские
Азия
27
33
40
Европа
47
40
13
Северная Америка
51
20
29
Африка
96
3
1
Южная Америка
72
7
21
Австралия
70
20
10
Из данных таблицы видно, что прародители современных кон¬
тинентов Лавразия и Гондвана весьма отличались по геологиче¬
скому строению и, следовательно, развивались неодинаково.
5. Береговая линия гондванских материков, образованная тре¬
щинами раскола, относительнб прямолинейна, полуостровов и ма¬
териковых островов мало. Материки — монолитные, слабо расчле¬
ненные глыбы. Для Лавразийских материков характерны исклю¬
чительно извилистая береговая линия, обилие полуостровов, часто
далеко идущих в океан, множество островов вдоль всего берега,
за исключением гондванских полуостровов Аравии и Индостана.
Из общей площади на острова и полуострова приходится в Евро¬
пе 39%, Северной Америке — 25, Азии — 24, Африке —2,1, Южной
Америке— 1,1, Австралии (без Океании) — 1,1%.
Вертикальное расчленение суши. Каждый из основных плане¬
тарных уровней — материков и океанского ложа — распадается на
1 См. на географической карте изобату—200 м.
47
ряд второстепенных. Их формирование, как и основных/ происхо¬
дило в процессе развития земной коры. Остановимся (/начала на:
современном расчленении материковой земной коры т высотные
ступени. Счет ступеней ведется от уровня моря J
На материках в некотором удалении от океакга небольшие
участки суши лежат ниже уровня моря. Они называются депрес¬
сиями (лат. снижение). Наибольшая по плошади из нихт-
южная часть Прикаспийской низменности с минимальной отмет¬
кой— 28 м (Атлас мира, 1967). Внутри Центральной Азии нахо¬
дится сухая Турфанская впадина глубиной—154 м. Самая глу¬
бокая депрессия на Земле — котловина Мертвого моря, берега ко¬
торого лежат на 392 м ниже уровня океана/Депрессии, занятые
водой, уровень которых лежит выше океана, называются крипто¬
депрессиями (греч. kriptos — скрытый). Это райкал, Ладожское
озеро и др. Каспийское и Мертвое моря — не £риптодепрессии, по¬
скольку уровень воды в них не достигает океанского.
Площадь, занятая депрессиями (без криптодепрессий), невели¬
ка, всего 800 тыс. квадратных километров.
Участки суши, лежащие на высотах от 0 до 200 м над уров¬
нем моря, называются низменностями или низменными равнина¬
ми. Они многочисленны на каждом материке, кроме Африки, и
занимают площадь, большую, чем любая другая ступень суши,—
48,2 млн. квадратных километров.
Следующая высотная ступень от 201 до 500 м представлена
возвышенностями и плато (франц. plat — плоский). Они разли¬
чаются между собой формами рельефа: на возвышенностях рельеф
пересеченный, на плато —сравнительно плоский, возвышенность
над низменностью поднимается постепенно, а плато заметным
уступом. Отличаются они и геологическим строением.
Площадь, занятая этой ступенью, также обширна, 33 млн.
квадратных километра.
Выше 500 м располагаются горы. Они могут быть низкими,
средними и высокими.
Низкими горами условно называются такие, вершины которых
поднимаются не выше 1000 м. Обычно это предгорья больших
горных систем. Низкогорья занимают значительную часть мате¬
риков, 27 млн. км2.
Средние горы лежат в пределах от 1000 до 2000 м: Урал, Кар¬
паты, Забайкалье, хребты Восточной Сибири и многие другие
горные страны. Площадь, занятая ими, меньше низкогорной,
24 млн. км2.
Горы, поднимающиеся выше 2000 м, называются высокими или
альпийскими. Последний термин чаще применяется к горным об^
1 Абсолютные высоты отсчитываются не вообще от уровня моря, а тем более
океана, поскольку он везде различен, а от совершенно определенной *точки.
В СССР такой является нуль Кронштадтского футштока, установленного в нача¬
ле XVIII в. Петром I. Он показывает среднее многолетнее, нулевое положение
уровня Балтийского моря. Выражение «уровень океана» в данной главе упот¬
ребляется как географически наиболее образное, и, конечно, условное.
48*
ластям вЦше 3000/М. На высокие горы приходится всего 16 000 км2.
Причем чем выше^ горные вершины, тем меньшую площадь они
занимают, ц, наконец, на высоте Джомолунгмы она сходит на нет.
Ниже урЪвня океана, как уже указано выше, продолжается
материковая 'низменность, затопленная в настоящее время океа¬
ном,— шельф\или материковая отмель. До недавнего времени по
Рис. 26. Соотношение площадей, средних высот и мощностей земной
коры материков
тому же условному счету, что и ступени суши, шельфом называли
подводные равнины с глубинами только до 200 м. Теперь границу
шельфа проводят не по формально избранной изобате, а по линии
фактического, геологически обусловленного окончания материко¬
вой поверхности и перехода ее к материковому склону. Поэтому
шельф продолжается в океан до разных глубин в каждом море,
часто превышающих 200 м и достигающих 700 м и даже 1500 м.
Пересмотр границы шельфа вызван его большим экономиче¬
ским значением (рыба, водоросли, полезные ископаемые).
У внешнего края относительно плоского шельфа происходит
резкий перелом поверхности к материковому склону и материко¬
вому подножью. Шельф, склон и подножье вместе образуют под¬
водную окраину материков. Она продолжается в среднем до глу¬
бины 2450 м.
Материки, включая их подводную окраину, занимают около
40%• поверхности Земного шара, тогда как площадь суши выше
современного уровня океана составляет только 29,2% общеземной.
Каждый материк, как уже говорилось, изостатически уравно¬
вешен в астеносфере. Это значит, что между площадями матери-
4 Заказ 371
49-
Таблица 6
Средние высоты континентов и частей света
и мощность литосферы
Материки или части света
сред¬
ние
высо¬
ты, м
Средряя
мощность
литосфе¬
ры/ км 1
Азия
950
/46
Африка
750
/ 42
Северная Америка
700
/ 42
Южная Америка
580 ,
40
Антарктида 2
? 1
?
Европа
300/
37
Австралия
350'
37
1 По П. С. Воронову.
2 В связи с ледниковой нагрузкой изостатически погружена.
ков, высотами их рельефа и глубиной погружения в мантию есть
прямая зависимость: чем больше площадь континента, тем боль¬
ше его средняя высота и мощность литосферы (рис. 26, табл. 6
и 8).
В табл. 6 и на рис. 26 приведены только средние значения
высот и мощностей. Сопоставив гипсометрические карты гондван¬
ских и лавразийских материков, мы легко убедимся, что рельеф
первых довольно однороден, на них господствуют плоскогорья и
средние высоты близки к фактическим; рельеф вторых несравнен¬
но разнообразнее, здесь высокие и обширные горные страны соче¬
таются с низкими большими равнинами.
Таблица 7
Площади гипсометрических ступеней материков
Суша, высота, м
Площади
Название высотных
ступеней
млн. км2
% от площади
суши .
% от площади
Земли
Ниже 0
0,8
0,54
0,1
Депрессии
0—200
48,2
32,35
9,5
Низменности
200—500
33,0
22,15
6,4
Возвышенности
500—1000
27,0
18,12
5,3
Низкие горы
1000—2000
24,0
16,10
4,7
Средние горы
2000—3000
10,0
6,71
2,0
Выше 3000
6,0
4,03
Ь?
Высокие горы
149,0 100 29,2
л
По данным табл. 7, большая часть суши приходится на низ¬
менности и возвышенности, 82 млн. км2 из 149; если к этому при¬
бавить высоты до 1000 м, то площадь возрастет до 109 млн. км2.
50
Горные страны, таким образом, занимают незначительную пло¬
щадь. \
У гондванских и лавразийских материков соотношение гипсо-
метрйческих\ ступеней различное. Проследим это на .сравнении
двух наиболее типичных представителей групп — Азии и Африки.
Низменная\ ступень в Азии занимает около 25%, в Африке —
около 10%, за^о площадь возвышенностей в Азии составляет 22%,
8882
4/
#
.1
■) - Средняя высота суша Ш метров
Ч-м-м-н-1. i l l 1 |
Срединные хребты
Л mi
Средняя глубина
океана 3800м
100 200 300 400
Площади , миллионы квадратных нилометрод
Рис. 27. Гипсографическая кривая суши и батиграфическая кривая океанского дна
а в Африке 40%- Площадь низких и средних гор примерно одина¬
ковая— по 40—45%, зато альпийские горы выше 3000 м в Азии
занимают 8%, а в Африке — только 1% площади материка. Мы
приходим к уже известному выводу о том, что гондванские мате¬
рики в целом плоскогорные, а лавразийские имеют сильно пере¬
сеченный рельеф.
Средняя высота суши 870 м.
Такое распределение площадей по высотам имеет существен¬
ное значение для географической зональности: на низменностях,
возвышенностях и низких горах она проявляется отчетливо. Гор¬
ные страны выступают как острова с вертикальной поясностью
природы.
Обобщенный профиль земной поверхности представлен гипсо¬
графической кривой (hipsos — высота). Часть ее, относящуюся
к океану, называют батиграфической кривой (bathos — глубина).
Кривая (рис. 27) строится следующим образом: размеры площа¬
дей, лежащих на разных высотах и глубинах, снимаются с гипсо-.
метрических и батиметрических карт и откладываются в системе
4*
51
Таблица 8
Площади гипсометрических ступеней дна /
Мирового океана
Глубины, м
Площади,
млн. км2
Глубины, м
/
Площади,
МЛН. КМ2
0—200
27 242
4000—5000
117/653
200—1000
16311
5000—6000
li 108
1000—2000
16 249
6000—7000
/4016
2000—3000
30 527
7000—8000
/ 264
3000—4000
76 661
>8000
91
координатных осей; по линии ординат откладываются от 0 вверх
высоты, а вниз глубины, по линии абсцисс — площади в миллио¬
нах квадратных километров.
Рельеф и строение дна Мирового океана. Глубины Мирового
океана показаны в табл. 8; по этим данным и построена батигра-
фическая кривая.
Средняя глубина Мирового океана — 3794 м.
Океанское дно состоит из четырех планетарных морфоструктур¬
ных форм рельефа: подводной окраины материков, переходных
зон, ложа океанов и срединно-океанических хребтов (табл. 9).
Таблица 9
Площади основных форм рельефа дна Мирового океана
Формы рельефа и их гипсометрическое положение
Пло¬
щади,
в % от
обще¬
земной
Подводная окраина материков, от 0 до —2450 м
14
Переходные зоны, от 0 до — 11022 м
5
Ложе океанов, от — 2450 до —6000 м
40
Срединно-океанические хребты, от —6000 до 0 м
10
Подводная окраина материков состоит из шельфа, материко¬
вого подножья и опускается до глубины — 2450 м. Ее земная кора
материкового типа. Общая площадь подводной окраины матери¬
ков 81,5 млн. км2. Материковый склон погружается в океан срав¬
нительно круто, уклоны на нем в среднем около 4°, иногда дости¬
гают 40°. Материковое подножье в структурном отношении пред¬
ставляет прогиб на границе материковой и океанической земной
коры. Морфологически это аккумулятивная равнина, образован--
ная осадками, снесенными с материкового склона.
Промеры глубин океана выявили систему срединно-океаниче-
ских хребтов, геофизические исследования показали их тектони¬
ческую активность, а изучение палеомагнетизма дало материал
52
для определения возраста хребтов и направления развития океан¬
ского дна.
Срединные океанические хребты образуют единую и непрерыв¬
ную систему,', охватывающую все океаны (рис. 28). Они представ¬
ляют собой огромные горные сооружения, достигающие в ширину
1—2 тыс. км и поднимающиеся на 3—4 тыс. м над океанским
ложем, почти до уровня океана, а иногда и выше его, образующие
острова (Исландия, Азорские, Сейшельские и др.). По гран¬
диозности они значительно превосходят горные страны материков
и соизмеримы с континентами. Например, Срединно-Атлантиче¬
ский хребет в несколько раз больше самой большой наземной
горной системы Кордильер и Анд. Название «хребет» к ним
применимо условно.
Система срединных океанических хребтов включает: 1) Средин¬
но-Атлантический хребет, протягивающийся от Исландии вдоль
всего океана, сохраняя его S-образную форму, до Тристан-да-
Кунья; 2) Срединно-Индийский хребет, вершины которого выра¬
жены Сейшельскими островами; 3) Восточнотихоокеандкое подня¬
тие, идущее к югу от полуострова Калифорния.
По рельефу и тектонической активности срединные океаниче¬
ские хребты бывают двух типов: рифтовые и нерифтовые. Первые,
примером которых служит Срединно-Атлантический, характери¬
зуются наличием «рифтовой долины» — глубокого и узкого ущелья
с крутыми склонами, которое идет по гребню хребта вдоль его
оси. Ширина рифтовой долины 20—30 км, а глубина раскола ниже
ложа океанов до 7400 м во впадине Романш.
Рельеф рифтовых хребтов сложный, пересеченный: рифтовые
долины, узкие горные хребты, гигантские поперечные разломы,
межгорные впадины, вулканические конусы — подводные и над¬
водные вулканы и острова. Хреб-ты сейсмические.
53
Нерифтовые, или «асейсмические», хребты, например/ Восточно-
тихоокеанский, характеризуются отсутствием «рифтовой долины»
и вообще менее сложным рельефом. Им свойственна ,общая черта
срединных хребтов — грандиозные поперечные разломы.
Наиболее существенные геофизические особенности срединных
хребтов заключаются: а) в повышенной величин?' потока тепла
из недр Земли, б) в специфическом строении земной коры, в) в
аномалиях магнитного поля, г) в вулканизме и д) сейсмике.
Распределение осадков, слагающих верхний слой коры, в сре¬
динных хребтах подчиняется следующей закономерности: на хреб¬
те они маломощны или вовсе отсутствуют, и хребты уже на по¬
верхности сложены базальтами; по мере удаления от гребня
возрастает мощность осадков (до нескольких километров) и их
возраст; если в самой расселине лавам 13 тыс. лет, то на удале¬
нии 6,5 км уже 290 тыс. лет, а в 60 км — 8 млн. лет. Горных пород
старше 160 млн. лет на дне океана не найдено. Это свидетель¬
ствует о постоянном обновлении гребней.
Как уже говорилось ранее, верхняя мантия — это гигантская
конвекционная система. Подъем расплавленного вещества и вы¬
звал образование срединных хребтов. По рифтовым долинам лава
вытекает наружу и образует базальтовый слой. Присоединяясь
к «старой» коре, новые порции лавы вызывают горизонтальное
смещение блоков литосферы и расширение океанского дна. Ско¬
рость горизонтальных движений в разных местах Земли колеб¬
лется от 1 до 12 см в год: в Атлантическом океане около 4 см/год,
в Индийском — около 6 см/год, в Тихом—до 12 см/год. Эти нич¬
тожные значения, умноженные на миллионы лет, дают огромные
расстояния: за 150 млн. лет, прошедших со времени раскола
Южной Америки и Африки, они разошлись на 5 тыс. км. Северная
Америка отделилась от Европы 80 млн. лет тому назад. А 40 млн.
лет тому назад Индостан столкнулся с Азией и началось образо¬
вание Гималаев.
Решающую геофизическую аргументацию 1 в пользу мобильно¬
сти литосферы дало изучение магнетизма скальных базальтовых
пород и океанических осадков вдоль срединных хребтов. Магни¬
тологический метод подтвердил расширение океанического дна
и позволил судить о времени образования хребтов и океанов. Ат¬
лантический и Индийский океаны не старше 160 млн. лет, Вели*
кий океан — первозданный, существует от начала геологической
истории Земли.
Что же следует из разрастания океанского дна в области сре¬
динных хребтов? Может быть, увеличение объема всей Земли?
Оказывается, нет: для этого потребовалось бы приращение веще¬
ства, а происходит только его перетекание.
. Базальтовая кора, нарастающая вдоль срединных хребтов
1 Для географов всех направлений лучшей аргументацией является биогео-
графическая: былое и совремейное распространение организмов хорошо объяс¬
няется историей гондванских материков.
54
и растекающаяся от них горизонтально, в течение миллионов лет
проходит тысячи километров и у некоторых краев континентов
опускается снова в недра Земли, унося с собой и океанические
осадки (рис. 29). Одновременно она вызывает дрейф материков.
Этим объясняется различный возраст пород на гребне хребтов
и в других частях океанов.
й Хонсю (Япония)
Рис. 29. Погружение океанской коры под Азиатский континент:
1 — изотермы, 2 — зона разогрева за счет трения, 3 — корни вулканов
Глубокие океанические желоба находятся в четырех областях
Земли: i) в Тихом океане вдоль берегов Восточной Азии и в Океа¬
нии — Алеутский, Курильско-Камчатский, Японский, Филиппин¬
ский, Марианский с максимальной для Земли глубиной 11 022 м,
Западномеланезийский, Тонга\ 2) в Индийское океане — Яван¬
ский-, 3) в Атлантическом океане — Пуэрто-Риканский и 4) в Юж¬
ном — Южный Сандвичев.
Здесь же, как увидим позднее, находятся характернейшие ост¬
ровные дуги — Алеутская, Курильская, Японская, Филиппинская,
Антильская, Сандвичева.
Глубоководные желоба, островные дуги и котловины окраин¬
ных морей и образуют переходные зоны. В них сложно сочетаются
участки материковой и океанической коры.
Ложе океанов, на которое приходится 73% его площади, заня¬
то глубоководными (от 2450 до 6000 м) равнинами. Они соответст¬
вуют океаническим платформам. Между равнинами проходят уже
описанные срединно-океанические хребты, а также возвышенности
и валы другого генезиса. Они разделяют ложе океанов на отдель¬
ные котловины. Например, от Североатлантического хребта к за¬
паду располагается Североамериканская котловина, а к востоку —
Западноевропейская и Канарская.
На равнинах поднимаются вулканические конусы.
55
Закономерности расположения континентов. 1. Большая
часть суши сосредоточена в северном полушарии — Евразия, боль¬
ше половины Африки, Северная Америка и часть Южной Амери¬
ки. В южном остались небольшая Австралия и части Южной Аме¬
рики и Африки (рис. 30).
Северное полушарие оказалось материковым, хотя и здесь на
сушу приходится только 39, а на океан 61%, а южное океаниче¬
ским. Антарктида, расположенная вокруг Южного полюса, не
нарушает сплошного океанического однообразия южного полуша¬
рия. Но даже с ней 81% площади южного полушария покрыт
водой.
2. Отчетливо выступают широтные полосы планетарного мега¬
рельефа Земли: а) океанических погружений северных полярных
широт, б) лавразийских материков средних широт северного полу¬
шария, в) гондванских материков тропических широт, г) океан¬
ского кольца средних широт южного полушария и д) материко¬
вого поднятия южных полярных широт.
Причины такой локализации континентальных глыб еще не
объяснены. Теория мобилизма, объяснив происхождение матери¬
ков из Гондваны и Лавразии и причины их движения, не касается
вопроса, почему они лежат в этих местах земного глобуса.
Пока единственное'объяснение дает ротационный режим Зем¬
ли, создающий тектоническое неравенство параллельных полос и
меридиональных лучей вращающейся геоидальной планеты.
3. Северные материки простираются от тропических широт
через умеренные в субполярные и располагаются циркумполярно,,
тогда как южные не выходят за пределы субтропических (табл. 10).
4. В западно-восточном направлении континенты располага¬
ются попарно тремя лучами (удобнее было бы их называть сек¬
56
торами, но этот термин вошел в географию с другим содержанием:
им обозначаются западные, центральные и восточные области ма¬
териков): а) обе Америки, б) Европа и Африка, в) Азия и Авст¬
ралия.
5. Сочетание широтного циркумполярного и западно-восточного
лучевого положений материков создает «континентальную звезду»
(рис. 31).
Рис. 31. «Континентальная звезда»
«Континентальная звезда» четырехлучевая, но континенты рас¬
полагаются только в трех лучах, их нет в Тихоокеанском. Это
соответствует его геологическому возрасту. «Континентальная
звезда» сначала представляется как чисто внешнее, только геомет¬
рическое отражение расположения материков. В действительности
она характеризует самую сущность мегарельефа планеты — зональ-
но-секториальный характер распределения материков и океанов
по поверхности земного шара.
Сферический функциональный анализ показал, что степень про¬
явления «континентальной звезды», т. е. степень секториальности
в расположении материков и океанов, пропорциональна синусу
57
широты. Она ярче всего проявляется на экваторе, на 30° широты
снижается до 56%, а на 60° —до 6,3% и, наконец, в полярных
широтах она исчезает. Математические данные соответствуют фак¬
тическому положению.
Рис. 32. Схема движения вещества мантии, в результате которого образуются
«континентальная звезда» (Л) и континентальные широты (Б) (по Дуну, 1971)
Расчеты высот материков для прошедших геологических эпох
дают основание считать, что «континентальная звезда» начала
формироваться только в силурийском периоде. До этого в распре¬
делении континентов широтных и меридиональных закономерно¬
стей, вероятно, не проявлялось.
6. Расчеты напряжений на поверхности вращающейся груше¬
видной по форме Земли показали, что параллели 50° с. ш., 17*
ю. ш. и 90° ю. ш. и меридианы 70° з. д., 20° в. д. и 110° в. д.
образуют единую планетарную сетку, контролирующую положение
материков на Земле (рис. 32).
Центры тяжести северных лавразийских материков распола¬
гаются около 44—55° с. ш., в полосе шириной всего 11°. Если
к этому прибавить обширные материковые отмели, нередко соеди*
няющие материки, то станет ясно, что между северными матери¬
ками существуют прочные связи (Воронов, 1968), материковая
кора здесь консолидирована. Это соответствует «материковости»
параллели 50° с. ш.
Южные гондванские материки, наоборот, достаточно разбро¬
саны; центры тяжести их находятся в пределах 7° с. ш. — 22° ю. ш.,
в среднем 17° ю. ш. Причина этого, как мы уже видели, кроется
в режиме океанской литосферы.
7. Эксцентричность литосферы, выражающая одну из сущно¬
стей строения нашей планеты, показывает историко-геологическую-
А
58
Таблица 10
Крайние мысы континентов и частей света
Части света
Крайние мысы
Названия мысов
Широта или долгота .
Азия
Северный
Южный
Западный
Восточный
Челюскин
Пиай
Баба
Дежнева
74° 43' с. ш.
1° 16' с.ш.
26° 10' в. д.
169° 40' з.д.
Европа
Северный
Южный
Западный
Восточный
Нордкин
Тарифа
Рока
Мыса нет
71° 08' с.ш.
35° 59' с.ш.
9е 34' з.д.
67° (Полярный Урал)
■Северная Аме¬
рика
Северный
Южный
Западный
Восточный
Мерчисон
Мыса нет
Принца Уэльского
Чарльза
71° 50' с. ш.
9° с. ш. (Панамский
канал)
168° з. д.
55° 40' з.д.
Африка
Северный
Южный
Западный
Восточный
Эль-Абьяд (Бланко)
Игольный
Альмади (Зеленый)
Рас-Хафун
37° 20' с. ш.
34° 52' ю. ш.
17° 32' в. д.
51° 23' в. д.
Южная Аме¬
рика
Северный
Южный
Западный
Восточный
Гальинас
Фроуэрд
Горн
Паринья
Кабу-Бранку
12° 25' с.ш.
53° 54' ю. ш.
55° 59' ю. ш.
81° 19' з. д.
34°48' з.д.
Австралия
Северный
Южный
Западный
Восточный
Йорк
Вильсон
Стип
Байрон
10° 41' ю. ш.
39° 11' ю.ш.
113° 07' в. д*
153° 35' в. д.
и геофизическую основу континентальное™ северного и восточного
и океаничности южного и западного полушарий.
Литосфера эксцентрична в меридиональном (северо-южном)
направлении: материковая сдвинута к северу, а океанская к югу
одна относительно другой и обе относительно центра планеты.
Графически эксцентричность можно выразить в виде диаграм¬
мы соотношения площадей суши и океана по широтным полосам
(рис. 33).
Меридиональная эксцентричность литосферы настолько велика,
что делает рельеф планеты антисимметричным: материковому поя¬
су северного полушария противостоит океанический южного, Арк¬
тика — Антарктиде.
59
Глубоких причин эксцентричности и антисимметрии литосферы
не касался ни один исследователь. Заключается ли она в груше¬
видной фигуре Земли, или, наоборот, сама выпуклость северного
полушария есть следствие скопления в ней легкой материковой
коры, неизвестно.
90
80
70
60
50
40
30
20
10
О
10
20
30
40
50
60
70
80
1 15.0 ЩЩЩ16,5Щ
Ш ^ -I
I 20.8 ИШ шет
Щ 1,
I 25,1 1ШтмШ
Щ п.,
! . 31,5 ШШ1Щ
Ш _1
ЗкО ВШ Щ \
33.7 ЮЛ Я
I 33.2 Ш? Я* 8
1
I 30.9 т&.9.3%
г
I 32,2 У А
J
30.5
25Л
Рис. 33. Соотношение площадей суши (заштриховано)
и океана по географическим широтам через 10°
(млн. км2)
Литосфера эксцентрична и в западно-восточном направлении:
большая часть материковой литосферы сосредоточена в той части
Земли, где располагались Гондвана и Лавразия (восточное полу¬
шарие). Меньшая часть — два материка сдвинуты к западу, в за¬
падное полушарие. Причины такого расположения, вероятно, кро¬
ются в закономерностях жизни океанской коры.
Выражения Старый и Новый свет, появившиеся после откры¬
тия Америки, приобретают теперь новое, уже геологическое содер¬
жание: в Старом лежат пра-материки, в Новом—дочерние обра¬
зования.
8. Антиподальность материков и океанов (см. рис. 19 и 34).
Материки расположены так, что каждому из них на противопо¬
ложном конце диаметра Земли непременно соответствует океан.
Наиболее очевидно это на сопоставлении арктического океана и
антарктической суши. Но если глобус установить так, чтобы на
одном из полюсов был любой из материков, то на другом полюсе
обязательно будет океан. Есть только одно незначительное исклю¬
чение: окончание Южной Америки антиподально юго-восточной
Азии.
Антиподальность, поскольку она почти не имеет исключений,
не может быть явлением случайным. В основе ее лежит, вероятно,
60
Рис. 34. Антиподы материков (заштрихованы)
уравновешенность всех участков поверхности вращающейся Зем¬
ли, ротационная причина.
Дрейф материков, неизбежный по эндогенным причинам, вызы¬
вает нарушение достигнутого равновесия; может быть, в этом кро¬
ется причина смещения полюса, которое допускается многими, точ¬
нее перемещения Земли относительно оси вращения, наклоненной
к оси Мира всегда приблизительно под одним и тем же углом
(рис. 35).
9. Почти все материки имеют форму клиньев или треугольни¬
ков, острые вершины которых обращены на юг. Клиновидная фор¬
ма присуща обеим Америкам и Африке, менее свойственна Евра¬
зии (южная вершина треугольника у мыса Кумари на Индостане)
и отсутствует у Австралии. Очевидно, что общая форма матери¬
ков, как и характер береговой линии, и величина материковой
отмели определены линиями раскола Гондваны и Лавразии. Пра-
материки имели в общем овальную форму; осколки их, естествен¬
но, должны быть клиновидными.
10. Меридиональный перекос. Меридионально вытянутые плане¬
тарные формы рельефа простираются S-образно. Такое направле¬
ние свойственно Кордильерам — Андам, Атлантическому океану,
Срединно-Атлантическому хребту, восточному берегу Азии — всем
основным орографическим образованиям северо-южного направ¬
ления.
Меридиональный перекос планетарных структур объяснялся
с позиций различных геофизических и геологических построений.
Однако убедительных объяснений до сих пор нет. Безусловно, он
свидетельствует о тектонической неравнозначности как в целом
61
Рис. 35. Миграция северного полюса (индексы см. в табл. 3)
северного и южного полушарий, так и отдельных широтных полос
каждого из них.
11. Земная кора широтно* и меридионально разрезана поясами
разломов.
A. Средиземноморский. Проходит около орогенической парал¬
лели 35° с. ш. через Средиземное море, систему альпийских дуг
Северной Африки, Южной Европы и Передней Азии в Гималаи
и Индокитай, а также через Центральную Америку. Он выражен
молодыми горными цепями, провальными морями, вулканами, к
нему приурочены сейсмические области.
Б. В южном полушарии также около 35° ю. ш. проходит второй
пояс разлома, выраженный окончанием южных материков (в Юж¬
ной Америке — материковой плиты; вспомните, что оконечность
этого материка антиподальна не океану, а юго-восточной Азии).
B. Вдоль всех берегов Великого океана в меридиональном на¬
правлении проходит Тихоокеанский пояс разлома, более извест¬
ный под названием Тихоокеанского огненного кольца, так как ему
свойственны сильный вулканизм и сейсмичность. Это — область
самого молодого орогенеза, выраженного островными дугами.
62
Г. Рифтовые зоны срединно-океанических хребтов.
Географическое значение современного распределения конти¬
нентов й океанов по Земле легко понять, если прибегнуть к доказа¬
тельству от обратного. Допустим, что все материки собраны в еди¬
ную Пангею. Очевидно, что огромные внутренние ее площади были
бы безводны. При дроблении суши на небольшие островные мас¬
сивы не было бы континентального климата, степной и пустынной
зон. Если бы материки при их натуральной величине располага¬
лись или только вдоль экватора, или только в умеренных или по¬
лярных широтах одного или обоих полушарий, то, как совершенна
очевидно, климатические: и биогеографаческие условия были бы
иными. Иной была бы и географическая оболочка.
Главное отличие нашей планеты — обилие океанов. Богатство-
Земли водой есть ее космическая особенность глубокого принци¬
пиального значения.
Современное положение континентов дает такую основу, на
которой географическая поясность, зональность и региональность
проявляются с максимально возможным разнообразием: есть мор¬
ской и материковый варианты каждого географического пояса.
В Арктике морская ледовая зона, в Антарктиде она материковая.
Вдоль северных берегов Евразии и Северной Америки располо¬
жена непрерывной полосой материковая тундровая зона, в южных
субполярных широтах она представлена островным вариантом с
морским климатом.
В средних широтах северного полушария на обширных матери¬
ках, особенно в Евразии, сформировались зоны тайги, смешанных
и широколиственных лесов, степей, полупустынь и умеренных пус¬
тынь; в южном полушарии антисимметрично этому поясу распо¬
лагается непрерывное океанское кольцо. Отчетливо выражены
материковый и морской варианты природы умеренных широт.
Субтропики северного полушария — непрерывный пояс примор¬
ских и внутриматериковых территорий; в южном полушарии суб¬
тропический пояс выражен на небольших площадях южных око¬
нечностей материков.
Тропический пояс тоже представлен регионами океанскими,,
прибрежными и виутриматериковыми. И только на экваторе нет
глубококонтинентального варианта географической зональности,,
подобно центральноазиатскому.
ОСТРОВА
В процессе развития земной коры и ее взаимодействия с Миро¬
вым океаном сформировались большие и малые острова.
. Общее число островов непрерывно меняется. Одни острова воз¬
никают, другие исчезают. Образуются и размываются дельтовые
острова, тают ледяные массивы, принимавшиеся за острова, мор¬
ские косы приобретают островной характер и, наоборот, острова
причленяются к суше и превращаются в полуострова. Поэтому
площадь островов подсчитана лриблизительно. Она составляет
63-
9,9 млн. км2, т. е. примерно равна площади Европы. Около 79%-
всей островной суши приходится на 28 крупных острова. Из них
самый крупный — Гренландия. Ниже приведен перечень наиболее
крупных островов.
Название острова Площадь,
тыс. км2
Гренландия
2176
Новая Гвинея ....
829
Калимантан (Борнео)
734
Мадагаскар
590
Баффинова Земля . .
512
Суматра
435
Великобритания . . .
230
Хонсю
223
Виктория
212
Земля Элсмира . . .
200
Сулавеси (Целебес) .
179
Южный остров Новой
Зеландии
150
Ява
126
Северный остров Но¬
вой Зеландии . . .
115
Название острова Площадь,
тыс. kmz
Ньюфаундленд ... 111
Куба 107
Люсон" 105
Исландия 103
Минданао 94
Новая Земля .... 82
Г аити 77
Хоккайдо 77
Сахалин 76
Ирландия 70
Тасмания 68
Банкс 68
Шри Ланка 65
Девон 56
Как крупные, так и мелкие острова располагаются или оди¬
ночно, или группами. Группы островов называются архипелагами
(греч. arche — главенство, pelagos — море). Они могут быть ком¬
пактными (Земля Франца-Иосифа, Шпицберген, Большие Зонд¬
ские) или вытянутыми (Японские, Филиппинские, Большие и Ма¬
лые Антильские). По-русски такие архипелаги называют грядами
(Курильская, Алеутская). Архипелаги небольших островов, раз¬
бросанные по бескрайним просторам Тихого океана, объединяют
в три большие группы — Меланезию, Микронезию и Полине¬
зию.
По происхождению все острова можно сгруппировать следую¬
щим образом:
I. Материковые: 1) платформенные, 2) материкового склона,
3) орогенические, 4) островные дуги, 5) прибрежные: а) шхеры,
б) дальматинские, в) фьордовые, г) косы и стрелки, д) дель¬
товые.
II. Самостоятельные: 1) вулканические — а) трещинного излия¬
ния лавы, б) центрального излияния лавы — щитовые и кониче¬
ские; 2) коралловые — а) береговые рифы, б) барьерные рифы,
в) атоллы.
Материковые острова генетически связаны с материками, но
связи эти имеют различный характер, и это сказывается на при¬
роде и возрасте островов, на их флоре и фауне.
Платформенные острова лежат на материковой отмели и гео¬
логически представляют собой продолжение материка. От основ¬
ного массива суши они отделены мелкими проливами или шель¬
64
фовыми морями. Платформенного происхождения острова Британ¬
ские, Шпицберген, Земля Франца-Иосифа, Северная Земля, Ново-
Сибирские, Канадский архипелаг. Образование проливов и превра¬
щение части материков в острова относятся к недавнему времени,
поэтому природа островной суши мало отличается от материковой.
Острова материкового склона тоже являются частями конти¬
нентов, но разделение их произошло раньше. Отделяются они
обычно не пологим прогибом материка, а глубоким тектоническим
расколом. Проливы имеют океанический характер. Флора и фауна
таких островов сильно отличается от материковой. К этой группе
относятся Мадагаскар и Гренландия.
Орогенические острова представляют собой продолжение гор¬
ных складок континентов. Так, Сахалин — одна из складок Даль¬
невосточной горной страны, Новая Земля — продолжение Урала,
Тасмания — Австралийских Альп, острова Средиземного моря —
ветви альпийских складок. Новая Зеландия тоже орогениче-
ская.
Островные дуги гирляндами окаймляют Восточную Азию: Але-
утекая, Курильская, Японская, Рюкю, Филиппинская. Второй учас¬
ток островных дуг — Центральная Америка: Большие и Малые
Антильские острова. Третий участок — островная дуга между Юж¬
ной Америкой и Антарктидой. Островные дуги — области наиболь¬
шей активности Земной коры настоящего времени. Это — совре¬
менные геосинклинали.
Материковые прибрежные острова рассмотрены при характе¬
ристике типов берегов.
Самостоятельные острова никогда не были частями материков
и в большинстве случаев образовались независимо от них.
Из них наиболее широко распространены вулканические. Они
есть во всех океанах, особенно на срединных хребтах, многочис¬
ленны в островных дугах. Размеры этих островов определяются
характером извержения. Трещинные излияния лавы создают круп¬
ные острова, по величине не уступающие платформенным. Самый
большой на Земле вулканический остров Исландия площадью
103 тыс. км2.
Главная масса вулканических островов образована изверже¬
ниями центрального типа. Естественно, что эти острова не могут
быть очень большими. Их площадь зависит от характера лавы.
Основная лава растекается на большие расстояния и образует
щитовые острова (остров Гавайи). Извержение кислой лавы дает
острый конус небольшой площади (Стромболи).
Самостоятельные острова образуют и коралловые сооруже¬
ния— известковые постройки колониальных кораллов, а также
водорослей, фораминифер и других организмов. Коралловые поли¬
пы довольно требовательны к условиям местопребывания. Они мо¬
гут жить только в теплых водах с температурой не ниже 20° С,
поэтому коралловые постройки распространены в тропических
широтах и выходят за их пределы только в одном месте — у Бер¬
мудских островов, омываемых Гольфстримом.
5 Заказ 371
65
В зависимости от расположения коралловых построек по отно¬
шению к современной суше они делятся на три типа — береговые
рифы, барьерные рифы и атоллы, или лагунные острова (рис. 36).
Береговые рифы начинаются непосредственно у берега мате-
рика или острова в полосе отлива и окаймляют его в виде широ¬
кой террасы. Близ устьев рек и около мангровых зарослей они
прерываются.
Барьерные рифы находятся на некотором удалении от суши,
отделены от нее полосой воды — лагуной. Самый большой в на¬
стоящее время риф — Большой Барьер¬
ный около восточных берегов Австра¬
лии. Его длина около 2000 км. Шири¬
на лагуны от 35 до 140 км при глубине
30—70 м. Береговые и барьерные рифы
окаймляют почти все острова эквато¬
риальных вод Тихого океана.
Атоллы расположены среди океа¬
нов. Это — низкие острова в форме не¬
замкнутого кольца или эллипса. Ши¬
рина кораллового кольца 100—200 м,
диаметр всего атолла колеблется от
200 м до 60 км и даже больше. Внутри
атолла находится лагуна глубиной
всегда меньше 100, а обычно 40—70 м,
такова же глубина и пролива между
лагуной и океаном. Внешний склон
атолла крутой (до 45°) и падает на
глубину в сотни метров, а иногда и бо¬
лее километра. Склоны, обращенные к
лагуне, пологи, на них поселяются раз¬
нообразные организмы.
Генетическая связь трех типов ко¬
ралловых построек представляет еще
научную проблему. По теории Ч. Дар¬
вина барьерные рифы и атоллы обра¬
зуются из береговых рифов при посте¬
пенном погружении островов. При этом
рост кораллов компенсирует опускание
своего основания, на месте вершины
острова появляется лагуна, а берего¬
вой риф превращается в кольцевой
атолл.
По другой теории атоллы возникли на вулканических островах,
вершины которых были абрадированы и выравнены во время низ¬
кого стояния уровня океана в ледниковую эпоху. После повыше¬
ния уровня океана эти ровные поверхности явились хорошими
основаниями для поселения колоний кораллов.
Вероятно, каждая теория отражает одну из сторон процесса
образования коралловых островов.
Рис. 36. Коралловые построй¬
ки: А — береговой риф, В —
барьерный риф, В — атолл
66
ДВИЖЕНИЯ ЗЕМНОГО ШАРА ,
i И ИХ ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ «СЛЕДСТВИЯ
*
Земля совершает одигаадцдхь различных движений, из кото¬
рых важное географическое значение имеют: 1) суточное вращение
вокр^г^аси, 2) годовое обращен Солнца, 3) дви^ент,
вокруг общего центра тяжести системы Земля — Луна,
“ '"i'Суточное вращение и его значение для географической оболоч-
ки. Ось вращения Земли отклонена от перпендикуляра к..плоско- '
сти эклиптики в настоящее врёмя на 230 26,б/;1. Угол наклона при
движении^по* орбите вокруг Солнца" сохраняется (см. ниже —годо¬
вое обращение Земли).
Выражение «вращение Земли» недостаточно показывает значе¬
ние этого явления для природы земной поверхности, для геогра¬
фической оболочки. Речь должна идти о вращении географиче¬
ского пространства: все явления и на земной поверхности, и в теле
Земли происходят на вращающейся сфере. В одних случаях это
накладывает на них неизгладимую печать, в других придает им
новое качество, в-третьих, рождает новые процессы.
Осевое вращение Земли происходит с запада на восток или
против часовой стрелки, если смотреть от северного полюса Мира.
Это направление движения присуще всей нашей Галактике, раз¬
меры его космические. При допущении движения в противополож¬
ную сторону мы получили бы другой мир, называемый антимиром.
Время оборота вокруг оси ^ сутки — может быть определено
по Солнцу и по звездам. Солнечными сутками называется проме¬
жуток времени между двумя последовательными прохождениями
центра Солнца через меридиан точки наблюдения. В связи со
сложностью движений Солнца и Земли истинные солнечные сутки
изменяются. Поэтому для определения среднего солнечного вре¬
мени применяются такие сутки, продолжительность которых равна
средней длине суток в течение года.
Так как Земля движется вокруг Солнца в том же направлении,
в котором вращается вокруг оси, то солнечные сутки несколько
длиннее действительного времени полного оборота Земли (рис. 37).
Последнее определяется временем между двумя прохождениями
звезды через меридиан данного места. Звездные сутки равны 23 ча¬
сам 56 минутам и 4 секундам. Это и есть действительное время
суточного оборота Земли.
Угловая скорость вращения, т. е. угол, на который поворачи¬
вается какая-нибудь точка на поверхности Земли за любой отре-
1 Наклон оси не остается строго постоянным. В современную эпоху он еже¬
годно уменьшается на 47". Притяжение Луны, поскольку у Земли избыток мас¬
сы на экваторе, а орбита Луны с ним не совпадает, вызывает ^ прецессию —
медленный (за 26 тыс. лет) поворот оси в пространстве. Периодические колеба¬
ния, или нутация, совершаются за 18,6 года. В* течение года положение север¬
ного полюса изменяется на 10—15 м. Происходит вековое смещение полюса в
сторону Америки со скоростью 11 см в год. Была миграция полюса и в геологи¬
ческом прошлом (см. рис. 35).
5*
67
зок времена, одинакова для всех широт. За один час точка пробе¬
гает: 360°: 24 ч=15°.
Линейная скорость зависит от широты (табл. 11). На экваторе
она равна 464 м/с, в сторону полюсов уменьшается. Под широтой
<р скорость равна
V±=V COS ф,
где v — скорость на экваторе, 464 м/с. Для Ленинграда (ф=60°)
она равна 232 м.
Рис. 37. Солнечные сутки длиннее звездных
Времена суток — утро, день, вечер и ночь — на разных мери¬
дианах начинаются разновременно. Однако трудовая деятельность
людей, живущих в разных частях земного шара, требует согласо¬
ванного счета времени. С этой целью введено поясное время.
Сущность поясного времени заключается в том, что Земля в
соответствии с количеством часов в сутках меридианами делится
на 24 пояса, идущих от одного до другого полюса. Ширина каж¬
дого пояса'равна 360°: 24=15°. Местное время среднего меридиа¬
на пояса является поясным временем для всего пояса. Время каж¬
дого пояса от соседнего отличается на 1 ч. В действительности
границы часовых поясов на суше проводятся не всегда по мери¬
дианам, а часто по политическим и географическим рубежам.
В нашей стране И часовых поясов — от второго до двенадцатого.
Вращение Земли дает объективную основу для построения гра¬
дусной сетки. На поверхности шара все точки равнозначны, и по¬
строить координатную сетку можно только на условной основе.
Во вращающейся же сфере объективно выделяются две точки,
к которым может быть привязана координатная сетка.
/ Т абл и и а 11
Линейные скорости движения точек, расположенных на различных широтах,
при осевом вращении Земли
Широты, град
Скорости, м/с
Разница ско¬
ростей на 5°
Широты, град
Скорости, м/с
Разница ско¬
ростей на 5°
0
464,0
1,9
45
328,0
5
462,1
60
232,0
37,0
40 .
355,4
27,4
65
195,0
Эти точки — полюсы, не участвующие во вращении, и потому не¬
подвижные.
Осью вращения Земли называется прямая, проходящая через
центр ее массы, вокруг которой Земля вращается.
Точки пересечения оси вращения с поверхностью Земли назы¬
ваются географическими полюсамих\ их два — северный и южный.
Северным полюсом называется тот, со стороны которого планета
вращается против часовой стрелки, как и вся Галактика.
Линия пересечения большого круга, плоскость которого пер¬
пендикулярна оси вращения, с поверхностью земного шара назы¬
вается географическим или земным2 экватором3. Или: экватором
называется линия, во всех точках равноотстоящая от полюсов. Эк¬
ватор делит Землю на два полушария — северное (+ф) и южное
(—ф). Противоположность между ними не только геометрическая.
Это — смена времен года, видимый путь движения Солнца и всего
небосвода, отклонение движущихся тел вправо и влево и др.
Малые круги, плоскости которых параллельны экваториальной,
пересекаясь с земной поверхностью, образуют географические па¬
раллели. Удаленность параллелей, а равно и всяких точек, от
экватора выражается географической широтой.
Г^ог^фической широтой ср называется угол между плоскостью
земного экватора и отвесной линией в данной точке. При этом
Земля принимается за геологически однородный (что важно для
линии отвеса) шар радиусом 6371 км. В этом случае географиче¬
скую широту можно понимать как удаленность искомой точки от
экватора в градусах. В отличие от географической геодезическая
широта определяется не на шаре, а на сфероиде как угол между
плоскостью экватора и нормалью к сфероиду в данной точке.
Географическая широта совпадает с астрономической.
Линия пересечения большого круга, проходящего через геогра¬
фические полюсы и через искомую точку, с поверхностью земного
1 Polus (лат.) — земная и небесная ось.
2 Кроме земных есть соответствующие им координаты небесной сферы.
3 Aeguata (лат.) — уравниватель, равноденственная линия.
69
шара называется меридианом 1 данной точки. Плоскость меридиа¬
на перпендикулярна к плоскости горизонта. Линия пересечения
этих двух плоскостей и называется полуденной.
Для определения начального меридиана объективного, опре¬
деленного природой, критерия нет. Поэтому в качестве начальных
в разное время принимались меридианы мыса Ферро на Канар¬
ских островах (в России до середины XVIII в.), затем Парижский,
Берлинский; в России с середины XVIII в. и до 1839 г. за началь¬
ный принимался Петербургский (меридиан Кунсткамеры), а с
1839 г.— Пулковский. В настоящее время по международному со¬
глашению в качестве начального принят меридиан обсерватории
в Гринвиче (Лондон).
От начального меридиана ведется счет долгот. Географической
долготой называется двугранный угол между плоскостями мери¬
дианов начального и искомой точки, или расстояние в градусах
от начального меридиана до определяемого места. Счет долгот
можно вести в одну сторону, в направлении вращения Земли, с
запада на восток, а можно и в обе стороны. Второй способ, как
более удобный, принят в настоящее время. Это правило, однако,
допускает исключения: мыс Дежнева, крайнюю восточную точку
Азии, можно считать лежащим как на 170° з. д., так и на 190° в. д.
Условность счета долгот позволяет делить Землю для изобра¬
жения на карте восточного и западного полушарий не по началь¬
ному меридиану, а по принципу полного охвата материков.
Для природы земной поверхности осевое вращение Земли име¬
ет большое значение.
1. Оно создает основную единицу вреАмени — сутки, делящиеся
на две главные части — освещенную и неосвещенную. С этой еди¬
ницей времени в процессе эволюции органического мира оказалась
согласованной физиологическая деятельность животных и расте¬
ний. Смена напряжения (работы) и ослабления (отдыха) есть
внутренняя потребность организмов. Ее ритмы могли быть раз¬
личными, но в процессе эволюции произошел отбор таких организ¬
мов, внутренние биологические «часы» которых «работают» су-
точно.
Главным синхронизатором биологических ритмов выступает
чередование света и темноты. С ним связана ритмика фотосин¬
теза, клеточных делений и роста, дыхания, свечения водорослей
и многое другое.
Так как продолжительность дня меняется по сезонам, то и су¬
точная ритмика у животных и растений колеблется в пределах
23—26, а у некоторых 22—28 ч.
От суток зависит важнейшая черта теплового режима (а не
количества тепла) земной поверхности — смена дневного нагрева¬
ния и ночного охлаждения. При этом важна не только смена, но
и их продолжительность.
Суточная ритмика проявляется и в неживой природе: в нагре¬
вании и охлаждении горных пород и выветривании, температур¬
1 Meridianus (лат.) — полуденный.
70
Направление оси Huptt
> суб'широтное
"направления движения тел
Рис. 38. Поворот плоскости гори¬
зонта влево и отклонение движу¬
щихся тел вправо во вращающем¬
ся географическом пространстве
ном режиме водоемов, температуре воздуха и ветрах, наземных
осадках.
2. Второе существенное значение вращения географического
пространства Состоит в разделении его на правое и левое. Это
приводит к отклонению путей движущихся тел вправо в северном
полушарии и влево в южном.
В 1826 г. историк П. А. Словцов
указал на подмывание правых бере¬
гов рек Сибири. В 1857 г. русский
академик К. М. Бэр высказал общее
положение о том, что все реки север¬
ного полушария подмывают правые
берега. В 1835 г. французский мате¬
матик Г. Кориолйс сформулировал
теорию относительного движения
тел во вращающейся системе отсче¬
та. Вращающееся географическое
пространство и является такой под¬
вижной системой. Отклонение путей
движения тел вправо или влево по¬
лучило название кориолисовой силы
или кориолисова ускорения.
Сущность явления состоит в сле¬
дующем. Направление движения тел, естественно, прямолинейно
относительно оси Мира. Но на Земле оно происходит на вращаю¬
щейся сфере, под движущимся телом плоскость горизонта
поворачивается влево в северном полушарии и вправо в южном.
Поскольку наблюдатель находится на твердой поверхности
вращающейся сферы, ему кажется, что движущееся тело откло¬
няется вправо, тогда как на самом деле плоскость горизонта
уходит влево.
Наиболее наглядно кориолисову силу можно проследить на
качании маятника Фуко. Подвешенный на свободной нити груз
качается в одной плоскости по отношению к оси Мира. Диск под
маятником поворачивается вместе с Землей. Поэтому каждое кача¬
ние маятника по отношению к диску совершается в новом направ¬
лении. В Ленинграде (ф=60°) диск под маятником в течение часа
поворачивается на 15° sin 60°= 13°, где 15° — угол поворота Земли
в течение часа.
Отклонение пути движения от первоначального направления
любой массы по физической сущности таково же, как отклонение
маятника Фуко.
На рис. 38 показано, как плоскость горизонта, ограниченная
меридианами, в связи с вращением Земли с запада на восток
поворачивается, проходя последовательно три положения. Стрелки
указывают движение двух масс — одной в меридиональном, дру¬
гой в широтном направлениях. .
Сохранение массами, в силу инерции, прямолинейного движе¬
ния и одновременный поворот эемной поверхности обусловливают
71
видимое отклонение направлений движения вправо в северном
и влево в южном полушариях, независимо от того, движется ли
масса вдоль меридиана или вдоль параллели.
В случае движения массы т со скоростью v на поверхности
Земли под широтой ср поворотная сила F имеет значение:
F=2'®-$\nq>v9
где со — угловая скорость вращения Земли, v — скорость движе¬
ния тела.
Таким образом, отклоняющая сила вращения Земли прямо
пропорциональна массе движущегося тела, скорости движения и
сйнусу широты. На экваторе она равна 0 и возрастает с увели¬
чением широты.
Действию кориолисовой силы подвергаются все перемещаю¬
щиеся массы: вода в океанских и морских течениях, в реках, воз¬
душные массы в процессе циркуляции атмосферы, вещество в ядре
Земли; кориолисову силу учитывают и в баллистике.
3. Вращение Земли (вместе с шарообразной формой) в поле
солнечной радиации (свет и тепло) определяет западно-восточное
протяжение зон природы.
4. Мы уже видели геодезические (для фигуры планеты) и гео¬
физические (для перераспределения масс в ее теле) следствия
неравномерности ротационного режима Земли.
5. Благодаря вращению Земли неупорядоченные в разных мес¬
тах восходящие и нисходящие токи воздуха приобретают преиму¬
щественную спиральность: в северном полушарии образуется ле¬
вый винт, в южном правый. Этой закономерности подчиняются
воздушные массы, океанские воды, а также, вероятно, вещество
ядра.
Годовое обращение Земли вокруг Солнца и его географическое
значение. Полный оборот вокруг Солнца Земля совершает за
365 дн. 6 ч 9 мин 9 с. По истечении звездного года наблюдатель
с Земли увидит Солнце около той же звезды, где оно было год
тому назад. Тропический год, т. е. промежуток времени между
двумя последовательными прохождениями Солнца через точки
весеннег.о равноденствия, продолжается 365 дн. 5 ч 48 мин 46 с;
он примерно на 20 мин короче звездного.
Путь годичного движения Земли, или орбита, имеет форму
эллипса, в одном из фокусов которого находится Солнце. Отсюда
следует, что расстояние между Землей и Солнцем меняется в тече¬
ние года. Ближе всего к Солнцу, или в перигелии, Земля бывает
3 января. Тогда расстояние от Земли до Солнца равно
147 ООО 000‘км. 5 июля, в афелии, Земля удаляется от Солнца на
152 000 000 км. Длина земной орбиты 940 млн. км. Этот путь Зем¬
ля пробегает со средней скоростью 107 тыс. км/ч, или 29,8 км/с.
В афелии скорость уменьшается до 29,3 км/с, а в перигелии воз¬
растает до 30,3 км/с (второй закон И. Кеплера: радиус-вектор
планеты в равные времена описывает равные площади).
72
Оборот Земли вокруг Солнца дает вторую основную единицу
времени — год. В отличие от суточного вращения год обусловлен
не самим обращением Земли вокруг Солнца^ даже не измене¬
нием расстояния до него,/а тем, что ось вращения Земли накло¬
нена к плоскости орбиты. Угол наклона QQ°33/\5/\
21 марта
23 сентября
Рис. 39. Освещение Земли солнечными лучами в дни солнцестояния
и равноденствий
В процессе годичного движения земная ось остается в неиз¬
менном положении, т. е. всегда параллельной самой себе. Это при
различном положении Земли по отношению к Солнцу обусловли¬
вает изменение освещения и нагревания северного и южного полу¬
шарий по.сезонам года. Рассмотрим подробнее эти важнейшие
географические явления (рис. 39).
73
21 марта и 23 сентября наклон земной оси нейтрален по отно¬
шению к Солнцу. В эти дни солнечные лучи отвесно падают на
экватор, северное и южное полушария вплоть до полюсов осве¬
щаются равномерно, и на всех широтах день и ночь продолжают¬
ся по 12 ч, поэтому эти числа называются днями равноденствия.
21 июня Земля занимает такое положение, при котором ее ось
северным концом наклонена к Солнцу. Поэтому отвесные лучи
падают уже не на экватор, а севернее его на угловое расстояние,
равное наклону плоскости экватора к плоскости орбиты или
эклиптики, т. е. на 90°—66°33/=23°27/.
При суточном обороте Земли отвесно падающие лучи опишут
на ней линию, севернее которой Солнце никогда не бывает в
зените. Эта линия называется северным тропиком или поворотным
кругом. Северный поворотный круг называется также тропиком
Рака по имени созвездия, в котором находится в это время Солн¬
це. Числа, в которые Солнце бывает на тропиках в зените, назы¬
ваются днями солнцестояний.
В высоких северных широтах в день летнего солнцестояния
круглые сутки освещается не только полюс, но и пространство за
ним до широты 66°33' или северного полярного круга.
В южном полушарии в этот день солнечный луч образует каса¬
тельную к поверхности шара тоже на широте 66°33', но так, что
все пространство за этой линией, или южным полярным кругом,
22 июня не освещается. Уже на следующий день, 23 июня, Солнце
смещается от тропика в сторону экватора, на северном полярном
круге наступает короткая ночь, а на южном оно днем несколько
поднимается над горизонтом.
Продолжительность дня в северном полушарии последовательно
уменьшается, а в южном увеличивается до осеннего равноденст¬
вия — 23 сентября.
22 декабря, в день зимнего солнцестояния, отвесные лучи пада¬
ют на южный тропик, а северные полярные страны, начиная от
северного полярного круга, не освещаются, а на южном поляр¬
ном круге и далее к полюсу Солнце круглые сутки выше линии
горизонта. Так продолжается до дня весеннего равноденствия —
21 марта.
Таким образом, тропиками, или поворотными кругами (греч.
tropikos — круг поворота), называются параллели 23°27' ю. и с. ш.,
на которых один раз в году в дни солнцестояний в полдень Солн¬
це бывает в зените. Полярными кругами называются параллели
66°33' с. и ю. ш.,на которых один раз в году в дни летнего солнце¬
стояния Солнце не заходит, а в дни зимнего солнцестояния не вос¬
ходит.
Год — это не только единица измерения времени, но и продол¬
жительность сезонных циклов многих явлений в природе: сезон¬
ная смена погод, установление и сход снежного покрова в умерен¬
ных широтах, годовой режим рек и озер, сезонная ритмика в жиз¬
ни растений и животных. В природе нет тел и явлений, которые
не испытывали бы влияния сезонной ритмики.
74
Пояса освещения
Таблица 12
Номера
поясов
Названия поясов
Широтное положение j
град
Характеристика поясов
1
Экваториальный
0—10 С. Ш. И Ю. Ш.
Полуденная высота
Солнца колеблется от 90
до 56,5°, день и ночь
всегда почти равны, су¬
мерки очень короткие,
времен года нет
2
Тропические
10—23,5 с. ш. и ю. ш.
Полуденная высота
Солнца колеблется от 90
до 47°, продолжитель¬
ность дня и ночи изме¬
няется от 10,5 до 13,5 ч,
сумерки короткие, есть
два времени года, мало
отличающихся по темпе¬
ратуре
3
Субтропические
23,5—40 с. ш. и ю. ш.
В зените Солнце не бы¬
вает, высота его близ тро¬
пика в летнее полугодие
приближается к 90°, а на
противоположной границе
зимой уменьшается до
26,5°, продолжительность
дня и ночи для крайних
широт колеблется от 9 ч1
09 мин до 14 ч 51 мин,
сумерки непродолжитель¬
ные, четко выражены зи¬
ма и лето, слабее весна
и осень
4
У меренные
40—58 с. ш. и ю. ш.
Полуденная высота
Солнца на полярной гра¬
нице изменяется от 8,5°
зимой до 55,5° летом,
продолжительность дня и
ночи колеблется от 18 до
6 ч, сумерки продолжи¬
тельные, четко выражены
все четыре времени года,
зима и лето приблизи¬
тельно равны
5
Белых летних ночей и
коротких зимних дней
58—66,5 с. ш. и ю. ш.
Высота Солнца в пол¬
день на полярных грани¬
цах изменяется от 53,5
летом до 0° зимой, около
дня летнего солнцестоя¬
ния бывают белые ночи V
зимой — сумеречные дни,
выражены все четыре вре¬
мени года, зима длиннее
лета
75
)
Продолжение табл. 12.
Номера
поясов
Названия поясов
Широтное положение,
град
/
Характеристика поясов
6 •
Субполярные
66,5—74,5 с. ш. и ю. ш.
Полярные границы поя¬
сов определяются опуска¬
нием Солнца в дни зим¬
них солнцестояний для
соответствующих полуша¬
рий ниже горизонта на
8°, поэтому полярная ночь
в этом поясе носит харак¬
тер сумерек, или явля¬
ется «белой», и продол¬
жается от 1 сут у поляр¬
ных кругов до 103 сут
на полярных границах.
Летняя высота Солнца ко¬
леблется от 47 до 39°
7
Полярные
74,5—90 с. ш. и ю. ш.
Солнце не восходит
в Северном полушарии от
103 до 179 суток, наи¬
большая высота Солнца
на полюсах 23,5°, време¬
на года совпадают с днем
и ночью
1 Фактически благодаря рефракции незаходящее Солнце наблюдается несколько ниже
широты полярных кругов.
Сезоны проявляются не однозначно для полушария, а по опре¬
деленным поясам, которые получили название поясов освещения.
В первом приближении достаточно выделить в каждом полу¬
шарии по три пояса: 1) тропический, ограниченный тропиками,
2) умеренный, идущий до полярного круга, и 3) полярный. Для
первого характерно пребывание Солнца в зените на каждой ши¬
роте два раза в год (на тропике один) и малая разница в про¬
должительности дня по месяцам. Второй характеризуется боль¬
шой сезонной разницей в высоте Солнца и продолжительности
дня. Третьему присущи полярная ночь и полярный день, долгота
которых зависит от географической широты.
Однако деление Земли на такие крупные пояса не может удо¬
влетворить практических потребностей. Попытка более дифферен¬
цированного деления Земли на пояса освещения представлена на
рис. 40 и в табл. 12.
В дни равноденствий высота полуденного Солнца над горизон¬
том h для разных широт ф легко определяется по формуле
h=90°-<р.
Так, в Ленинграде (ср=60°) 21 марта и 23 сентября в полдень
Свлнце находится на высвте 90°—60°=30°. Оно нагревает Землю
в течение 12 ч. Летом каждого полушария, когда Солнце стоит
76
Рис. 40. Пояса освещения Земли. Цифровые обозначения см. в табл. 12
над соответствующим тропиком, высота его в полдень увеличи¬
вается на 23°27/: /
/1=90° — ф+23°27'. /
Для Ленинграда, например, 21 июня высота Солнц& равна:
90°—60о+23°27'=53°27'. День продолжается 18,5 ч.
Зимой, когда Солнце перемещается в противоположное полу¬
шарие, высота его соответственно уменьшается и достигает мини¬
мума в дни солнцестояний. Тогда ее следует уменьшить на 23°27',
т. е. /
А=90° — <р — 23°27'.
На параллели Ленинграда 22 декабря Солнце находится на
высоте 90° — 60° — 23°27/=6°33' и освещает земную поверхность
только 5,5 ч.
Описанные условия освещения земного шара, обусловленные
наклоном земной оси, представляют радиационную, связанную с
солнечными лучами, основу смены времен года.
В формировании погоды, а тем самым и времен года, прини¬
мает участие не только солнечная радиация, но и очень многие
теллурические (земные) факторы, поэтому в действительности как
времена года, так и их смена представляют сложное явление.
ДВИЖЕНИЯ ДВОЙНОЙ ПЛАНЕТЫ ЗЕМЛЯ —ЛУНА
И ПРИЛИВНОЕ ТРЕНИЕ
Всемирное тяготение уравновешивается всемирным отталкива¬
нием. Суть гравитации (тяготения) заключается в том, что все
тела притягиваются одно к другому пропорционально их массам
и обратно пропорционально квадрату расстояния. Отталкивание —
центробежная сила* возникающая при вращении и обращении не¬
бесных тел. Земля и Луна взаимно притягиваются, но Луна не
может упасть на Землю, потому что она вращается вокруг Земли
и тем самым «стремится» от нее отойти.
Соответствие притяжения и отталкивания относительное, не¬
полное. Расстояние между Землей и Луной таково, что силы их
взаимного притяжения точно равны центробежной силе, возникаю¬
щей при движении этих планет вокруг общего центра тяжести.
Луна в 81,5 раза меньше Земли, поэтому общий центр тяжести
системы Земля — Луна расположен не между ними, а в теле Зем¬
ли, в удалении от ее центра на 0,73 радиуса (рис. 41).
Равновесие притяжения и отталкивания справедливо для цент¬
ров планет, но не распространяется на отдельные точки поверх¬
ности Земли. Поэтому происходит возмущение поля силы тяжести,
вызывающее приливы и отливы.
Теория приливов была разработана Ньютоном применительно
к океанам. Позднее приливы были обнаружены и в твердом теле
Земли (Д. Дарвин). Значительный шаг в их изучении сделай толь¬
ко в течение Международного Геофизического года (1957—1959).
78
Протяжение Луны действует на каждую точку поверхности
Земли ц всюду направлено в сторону Луны (рис. 42). Но из-за
больших размеров земного шара величина его, обратно пропор¬
циональная квадрату расстояния, всюду различна. Сторона Зем¬
ли, в данный момент обращенная к Луне или находящаяся в зе-
Рис. 41. Система Земля — Луна. Вид с северного полюса
Мира:
А — полюс и ось вращения Земли (П), центр тяжести системы (ZJ),
стороны Земли, обращенные к Луне (Z), и от Луны (N), 25 —
взаимное положение Земли и Луны в течение месяца и фазы Луны
ните Z, притягивается сильнее всего; на противоположной сторо¬
не, находящейся в надире N, притяжение слабее. Разница в при¬
тяжении составляет 10%.
Двойная планета Земля — Луна движется около Солнца без
вращения вокруг общего центра тяжести. Поэтому все точки опи¬
сывают одинаковые орбиты, центробежные силы повсеместно оди¬
наковы и направлены в одну сторону — от Луны.
Взаимодействующая двух сил — притяжения и центробеж¬
ной — и есть приливообразующая сила. В отличие от силы притя¬
жения она обратно пропорциональна не квадрату, а третьей сте¬
пени расстояния. На всей половине Земли, обращенной к Луне,
больше сила притяжения, а на половине, обращенной от Луны,—
центробежная. В зените и в надире образуются приливы. В точ¬
ках, удаленных от Z и N на 90°, одна сила направлена к Z, дру¬
гая к N, и они вызывают отлив.
79
Вертикальная слагающая приливообразующей силы невелика.
Приливная волна создается горизонтальной слагающей. Ее лока¬
лизация показана на рис. 42. 1
Следовательно, на Земле и в твердом ее теле, и в/Мировом
океане всегда существует приливный эллипсоид: два Арилива —
в зените и надире и два отлива между ними. При вращении Земли
все ее точки оказываются то на стороне прилива, тр на стороне
отлива. / .
Рис. 42. Приливообразующая сила:
1 — центробежная сила, 2 — притяжение Луны, 3 — результирующая
приливообразующая сила
Полный цикл — два прилива и два отлива — длится не сутки,
а 24 ч 50 мин. Увеличение продолжительности цикла в сравнении
с сутками на 50 мин обязано тому, что Луна вращается во¬
круг Земли в ту же сторону, в которую вращается Земля вокруг
оси, и каждый меридиан завтра оказывается обращенным к Луне
не в тот же час, что сегодня, а на 50 мин позднее. Каждый при¬
лив и каждый отлив продолжаются, таким образом, по 6 ч 12,5 мин,
а цикл прилив — отлив 12 ч 25 мин.
Лучше всего приливы выражены в Мировом океане (см.
стр. 238), но на приливообразующую силу реагирует и мантия, а
следовательно, и земная кора, и, вероятно, ядро.
Исключительно сложными измерениями было обнаружено, что
приливная волна в твердом теле Земли достигает высоты несколь¬
ких десятков сантиметров. В Москве, например, она около полу¬
метра. Это значит, что дважды в сутки (+50 мин) земная поверх¬
ность плавно подымается на полметра, а затем так же плавно
опускается. Склон приливной волны протягивается на 10 000 км,
а вся длина 20 000 км. Угол наклона настолько ничтожен, что не
только для людей эта волна проходит совершенно незаметно, она
исключительно трудно поддается научным наблюдениям.
Силы сцепления вещества мантии сопротивляются приливной
волне. Частицы взаимно перемещаются, преодолевая внутреннее
трение. Это и есть приливное трение. На него расходуется энер¬
гия вращения Земли, которое постепенно в геологическом времени
80
замедляется. Уже было указано, что в архее сутки продолжались,
вероятна, 20 ч. От уменьшения скорости вращения перестраивает¬
ся фигу^ Земли и изменяется рельеф литосферы.
Вопрос оХтом, на какой стадии развития Земли появилась гео¬
графическая оболочка, однозначно не решается. С. В. Калесник
(1970) относи^ её зарождение «к самым начальным стадиям фор¬
мирования планеты», когда на Земле, еще не достигшей значи¬
тельной величины, внешняя оболочка была крайне примитивной.
Другие ученые (Забелин, 1957) относят формирование геогра¬
фической оболочки к той стадии развития планеты, на которой
она достигла массы, способной удерживать атмосферу. Срав¬
нение планет земной группы свидетельствует в пользу второго
мнения.
Действительно, главная особенность земной природы состоит
в наличии жизни, живого вещества, биосферы. Ее зарождению
предшествовали: а) появление атмосферы, которая возможна
только на достаточно большой планете; это могло случиться тогда,
когда она достигла величины Марса; б) появление воды и гидро¬
сферы, а она может существовать только под прикрытием плотной
атмосферы, это стало возможным тогда, когда масса Земли при¬
близилась к современной; в) образование магнитосферы, которая
является функцией уплотнения внутреннего вещества на планете
уже большой массы.
После появления атмосферы, гидросферы и магнитосферы при¬
рода земной поверхности перешла в новую стадию — стала геогра¬
фической средой появления жизни и развития биосферы.
В проблеме происхождения жизни и становления биосферы
есть четыре стороны. Первая — соотношение неживой и живой
материи. Современная диалектико-материалистическая наука
утверждает, что жизнь есть высшая форма развития материи, и
она неизбежно возникает из неживой природы там, где создаются
для этого благоприятные условия.
Вторая сторона проблемы — оценка космических условий за¬
рождения жизни на Земле. Они уже были рассмотрены выше.
Независимо от того, будут ли обнаружены живые организмы на
Марсе, справедливо утверждение, что высокоразвитая биосфера
есть только на Земле. Следовательно, биосфера Земли есть явле¬
ние космическое, вероятно, одна из стадий развития космоса.
Третья сторона проблемы — биологическая: как, какими путя¬
ми в неживой среде зародились первые белковые соединения. Она
выходит за пределы географии, и мы отсылаем читателя к рабо¬
там академика А. И. Опарина (1966).
Наконец, четвертая сторона члсто географическая: в какой
географической среде произошел скачок от неживого к живому,
какие земные условия оказались для этого благоприятными (кро¬
ме описанных выше космических). Из гипотезы А. И. Опарина
ГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ОБОЛОЧКА И БИОСФЕРА
/
\
6 Заказ 371
81
следует, что среда, в которой возникли начальные органические
соединения и сложные молекулы, давшие затем белковые /бёщест-
ва, обладала следующими свойствами: а) обилием атомов угле¬
рода, которые характеризуются высокой способностью и соедине¬
нию; б) присутствием воДы и аммиака, обеспечившим множествен¬
ность реакций и обмен веществ; в) богатством другими элемен¬
тами, необходимыми для синтеза, а позднее и питания первых
живых клеток; г) защитой от ультрафиолетовых лучей; д) опти¬
мальным тепловым й световым режимом. Этим требованиям отве¬
чали прибрежные мелководные заливы и лагуны/океана в жар¬
ком поясе. Здесь были налицо все условия: разнообразные хими¬
ческие элементы, вода, тепло и свет, постоянство среды. Отсюда
впоследствии жизнь распространилась и в океан, и на материки,
и в воздух'.
Развитие живой материи всегда осуществляется на основе
единства организма и внешней среды. Одновременно с прогрессом
живых организмов изменялась и среда их существования — при¬
рода земной поверхности. Под действием живого вещества она
приобрела такие качества, которые не были присущи ей в абио¬
генной стадии, появилась биосфера.
Биосфера — сфера жизни — в XIX и начале XX столетия (Ла¬
марк, 1809, Зюсс, 1875, 1883) понималась как мир живых существ,
населяющих Землю. Термин носил биологический характер, отно¬
сился только к самим организмам, не включал среду их обитания
и употреблялся как термин, равнозначный терминам «лито-, гид-
ро- и атмосфера».
Советский академик В. И. Вернадский в ряде трудов, особенно
в книгах «Биосфера» (1926), «Биогеохимические очерки» (1940)
и «Химическое строение биосферы Земли и ее окружения» (1965),
развивая идеи В. В. Докучаева о естественноисторическом при¬
родном комплексе, значительно углубил понятие «биосфера», при¬
дав ему новое, геохимическое и географическое содержание.
В биосферу он включил наряду с живыми организмами и среду
их обитания — атмосферу, гидросферу, литосферу. Он писал: «На
нашей планете в биосфере существует не жизнь, от окружения
независимая, а живое вещество, т. е. совокупность живых организ¬
мов, теснейшим образом связанная с окружающей ее средой био¬
сферы».
Живое и неживое вещества на поверхности Земли и на неко¬
тором удалении от нее вверх и вниз находятся в материальном
и энергетическом единстве, развиваются совместно и образуют
целостную планетную оболочку — биосферу.
Следовательно, биосферой называется оболочка Земли, состав,
структура и энергетика которой в существенных чертах обуслов¬
лены прошлой или современной деятельность^ живых организмов.
В. А. Ковда (1971) так определяет биосферу: «Биосфера — это
наружная (для твердой Земли.— JI. Д1.) область земного шара,
в которой развивалась жизнь в форме большого числа разнооб¬
разных организмов, населяющих, поверхность суши, почву, нижние
82
\ •' \ г-. : „ i
слои атмосферы и гидросферу, и которая в своем составе и свой¬
ствах является продуктом взаимодействия живой и неживой мате¬
рии Земля».
В состав биосферы входят семь различных, но взаимодействую¬
щих частей4^ 1) живое вещество — совокупность бесчисленного мно¬
жества живых организмов — бактерий, растений и животных;.
2) биогенное\ вещество, созданное и переработанное жизнью,—
угли, известняки, битумы и др.; 3) косное вещество, в образовании
которого жизнА не участвует,— горные породы эндогенного проис¬
хождения, некотррые газы и пр.; 4) биокосное вещество, которое
создается одновременно и процессами косной материи и живыми
организмами,— вся природная вода, воздух тропосферы, породы
коры выветривания, а может быть, и весь гранитный слой мате¬
риковой литосферы, породы осадочного слоя океанов (это большая?,
часть вещества природной системы поверхности Земли); 5) радио¬
активные элементы, поступающие из недр планеты; 6) вещество
космического происхождения и 7) рассеянные атомы.
В основе современного учения о биосфере лежат два принци¬
пиальных утверждения: 1) о планетарной геохимической роли жи¬
вого вещества и 2) об организованности биосферы, созданной за
длительное геологическое время в результате сложных превраще¬
ний вещества и энергии живыми организмами.
Живые организмы далеко не сразу завоевали всю земную по¬
верхность и образовали биосферу (хотя есть и противоположная
точка зрения). Жизни, зародившейся в лагунах жаркого пояса,
вероятно, потребовалось значительное время на эволюцию до та¬
ких форм, которые могли выйти в океан и в моря других широт.
На следующем этапе живые организмы перешли из соленых
вод океанов в пресноводные бассейны суши. Затем был преодо-7
лен важный природный рубеж — берег, и жизнь захватила сушу.
После того как в карбоне обильная растительность создала совре¬
менную кислородную атмосферу, началась интенсивная эволюция
животных.
Прошло значительное геологическое время, прежде чем жизнь
образовала единую, хотя и тонкую, но непрерывную сферу — био¬
сферу.
Верхняя и нижняя границы современной биосферы обозначены
распространением живых существ или следами их деятельности.
На высотах 1—8 км низкая температура и низкое атмосфер¬
ное давление кладут предел существованию в естественных усло¬
виях высших животных и растительных организмов. Споры зале¬
тают в атмосферу на высоты до 22 км. Этим пределом и опреде¬
ляется верхняя граница биосферы. При описании строения атмо¬
сферы будет показано, что нижний (20 км) слой принадлежит
географической оболочке. ^
Гидросфера вся, включая придонные воды глубоководных же¬
лобов, содержит жизнь и входит в биосферу.
Менее отчетливо выявляется нижняя граница биосферы на
материках. Гранитный слой, Даже если принять его образование
6* ! ' / '• 83
при участии организмов, относится не к современной, а к «былым
биосферам» (выражение Вернадского). Бактерии, способные к
размножению, обнаружены в нефтяных водах на глубине до 3 км.
Для окончательного решения вопроса о нижней гранивд биосфе¬
ры пока еще мало фактического материала. Сейчас ^ожно счи¬
тать, что биосфера простирается от 22 км в атмосфере до И км
в океане и 3 км в литосфере; максимальная мощность ее 33 км.
Масса живого вещества на Земле исследователями оценивает¬
ся различно — от 1,4 -1012 т (Алпатьев, 1969) до 2,6jf-1012 т (Суето-
ва, 1970), средние величины приводят Л. Е. Родий и Н. Н. Розов
(1970) — 1,8-1012 т и А. М. Рябчиков (1972)—i,7-1012 т сухого
вещества. Разница объясняется не столько методикой подсчета,
сколько исходными принципами: авторы, приводящие высокие
показатели объема биомассы, подсчитывают ее по естественным
ландшафтам, не учитывают, что большая часть степей, прерий,
саванн, пойм и значительные площади лесных зон распаханы и
биологическая продуктивность их изменена, урожай сельскохозяй¬
ственных угодий на этих площадях не остается. Не учитывается
также площадь, занятая населенными пунктами, дорогами и др.
Можно принять следующие показатели объема биомассы: 1) с
учетом восстановленной растительности 2,4-1012 т (Родин, 1970),
2) с учетом антропогенного воздействия —1,7* 1012 т (Рябчиков,
1972) сухого вещества.
Образование органического вещества как на суше, так и в
океане начинается с воздействия солнечного света на хлорофилл
зеленых растений. Из каждого миллиона фотонов, достигающих
географической оболочки, не оолее 100 идет на производство пищи.
Из них 60 расходуется растениями суши и 40 фитопланктоном
океана. Эта доля света обеспечивает планету органическим веще¬
ством.
Фотосинтез происходит в диапазоне тепла от 3 до 35° С. В со¬
временных климатах растительность занимает на суше 133,4 млн.
км2. Остальная площадь падает на ледники, водоемы, строения
и скальные поверхности.
На нынешней стадии развития Земли материковая и океанская
части биосферы различны. В океане почти нет высших растений.
Площадь литорали, на которой растут прикрепленные ко дну рас¬
тения, составляет всего 2% от общей площади дна океана. Основу
жизни в океане составляют микроскопические водоросли фито¬
планктона и микроскопические травоядные организмы зоопланк¬
тона. Те и другие в воде крайне рассеяны, концентрация жизни
в сотни тысяч раз меньше, чем на суше. Прежние завышенные
оценки биомассы океанов пересмотрены. По новым подсчетам она
по общей массе в 525 раз меньше, чем на суше. По данным
В. Г. Богорова (1969) и А. М. Рябчикова (1972), ежегодная про¬
дуктивность биомассы на Земле составляет 177 млрд. т сухого
вещества, из них 122 млрд. т дает растительность суши и 55 млрд. т
фитопланктон моря (табл. 13). Хотя объем биомассы в море мно¬
го меньше, чем на суше, продуктивность ее в 328 раз (А. М. Ряб¬
84
чиков) выше материковой, объясняется это быстротой смены по¬
колений водорослей.
Биомасса суши состоит из фитомассы, зоомассы, включающей
и насекомых, и биомассы бактерий и грибов. Суммарная масса
почвенных организмов достигает порядка 1 • 109 т, а в составе зоо¬
массы основная доля (до 99%) приходится на беспозвоночные ор¬
ганизмы.
В целом же в биомассе суши абсолютно преобладает вещество
растений, главным образом древесных: на фитомассу приходится
97—98%, на зоомассу 1—3% по массе (Ковда, 1971).
Таблица 13
Биомасса географической оболочки и ее продуктивность
в млрд. тонн сухого вещества (по А. М. Рябчикову, 1972, с изменениями)
Компонент биомассы
Суша
Океан
Земля
общая
масса
продук¬
тивность
общая
масса
продук
тивность
общая
масса
продук¬
тивность
Фитомасса
1770
121,6
0,17
55
1770
176,6
Зоомасса
16,5
66
3,3
5,6
19,8
71,6
Биомасса
1786,5
187,6
3,4
60,6
1789,8
248,2
Хотя масса живого вещества и не велика в сравнении с объ¬
емом лито-, гидро- и даже атмосферы, роль ее в природе несрав¬
ненно больше ее удельного веса. Например, на 1 га, занятом рас¬
тениями, площадь их листьев может достигать 80 га, а площадь
хлорофилльных зерен, т. е. активно работающей поверхности, еще
в сотни раз больше. Площадь хлорофилльных зерен всех зеленых
растений на Земле приблизительно равна площади Юпитера.
Подчеркнем еще раз, что фотосинтез — весьма совершенная
форма аккумуляции энергии, количество которой выражается чис¬
лом 12,6-1021 Дж (3-1021 кал). Эта энергия производит на Земле
ежегодно около 5,8-10ш т органического вещества, в том числе
3,1 • 1010 т на суше. Из этого числа приходится на долю лесов
2,04-Ю10, степей, болот и лугов 0,38-1010, пустынь 0,1 МО10 и куль¬
турной растительности 0,58-1010 т (Ковда, 1971).
В 1 г почвы хлопкового поля содержится 50—100 тыс. микро¬
организмов, что в переводе на гектар составляет несколько тонн
(Ковда, 1969). Некоторые почвы на 1 га содержат до 10 млрд.
круглых червей, до 3 млн. дождевых червей и 20 млн. насекомых.
Космическая функция биосферы и космическая особенность
планеты, обладающей биосферой, состоит именно в том, что в ней
рождается своя, действительно эндогенная для географической
оболочки энергия — энергия живого вещества. Она обладает тре¬
мя особенностями: 1) чрезвычайно активна, 2) повсеместна и
3) качественно своеобразна.
Интенсивность энергии организмов обусловлена почти неогра¬
ниченным потенциалом их размножения. В. И. Вернадский
85
приводит следующие данные о времени, в течение которого орга¬
низмы могли бы заселить всю поверхность Земли: /
Холерная бактерия . . . 1,2 суток Треска , . 4/года
Диатомея 1,8 суток Крыса и свинья .... 8 лет
Муха домашняя .... 1 год Клевер 11 лет
Возможности размножения постоянно сдерживаются ограни¬
ченностью пищи, воздуха и пространства в биосфере. Отсюда
проистекают два важнейших последствия:. во-первых, борьба за
существование и вызванное ею образование видов, во-вторых,
широкое распространение жизни.
В самом деле, если в биосфере все время появляются в бес¬
численном количестве новые бактерии, споры, семена, икринки
и молодые особи животных и растений, а условия, необходимые
для их развития, количественно ограничены, то в использование
вводятся все новые природные ресурсы и они многократно пере¬
рабатываются организмами разных уровней организации. В ре¬
зультате природа поверхности Земли со времени появления на
ней жизни не только испытала на себе непрерывное и мощное воз¬
действие живых организмов, но и сама превратилась в особую
материальную систему, в которой неорганическое, и органическое
тесно взаимодействуют и в которой жизнью заняты все доступ¬
ные для нее «ниши».
Распространение организмов происходит не путем перемещения
особей, которое всегда ограничено небольшим пространством, а
расширением ареалов благодаря размножению, борьбе за сущест¬
вование. Жизнь многоярусна. Но плотность ее различна. Она не¬
значительна в ледовых и аридных зонах и гораздо больше в лес¬
ных. Слабая населенность растениями и животными зон пустынь
отражает, вероятно, не столько современные условия обитания,
в том числе и недостаток воды, сколько этап эволюции — в силу
молодости пустынь растения еще не приспособились к жизни
в них.
В развитии географической оболочки живое вещество участ¬
вует в следующих формах (Ковда, 1971): 1) эволюция жизни,
исчезновение старых и образование новых видов растений и жи¬
вотных; 2) смена типов растительности и животного мира; 3) ми¬
грация вещества в связи с рождением, жизнью и отмиранием орга¬
низмов; перераспределение вещества в пищевых цепях; 4) при¬
жизненное взаимодействие живого вещества с атмо-, лито- и гидро¬
сферой в процессе дыхания, прггания и разложения; 5) влияние
продуктов распада на процессы в природе.
Живое вещество выполняет определенные биогеохимические
функции:
1. Газовая функция. Дыхание и обмен с внешней средой обес¬
печивают выделение и поглощение кислорода, углекислого газа,
водяного пара и других газов. Эта функция определила состав
атмосферы, почвенного воздуха и газов, растворенных в воде-ги¬
дросферы.
86
2. Окислительная функция. Когда зеленые растения в процес¬
се фотосинтеза создали кислородную атмосферу, на Земле возник
окислительный режим, определивший судьбы многих элементов.
3. Восстановительная функция. Осуществляется анаэробными
микроорганизмами.
Рис. 43. Полное строение Земли. Биосфера и ее окружение (по В. И. Вернад¬
скому, рис. А. Г. Назарова).
4. Концентрация и выделение солей, особенно солей кальция
бактериями, водорослями, одноклеточными, мхами и высшими рас¬
тениями. Они привели к накоплению огромного количества извест¬
няков, мела, туфов.
5. Концентрация многих элементов из рассеянного состояния
и аккумулирование их в биогенных осадочных толщах.
6. Синтез и разрушение органического вещества. На Земле
ежедневно образуются миллиарды тонн (только на суше до
87
55 млрд.) растительного вещества. После отмирания 90% его
переходит в газовую фазу, а остальные — в минеральные соедине¬
ния и захороняется в земной коре (угли и др.).
Нетрудно видеть, что пределы биосферы в общем проходят
там же, где и пределы географической оболочки. Это совпадение
не только пространственное, но и материально-энергетическое.
Соотношение понятий «географическая оболочка» и «биосфера»
трактуется различно. Одни.ученые считают эти термины синони¬
мами. «Понятие географической оболочки аналогично понятию
биосферы»,— пишет К. К. Марков (1970). Эту идею систематиче¬
ски защищает И. П. Герасимов, доказывающий, что только при
понимании географической оболочки как биосферы возможны ее
исследование, преобразование и охрана. Другие ученые остаются
сторонниками «рассеянной биосферы», понимая под ней по-преж¬
нему только мир живых существ. Недостаточность этой пози¬
ции очевидна. Отождествление понятий «биосферы» и «географи¬
ческая оболочка» основано на том, что реальные природные обра¬
зования, из которых состоит географическая оболочка и в которых
живут и работают люди, есть биогеоценозы на суше и биогидро¬
ценозы в водоемах — единство растений, животных, горных пород
(рельефа), почв, воздуха (климата), влажности грунтов и других
компонентов. Это единство и выражает учение В. И. Вернадского
о биосфере.
Таблица 14
Строение Земли (без верхней атмосферы и магнитосферы)
Сферы
Высота или глубина
границы от уровня
моря, км
Объем, 10™ м3
Доля от мас¬
сы Земли, %
Атмосфера
+2000
1320
Около 10~6
Гидросфера
До -И
1,4
0,02
Географическая оболочка
От 20
Вместе с
тропосферой,
до —11
гидросферой,
, корой вы-
ветривания
и биосферой
Биосфера
От 20 до —11
Вместе с
тропосферой,
гидросферой и корой вы¬
ветривания
Земная кора
—50—70
10,2
0,48
Мантия
До —2900
896,6
67,2
Ядро
До —6371
175,2
32,3
И все-таки географическая оболочка шире, чем биосфера, эти
понятия не идентичны. Жизнь и биосфера появились на Земле
тогда, когда географическая оболочка достигла необходимого для
этого уровня развития. Эволюция живого вещества и биосферы
протекает в определенной географической среде, благоприятной
на нашей планете. Географическая оболочка обладает рядом та¬
ких свойств и природных систем, которые генетически не связаны
с биосферой. Они создают условия для жизни: циркуляция атмо¬
сферы и образование климатов, динамика водных масс океанов
88
и др. Географическая оболочка дает вещество и энергию для жи¬
вых организмов и, как уже сказано, перерабатывается ими.
Таким образом, географическая оболочка — это природное
образование, целостная материально-энергетическая система сфе¬
рической формы, возникшая и развивающаяся при взаимодействии
литосферы, гидросферы, атмосферы и биосферы.
Синонимами термина «географическая оболочка» считают «био-
геносферу» (Забелин, 1957, 1973), геосферу (Рябчиков, 1972) и
другие термины, рассматриваемые в 7-й главе.
В заключение приводим обобщающую таблицу и рисунок по
полному строению Земли (табл. 14, рис. 43) и переходим к изуче¬
нию географической оболочки сначала на уровне отдельных сфер —
литосферы, атмосферы и гидросферы.
ГЛАВА 3
АТМОСФЕРА И КЛИМАТЫ ЗЕМЛИ
СОСТАВ АТМОСФЕРЫ
Атмосферой (греч. атмос — пар) называется газовая оболочка
Земли. В настоящее геологическое время нижняя атмосфера со¬
стоит из следующих компонентов:
Газы
Объем, %
Азот
78,08
Кислород
20,94
Аргон
0,93
Углекислый
0,03
Прочие
0,02
100,00
На водород и гелий, широко распространенные во Вселенной,
в атмосфере Земли приходится .соответственно только 0,00005 и
0,0005%. Земная атмосфера, таким образом, представляет собой
геохимическую аномалию в космосе. Ее исключительный состав
формировался параллельно с развитием Земли в специфических,
только ей присущих космических условиях: гравитационное поле,
удерживающее большую массу воздуха, магнитное поле, предо¬
храняющее ее от солнечного ветра, и вращение планеты, обеспе¬
чивающее благоприятный тепловой режим.
Из теллурических процессов формирования атмосферы отметим
выделение газов из коры и мантии, улетучивание в космическое
пространство, реагирование с водой гидросферы и минералами
литосферы, расщепление молекул газа солнечной радиацией и,
главное на современном этапе, биохимические реакции поглоще¬
ния и выделения газов организмами.
Первичная газовая оболочка, как мы уже видели, состояла из
водорода и аммиака, которые Земля захватила из протоплаиетно-
го облака и удерживала силой тяготения.
В начале геологической истории Земля благодаря магнито¬
сфере, изолировавшей ее от солнечного ветра, создала вторичную
собственную углекислую атмосферу. С02 выделялся из недр Зем¬
ли при интенсивном тогда вулканизме и орогенезе. В этой атмо¬
сфере зародилась жизнь.
С прогрессивным развитием живого вещества развивалась и
атмосфера. Когда биосфера достигла стадии зеленых растений
90
и они, начиная с девона, вышли на сушу, начался один из наибо¬
лее важных природных процессов — фотосинтез и сформировалась
современная кислородная атмосфера.
Процесс фотосинтеза схематически можно выразить в следую¬
щем виде (Ничипорович, 1955):
со2+4Н2о ----- СН20+ЗН20+02
В фотосинтезе участвуют углекислый газ и вода. Из 4 частей
воды возвращается в среду 3 части, или 75%, а 1 часть, или 25%,
разлагается растениями и изымается из влагооборота, выделяет¬
ся свободный кислород. Главным источником свободного О2 слу¬
жит вода. А. П. Виноградов (1959, 1962) показал, что в атмосфере
господствует 160, образующийся при разложении растениями воды,
а не 180 из углекислого газа.
Роль свободного кислорода в природе исключительно велика.
Его наличие необходимо для второго (после фотосинтеза), жиз¬
ненного, акта—дыхания. За счет кислорода организмы получают
энергию, необходимую для выполнения биологических функций.
Кислород входит в состав белков, жиров и углеводов, из которых
состоят организмы.
Атмосфера содержит приблизительно 1015 т кислорода. Столь¬
ко же его проходит через живое вещество: животные поглощают
кислород и выделяют углекислый газ, а растения вновь разлагают
СО2, возмещая убыль кислорода. Два этих процесса поддержи¬
вают газовый режим атмосферы. Нарушение его чревато опасно¬
стями для жизни.
Кислород в атмосфере представлен также озоном Оз, который
образуется при расщеплении молекулы кислорода 02 ультрафио¬
летовыми лучами и электрическими зарядами на атомы и соеди¬
нении образовавшегося атома с молекулой:
02=0+0, 03+0=03 ^
Озон — неустойчивый газ и сильный окислитель. У земной по¬
верхности его количество ничтожно; оно увеличивается после гро¬
зы. Главная масса его сосредоточена на высотах от 10 до 60 км
с максимумами в пределах 22—25 км, где он . создает озоновый
экран. Но и там его количество невелико: при плотности воздуха,
свойственной приземной атмосфере, он образовал бы слой всего
в 2,5—5,2 мм (в зависимости от географической широты и време¬
ни года). Роль же его в географической оболочке велика: погло¬
щая крайнюю ультрафиолетовую радиацию, он предохраняет жи¬
вые организмы от ее губительного действия.
Азот — четвертый по распространенности элемент солнечной
системы после водорода, гелия и кислорода. На Земле он также
один из самых распространенных элементов, причем в отличие
от кислорода, главная его масса находится в свободном состоянии
в атмосфере — 4-1015 т. Источником азота мог быть аммиак:
4NH3+302=2N2+6H20
91
Несмотря на свое название (азоо — безжизненный), азот при¬
надлежит к числу важнейших биогенных элементов; он входит в
состав белков и нуклеиновых кислот. Круговорот азота осущест¬
вляется главным образом микроорганизмами — азотфиксирующи-
ми, нитрофицирующими и денитрофицирующими.
Азот в атмосфере играет и роль разбавителя кислорода, регу¬
лируя темп окисления и, следовательно, скорость и напряженность
биологических процессов.
Углекислый газ поступает в атмосферу из вулканов, в резуль¬
тате горения и как продукт дыхания животных и разложения
органических соединений. Фотосинтез растений и дыхание живот¬
ных поддерживают относительное равновесие в атмосфере кисло¬
рода и углекислого газа. Однако в промышленных центрах доля
СО2 увеличивается в сравнении с атмосферой над океанами и лес¬
ными массивами. За последние десятилетия за счет промышленно¬
го сжигания топлива количество СО2 в атмосфере в целом увели¬
чилось. Сейчас его объемная концентрация составляет 0,031%.
Углекислый газ воздуха играет в географической оболочке
очень важную роль. Он идет на образование живого вещества.
Углекислота атмосферы палеозоя законсервирована в каменных
углях карбона. Вместе с водяным паром С02 создает так назы¬
ваемый «оранжерейный эффект»: пропускает к земной поверхно¬
сти световую радиацию и задерживает, подобно стеклам оранже¬
реи, длинноволновое тепловое излучение. Увеличение количества
СО2 может привести к потеплению климата, к таянию льдов и
повышению уровня Мирового океана.
Обязательной составной частью воздуха нижней атмосферы
является вода — в газовой фазе (в виде пара), в жидкой (в виде
капель облаков и дождя), в твердой (в виде кристаллов снега
и града).
Почти вся атмосферная влага,- 90% общего количества водя¬
ного пара, сосредоточена в нижнем пятикилометровом слое тропо¬
сферы.
Нижние, более всего загрязненные, слои воздуха содержат
минеральную пыль, продукты горения, вулканическую пыль, семе¬
на, споры и пыльцу растений, а также мельчайшие частицы мор¬
ской соли, попадающие в воздух при разбрызгивании морской
воды прибоем. Соль и некоторые другие взвешенные частицы,
например продукты горения, играют роль ядер конденсации водя¬
ного пара в воздухе.
В верхнюю атмосферу проникает космическая пыль, в том чис¬
ле и образующаяся при сгорании метеоритов. Подсчитано, что за
год на Землю падает около 1000 т космической пыли.
Частицы, взвешенные в воздухе, называются атмосферными
аэрозолями. В связи с индустриализацией количество их резко
возрастает, увеличивается мутность атмосферы.
Постоянный газовый состав удерживается в атмосфере до вы¬
соты 90—100 км. Эта .ее часть называется гомосферой (греч.
гомо — одинаковый). Выше происходит диссоциация (расщепле-
92
пне) молекул газа на атомы ультрафиолетовой и корпускулярной
радиацией Солнца, и атмосфера выше 100 км называется гетеро¬
сферой (греч. гетеро— разный).
СТРОЕНИЕ АТМОСФЕРЫ
Воздушная оболочка
Земли находится под совме¬
стным и противоречивым
воздействием с одной (ниж¬
ней) стороны Земли, а с дру¬
гой (верхней) — Солнца.
Этим, а также свойствами
газов объясняется ее совре¬
менное строение. Как и все
сферы Земли, атмосфера со¬
стоит из концентрических
слоев: тропосферы, страто¬
сферы, мезосферы, термо¬
сферы и экзосферы (рис. 44).
В географическую обо¬
лочку входят только тропо¬
сфера и нижняя стратосфе¬
ра. Более высокие слои зем¬
леведение рассматривает
только в аспекте их значе¬
ния для географической обо¬
лочки.
Нижней границей атмо¬
сферы условно считается по¬
верхность суши и океанов,
хотя и почвенный и раство¬
ренный в воде воздух взаи¬
модействует с атмосферным.
Так как газ сжимаем,то
в направлении вверх плот¬
ность воздуха постепенно, но
не монотонно, уменьшается,
и верхняя весьма разрежен¬
ная атмосфера без четкой
граиицы переходит в меж¬
планетное пространство.
Тропосфера во всех отно¬
шениях — произведение зем¬
ной поверхности, нагревае¬
мой Солнцем. Ее высота оп¬
ределяется интенсивностью
вертикальной конвекции —
восходящих и нисходящих
Высоты, км
2000 F ~
Давление, iQJCd
WOO
600
200
150
130
90
80
50
30
20
22
10
Экзосфера
0У8-/0 -
Термосфера
4
(Ионосфера)
5
L wo~2-
М езосфера
Стратосфера
2
ОзоноВый экран
Граница биосферы
ТР°по^сфдра
0,25 -
12 -
Рис. 44. Строение атмосферы:
1 — Джомолунгма, 2 — перламутровые облака, 3 —
серебристые облака, 4 — высота сгорания метео¬
ритов, 5 и 6 — полярные сияния сложной формы
и драпри, 7 — диссипация атомов Н и Не
9а
токов воздуха (отсюда и название тропосферы: тропос — греч.
поворот), вызванных нагреванием Земли. В экваториальных ши¬
ротах конвекционные токи поднимаются до высоты 17, в умерен¬
ных 11, а в полярных до 8 км. На этих высотах находится верхняя
граница тропосферы; средняя ее мощность 11 км. Она изменяется
не только с широтой, но и в зависимости от температуры воздуха
при смене погод, с чем связана интенсивность конвекции.
В тропосфере находится 80% всей массы воздуха, причем по¬
ловина его сосредоточена в нижнем пятикилометровом слое. Если
у земной поверхности давление воздуха 1013* 102 Па (1013 мб),
то близ верхней границы тропосферы оно только 28-103 Па
(280 мб), т. е. уменьшается в 4 раза. Такую малую плотность
воздуха способны переносить только микроорганизмы.
Географически чрезвычайно важен тепловой режим тропосфе¬
ры. Солнечные лучи проходят через нее, не нагревая воздуха.
Источником тепла служит земная поверхность, нагретая Солнцем.
Это, с одной стороны, создает конвекционные токи, а с другой
вызывает падение температуры с высотой за счет адиабатического
охлаждения поднимающегося воздуха. Уменьшаясь в среднем на
1°С на каждые 6 км, температура вверху тропосферы снижается
над экватором до —70°, а над северным полюсом до —45° и
—65° С.
Влияние земной поверхности простирается приблизительно до
высоты в 20 км, а далее нагревание воздуха происходит непосред¬
ственно Солнцем и действует термодинамическая система, неза¬
висимая от земной поверхности.
Таким образом, принадлежность 20-километрового слоя к био¬
сфере — географической оболочке обозначается и проникновением
живых организмов, и тепловым воздействием земной поверхности.
На этой высоте исчезают широтные различия в температуре воз¬
духа и географическая зональность размывается.
Над тропосферой, после тонкого (около 1 км) переходного
слоя — тропопаузы, располагается стратосфера (греч. стратос —
слой). Ома начинается на тех высотах (8 км над полюсами и 16—
18 км над экватором), за которые не распространяются конвек¬
ционные токи, хотя обмен воздухом между тропо- и стратосферой
происходит. В стратосфере содержится меньше 20% воздуха атмо¬
сферы.
Падение температур здесь прекращается и в нижней страто¬
сфере, примерно до 20 км, она остается постоянной, около
(-—)60°— (—)70°С. Выше, до 55 км, температура повышается до
нескольких градусов выше 0, воздух прогревается непосредствен¬
но солнечными лучами; озон поглощает солнечную радиацию,
причем на ультрафиолетовом, наиболее энергичном участке
спектра.
Озоновый экран, положивший предел распространению орга¬
низмов и тепловому влиянию земной поверхности, и является верх¬
ней границей биосферы. Стратосферу можно назвать озоносферой.
В ней, как показали последние исследования, происходит интен¬
94
сивная и вертикальная, и горизонтальная циркуляция воздуха,
вызванная неоднородным распределением в ней тепла.
Над нагретым слоем верхней стратосферы, после стратопаузы>
т. е. выше 55 км, лежит мезосфера, простирающаяся до 80 км.
В ней температура вновь падает до —90° С.
На высотах от 80 до 90 км находится мезопауза с постоянной
температурой около 180° С.
Над ней расположена термосфера, простирающаяся до 800—
1000 км. Как показывает название термосферы, температура в ней
повышается: на высоте 150 км до 220° С, а на уровне 600 км до
1500° С.
Под действием ультрафиолетовой и электрической радиации
Солнца нарушается строение молекул и атомов газов: от элек¬
тронных оболочек отрываются некоторые электроны, в простран¬
стве находятся и целые атомы и атомы, потерявшие электроны,,
и отдельные электроны. Такое состояние вещества называется
сверхгазовым, или плазмой, а процесс расщепления атомов и об¬
разования заряженных электронов — ионизацией. Поэтому термо¬
сфера называется еще и ионосферой. Главный максимум иониза¬
ции приурочен к высотам 300—400 км.
По отношению к биосфере термосфера (ионосфера) выполняет
защитную роль: поглощая рентгеновское излучение, она защи¬
щает жизнь от вредного воздействия солнечной короны.
Выше 1000 км начинается внешняя атмосфера, или экзосфера,
простирающаяся до 2000—3000 км. Здесь скорость движения
газов приближается к критической—11,2 км/с и они рассеива¬
ются в межпланетное пространство. Особенно интенсивно усколь¬
зают атомы водорода. Этот газ, очевидно, и господствует в экзо¬
сфере.
Водород, преодолевающий земное притяжение, образует около
Земли корону, заканчивающуюся на высотах в 20 000 км.
Тропосферу и нижнюю стратосферу называют нижней, а более
высокие слои — верхней атмосферой. На высотах 20—30 км иногда
можно видеть перламутровые облака, образованные, вероятно,/
слоем космической пыли. В верхней мезосфере и в мезопаузе (на
высотах около 80 км) изредка в сумерки видны серебристые обла¬
ка. Природа их еще не изучена; полагают, что они состоят из
редко расположенных ледяных кристаллов. В слое ионизации
образуются полярные сияния. Этот же слой, отражая радиоволны,
обеспечивает дальнюю радиосвязь на Земле.
Из краткого обзора строения и состава атмосферы следует:
1) атмосфера развивалась вместе со всей природой земной поверх¬
ности — географической оболочкой, 2) растения и животные ис¬
пользуют атмосферу для фотосинтеза и дыхания, и создают ее;
все атмосферные газы, как показал В. И. Вернадский (1927),
биогенные; 3) биосфера несколькими слоями — магнитосферой,
ионосферой и озоновым экраном — изолирована от космоса; 4) верх¬
няя граница географической оболочки — биосферы лежит на вы¬
сотах в 20 км, под озоновым экраном; 5) атмосферные газы вверху
95
покидают Землю, а недра Земли в результате дегазации мантии
пополняют воздушную оболочку, поставляя приблизительно
1 млн. т газов в год.
СОЛНЕЧНАЯ РАДИАЦИЯ
Солнечной радиацией (излучением) называется вся совокуп¬
ность солнечной материи и энергии, поступающей на Землю. Она
состоит из двух основных частей: а) тепловой и световой радиа¬
ции, представляющей собой совокупность электромагнитных волн,
и б) корпускулярной радиации, уже описанной выше. Солнечная
радиация, как видно из сказанного, материальна.
На Солнце тепловая энергия ядерных реакций переходит в лу¬
чистую. При падении солнечных лучей на земную поверхность
она снова превращается в тепловую. Солнечная радиация, таким
образом, несет свет и тепло. Она доставляет энергию для био¬
сферы и является начальным фактором обеспечения человечества
продовольствием.
Солнечный спектр состоит из невидимых ультрафиолетовых
лучей с длиной волны от 0,17 до 0,35 мкм (микрометра), на которые
приходится 7% световых лучей с диапазонам волн от 0,36 до
0,75 мкм, составляющих 46%, и инфракрасных невидимых лучей,
длина волн которых от 0,76 до 4,0 мкм и на которые падает 47%
общего количества радиации.
Интенсивность солнечной радиации. Солнечная постоянная.
Солнечная радиация — практически единственный источник тепла
для географической оболочки. Она определяет тепловой и свето¬
вой ее режим. Естественно поэтому, что количество радиации
должно быть определено точно. Поскольку один вид энергии экви¬
валентно переходит в другой, постольку лучистую энергию сол¬
нечной радиации можно выразить в единицах тепловой энергии —
джоулях.
Интенсивность радиации должна быть определена за предела¬
ми атмосферы, так как при прохождении через воздушную сферу
она преобразуется и ослабевает.
Интенсивность радиации выражается солнечной постоянной.
Так называется поток солнечной энергии за 1 мин на площадь
сечением в 1 см2, перпендикулярную солнечным лучам и располо¬
женную вне атмосферы; или: количество тепла, которое получает
в 1 мин на верхней границе атмосферы 1 см2 черной поверхности,
перпендикулярной лучам К
По материалам Международного Геофизического года (1957),
солнечная постоянная равна 1,98 кал/(см2-мин) (1,381 кВт/(м2Х
Хмин)). Последующие измерения дали несколько меньшую вели¬
1 Так как во всей климатической литературе и на всех специальных картах,
в том числе и включенных в этот текст, значения солнечной радиации приводят¬
ся в кал/см2, то и в настоящей книге, в целях преемственности, .они сохранены
наряду с единицами Международной системы (Си) —Дж/м2.
96
чину: 1,94 кал/(см2-мин), или 1,352 кВт/(м2-мин) (Кондратьев,
1970).
Поскольку верхняя атмосфера поглощает значительную часть
радиации, важно знать величину ее на верхней границе географи¬
ческой оболочки, т. е. в нижней стратосфере. Она выражается
условной солнечной постоянной. Ее величина равна 1,90—
1,92 кал/(см2*мин) (Будыко, 1971), или 1,32—1,34 кВт/(м2-мин).
Рис. 45. Высота Солнца над горизонтом и продолжительность дня
на широте 45°
Солнечная постоянная, вопреки своему названию, не остается
постоянной. Она изменяется в связи с изменением расстояния
Солнце — Земля в процессе движения Земли по орбите. Как бы
ни были малы эти колебания, они непременно сказываются на
погоде и климате.
В среднем каждый квадратный километр тропосферы получает
в год 10,8‘1015 Дж (2,6• 1015 кал). Такое количество тепла может
быть получено при сжигании 400 ООО т каменного угля. Вся Земля
за год получает 5,74* 1024 Дж (1,37* 1024 кал).
Распределение солнечной радиации «на верхней границе атмо¬
сферы» или при абсолютно прозрачной атмосфере. Знание распре¬
деления радиации до ее вступления в атмосферу, или так называе¬
мого солярного (солнечного) климата, важно для определения роли
и доли участия самой воздушной оболочки Земли в распределении
тепла по земной поверхности и в формировании ее теплового ре¬
жима.
Количество солнечного тепла и света, поступающее на единицу
площади, определяется углом, точнее синусом угла, падения лу¬
чей, зависящим от высоты Солнца над горизонтом, и продолжи¬
тельностью дня (см. рис. 39, 40 И 45).
7 Заказ 371 97
Зенит 22 июня
■
Север
Запад
Таблица 15
Суммы солнечной радиации при абсолютно прозрачной атмосфере в МДж/м2
(в скобках ккал/см2) •
Полугодия
Широты
0
30
60
| 90
Летнее
6740 (161)
7270(174)
6240(149)
5560(133)
Зимнее
6740 (161)
4520(108)
1420 (34)
0(0)
Год
13 480 (322)
11 800 (282)
7660 (183)
5560 (133)
Распределение радиации у верхней границы географической
оболочки, обусловленное только астрономическими факторами,
более равномерно, чем реальное у земной поверхности (табл. 15) К
Из данных таблицы видно, что при условии отсутствия атмо¬
сферы годовая сумма радиации в экваториальных широтах равна
13 480 МДж/м2 (322 ккал/см2), а на полюсах 5560 МДж/м2
(133 ккал/см2). В полярные широты Солнце посылает тепла не¬
много меньше половины (42%) того количества, которое посту¬
пает на экватор.
Казалось бы, солнечное облучение Земли симметрично относи¬
тельно плоскости экватора. Но это только два раза в год, в дни
равноденствия. Наклон оси вращения и годовое движение Земли
делает и облучение ее Солнцем диссимметричным: в январскую
часть года больше тепла получает южное полушарие, в июль¬
скую — северное. В этом заключается причина сезонной ритмики
географической оболочки.
Разница между экватором и полюсом летнего полушария неве¬
лика: на экватор поступает 6740 МДж/м2 (161), а на полюс
5560 МДж/м2 (133 ккал/см2 в полугодие). Зато полярные страны
зимнего полушария в это же время вовсе лишены солнечного теп¬
ла и света (табл. 16).
Таблица 16
Суточные суммы солнечной радиации в дни равноденствий
и солнцестояний в МДж/м2 (в скобках ккал/см2)
Широты
21/III
22/VI
23/1Х
22/XII
90
46,4(1,11)
60
19,2(0,46)
42,2(1,01)
19,2(0,46)
2,09 (0,05)
30
33,5(0,80)
41,9(1,00)
33,1 (0,79)
20,1 (0,48)
0
38,5(0,92)
33,9(0,81)
38,1(0,91)
36,4 (0,87)
Как видно из данных таблицы, в день солнцестояния полюс
получает тепла даже больше, чем. экватор: 46,0 МДж/м2 (1,1
ккал/см2) и 33,9 МДж/м2 (0,81 ккал/см2).
1 В табл. 15, 18, 19, 20—23 использованы данные М. И. Будыко (1971).
98
Таким образом, солярный климат на полюсах в годовом выводе
лишь в 2,4 раза холоднее, чем на экваторе. Однако надо иметь
и виду, что зимой полюсы вообще не освещаются Солнцем.
Реальный климат всех широт во многом обязан земным факто¬
рам. Главнейший из них — ослабление радиации в атмосфере и
разное усвоение ее земной поверхностью в различных географиче¬
ских условиях.
Изменение солнечной радиации при прохождении через атмо¬
сферу. Прямые солнечные лучи, пронизывающие атмосферу при
безоблачном небе, называются прямой солнечной радиацией. Мак¬
симальная ее величина при высокой прозрачности атмосферы на
перпендикулярной лучам поверхности в тропическом поясе равна
1,05—1,19 кВт/м2-мин (1,5—1,7 кал/см2-мин). В средних широтах
напряжение полуденной радиации обычно около 0,70—0,98
кВт/м2*мин(1,0—1,4 кал/см2*мин). В горах оно увеличивается.
Часть солнечных лучей от соприкосновения с молекулами газов
и аэрозолями рассеивается и переходит в рассеянную радиацию.
На наземные предметы она поступает уже не от солнечного диска,
а от всего небосвода и создает повсеместную дневную освещен¬
ность. От нее в солнечные дни светло и там, куда не проникают
прямые лучи, например под пологом леса. Наряду с прямой рас¬
сеянная радиация служит источником тепла.
Абсолютная величина рассеянной радиации тем больше, чем
интенсивнее прямая. Относительное значение ее возрастет с умень¬
шением роли прямой: в средних широтах летом она составляет
41%, зимой 73% общего прихода радиации. Ее доля зависит от
высоты Солнца: в тропических широтах она равна 30%, в поляр¬
ных 70% от всей радиации. В целом же (с учетом суточного хода
высоты Солнца и облачности неба) на рассеянную радиацию при¬
ходится около V4 всего потока солнечных лучей.
На земную поверхность, таким образом, поступает прямая и
рассеянная радиации. В совокупности они образуют суммарную
радиацию, которая определяет тепловой режим тропосферы.
Поглощая и рассеивая радиацию, атмосфера значительно ее
ослабляет. Величина ослабления зависит от коэффициента про¬
зрачности, показывающего, какая доля радиации доходит до земной
поверхности. Если бы тропосфера состояла только из газов, то
коэффициент прозрачности был бы равен 0,9, она пропускала бы
90% идущей к Земле радиации. Но в воздухе всегда есть примеси,
которые снижают коэффициент прозрачности до 0,7—0,8. Прозрач¬
ность атмосферы изменяется с погодой.
Так как плотность воздуха падает с высотой, то слой газа,
пронизываемого лучами, нельзя выражать в километрах толщины
атмосферы. В качестве единицы измерения принята оптическая
масса, равная мощности слоя воздуха при вертикальном падении
лучей (рис. 46, лучи от 53).
Ослабление радиации в атмосфере легко наблюдать в течение
суток. Когда Солнце около горизонта (положения S\ и S4), его
лучи пронизывают несколько оптических масс. Их интенсивность
7
99
при этом так ослабевает, что на Солнце можно смотреть незащи¬
щенным глазом. С поднятием Солнца уменьшается число оптиче¬
ских масс, которые проходят его лучи, и интенсивность лучей воз¬
растает (табл. 17).
Рис. 46. Ослабление солнечной радиации в атмосфере
в течение суток на широте 0°:
Я —точка наблюдения, т — число оптических масс, Sj_4—
положение Солнца
Степень ослабления солнечной радиации в атмосфере выра¬
жается формулой Ламберта:
h=UPm>
где /1 — радиация, достигшая земной поверхности, /о — солнечная
постоянная, р— коэффициент прозрачности, т. — число оптиче¬
ских масс.
Таблица 17
Ослабление солнечной радиации в атмосфере при разных высотах Солнца
Высота Солнца*
град
Число оптических масс
Радиация, достигающая земной поверх¬
ности, кВт/м2-мин 1
90
1,00
0,92(1,31)
60
1,15
0,92(1,31)
30
2,00
0,78(1,11)
0
35,40
Только красные
1 В скобках калием*.
Если затропосферная радиация, как об этом говорилось, в по¬
лярных странах достаточно большая, то действительная приземная
значительно уменьшается за счет ослабляющего действия атмо¬
сферы. В тропических странах луч пронизывает одну оптическую
массу, в полярных —до 35 (рис. 47). Подставляя в форму Лам¬
берта значение условной солнечной постоянной 1,34 кВт/м2-мин
(1,92 кал/см2-мин), средний коэффициент прозрачности 0,7 и чис¬
ло оптических масс, разное для разных широт, мы получим раз¬
ницу в степени ослабления радиации в климатических поясах.
Солнечная радиация у земной поверхности. Количество лучи¬
стой энергии, приходящее на единицу земной поверхности, зави¬
сит прежде всего от угла падения лучей (рис. 48). На одинаковые
100
площади на экваторе, в средних и высоких широтах приходится
различное количество радиации.
Точнее эта зависимость выражается так: интенсивность солнеч¬
ной радиации пропорциональна синусу угла падения лучей или
косинусу широты места:
Как известно, sin 90°= 1; sin 60°=0,8; sin 30°=0,5; sin 0°=0,
Если угол от 90° до 0 уменьшается равномерно, то синус сна¬
чала уменьшается медленно (от 90 до 60° только на 0,14), а за¬
тем быстро (от 30° до 0 на 0,5). Отсюда становится понятным,
почему в низких широтах зональный градиент (мера изменения)
температур незначительный. В местностях, удаленных от эквато¬
ра, например на 20° широты, среднегодовая температура почти
такая же, как на экваторе. В средних широтах зональный пере¬
пад температур резкий; если от Ленинграда удалиться на 20°
к северу, то мы окажемся в ледовой зоне Арктики. Зональный
градиент температур проявляется в атмосферной циркуляции.
Солнечная инсоляция (освещение) сильно ослабляется облач¬
ностью. Большая облачность экваториальных и умеренных широт
и малая тропических вносят значительные коррективы в оптически
зональное распределение лучистой энергии Солнца.
Распределение солнечного тепла по земной поверхности пока¬
зано на карте суммарной солнечной радиации (рис. 49). Данные
карты свидетельствуют о том, что наибольшее количество солнеч¬
ного тепла — от 7530 до 8360 МДж/м2, редко до 9200 МДж/м2
(180—200 и 220 ккал/-см2) — получают тропические широты. Эква¬
ториальные страны из-за большой облачности получают тепла не¬
сколько меньше, 4185—5860 МДж/м2 (100—140 ккал/см2).
От тропических широт к умеренным радиация уменьшается.
На островах Арктики она составляет не более 2510 МДж/м2
(60 ккал/см2) в год. Распределение радиации по земной поверх¬
ности имеет зонально-региональный характер. Зональный потому,
что радиация распределяется поширотно, а региональный потому,
/i=/0 sina=/0cos ф.
Рис. 47. Длина пути солнечных
лучей в атмосфере в оптиче¬
ских массах над экватором
и полюсом
Рис. 48. Зависимость нагревания поверх¬
ности от угла падения лучей Солнца.
Площади аб, а\б\ и а2б2 равны
101
Рис. 49. Суммарная солнечная радиация в ккал/см2-год (по ФГАМ, 1964)
что каждая зона распадается на районы (регионы), несколько
отличающиеся один от другого.
Сезонные колебания суммарной радиации. На рис. 49 показана
среднегодовая величина солнечной радиации. Она более или менее
близка к реальной только в жарком поясе. В умеренных широтах
показатели тепла (и некоторые другие климатические показатели)
испытывают большие сезонные колебания, и природные процессы
биосферы реагируют не на средние, а на реальные температурные
условия. Поэтому очень важно знать амплитуды сезонных коле¬
баний температур.
В экваториальных и тропических широтах высота Солнца и си¬
нус угла падения его лучей по месяцам изменяются незначитель¬
но, сумма радиации во все месяцы большая, сезонная смена теп¬
ловых условий или отсутствует, или незначительная. Слабо наме¬
чаются два максимума, соответствующие зенитальному положению
Солнца.
В умеренном поясе в годовом ходе радиации резко выражен
летний максимум, в котором месячная величина суммарной радиа¬
ции не меньше тропической. Число теплых месяцев уменьшается
с широтой.
В полярных поясах радиационный режим резко изменяется:
здесь в зависимости от широты от нескольких суток до нескольких
месяцев прекращается не только нагревание, но «и освещение. Ле¬
том же оно непрерывно, и это повышает сумму месячной радиации
(табл. 18).
Таблица 18
Месячные величины суммарной солнечной радиации в МДж/м2
(в скобках в ккал/см2)
Широты
северные,
град
Декабрь
Март
Июнь
Сентябрь
90
• 0 (0) •
4,19 (0,1)
1090(26,0)
100 (2,4)
80
• 0(0)
100(2,4)
1060 (25,2)
180 (4,3)
60
46,0(1,1)
414 (9,9)
958 (22,9)
472(11,3)
40
• 322(7,7)
686(16,4)
1000 (24,0)
711(17,0)
20
615(14,7)
845 (20,2)
954(22,8)
853(20,4)
0
' 803(19,2)
900 (21,5)
786(18,8)
886(21,2)
Усвоение радиации земной поверхностью. Альбедо. Суммарная
радиация, достигшая земной поверхности, частично поглощается
почвой и водоемами и переходит в тепло, на океанах и морях
расходуется на испарение, частично отражается в атмосферу (от¬
раженная радиация). Соотношение усвоенной и отраженной лучи¬
стой энергии зависит от характера суши, от угла падения лучей на
водную поверхность. Так как поглощенную энергию измерить
практически невозможно, то определяют величину отраженной.
Отражательная способность наземных и водных поверхностей
называется их альбедо (рис. 50). Оно исчисляется в % отражен-
103
100
2. WO Ч Д
sz
98
A
22
100
95
ной радиации от упавшей на данную поверхность. Альбедо наря¬
ду с углом (точнее синусом угла) падения лучей и количеством
оптических масс атмосферы, ими проходимых, является одним из
важнейших планетарных факторов климатообразования.
На суше альбедо определяется
цветом природных поверхностей.
Всю радиацию способно усвоить аб¬
солютно черное тело. Зеркальная
поверхность отражает 100% лучей
и не способна нагреться. Из реаль¬
ных поверхностей наибольшим аль¬
бедо обладает чистый снег. Ниже
приведены альбедо поверхностей су¬
ши по зонам природы.
Климатообразующее значение
отражательной способности разных
поверхностей исключительно велико.
В ледовых зонах высоких широт сол¬
нечная радиация, уже ослабленная
при прохождении большого числа
оптических масс атмосферы и упав¬
шая на поверхность под острым уг¬
лом, отражается вечными снегами.
Альбедо водной поверхности для
прямой радиации зависит от того,
под каким углом на нее падают солнечные лучи. Вертикальные
лучи проникают в воду глубоко, и она усваивает их тепло.
Наклонные лучи от воды отражаются, как от зеркала, и ее не
5
В
Рис. 50. Альбедо океанов при вы¬
соком (А) и низком (Б) положе¬
нии Солнца, снежной (В) и степ¬
ной (Г) поверхностей
Виды поверхности и зональные ландшафты
Аль¬
бедо
Свежий сухой снег 80—95
Влажный снег 60—70
Морской лед 30—40
Тундра без снежного покрова . . . . . 18
Устойчивый снежиый покров в умеренных широтах 70
То же неустойчивый 38
Хвойный лес летом 10—15
То же, при устойчивом снежном покрове 45
Лиственный лес летом 15—20
То же, с желтыми листьями осенью 30—40
Луг 15—25
Степь летом 18
Песок разных окрасок 25—35
Пустыня * 28
Саванна в сухой сезон 24
То же, в сезон дождей 18
Вся тропосфера 33
Земля в целом (планета)1 45
1 Альбедо Луны и Меркурия 7, Марса 15, Венеры 60% (сказывается зави¬
симость от атмосферы).
104
нагревают: альбедо водной поверхности при высоте Солнца 90°
равно 2%, при высоте Солнца 20° — 78%.
Для рассеянной радиации альбедо несколько меньше.
Так как 2/3 площади земного шара заняты океаном, то усвое¬
ние солнечной энергии водной поверхностью выступает как важ¬
ный климатообразующий фактор.
Атмосфера. t°= 10°С
IV Встречное
X излучение U>OJO
1 т
I Разность = 0,080
Г Эффективное
* излечение
г, о Г
|И 14
е t° = 20°C
Рис. 51. Схема земного излучения в кал/мин
Океаны в субполярных широтах усваивают лишь малую долю
того тепла Солнца, которое до них доходит. Тропические моря,
наоборот, поглощают почти всю солнечную энергию (см. рис. 53).
Альбедо водной поверхности, как и снежный' покров полярных
стран, углубляет зональную' дифференциацию климатов.
В умеренном поясе отражательная способность поверхностей
усиливает разницу между сезонами года. В сентябре и марте
Солнце стоит на одинаковой высоте над горизонтом, но март
холоднее сентября, так как солнечные лучи отражаются от снего¬
вого покрова. Появление осенью сначала желтых листьев, а затем
инея и временного снега увеличивает альбедо и снижает темпера¬
туру воздуха. Устойчивый снежный покров, вызванный низкой
температурой, ускоряет выхолаживание и дальнейшее снижение
зимних температур.
Теплоизлучение земной поверхности и атмосферы. Все участки
географической оболочки — поверхность морей, почва, лесные мас¬
сивы, снежные площади и ледники, нагретые солнечной радиацией
выше абсолютного нуля, обладают собственным излучением. Это —
тепловая длинноволновая радиация. При температуре 15° С (сред¬
няя температура воздуха в северном полушарии на высоте 2 м от
Земли 15,2° С) значение теплоизлучения равно 0,42 кВт/м2 • мин
(0,6 кал/см2-мин). Холодные тела излучают тепла меньше, теплые
больше (рис. 51).
Земное излучение нагревает воздух. Нагретая атмосфера сама
отдает тепло. Часть его идет вверх и теряется в межпланетном
пространстве, часть идет вниз к Земле, навстречу земному излуче¬
нию; оно называется встречным излучением. При средней
105
величине собственного излучения земной поверхности 0,42 кВт/м2
Хмин (0,6 кал/см2 • мин) встречное излучение в среднем ра
0,14 кВт/м2*мин (0,2 кал/см2-мин).
Разница между собственным излучением тела и встречным
лучением атмосферы называется эффективным излучением.
значение и выражает действительный поток тепла от Земли йли
воды к атмосфере. В отдельных случаях может быть поток тепла
и от атмосферы к Земле, например, при поступлении морского теп¬
лого воздуха на холодную материковую поверхность зимой.
Встречное излучение показывает роль атмосферы в тепловом
режиме географической оболочки.
Молекулы газов воздуха практически свободно пропускают ко¬
ротковолновые солнечные лучи. На земной поверхности лучистая
энергия превращается в длинноволновую тепловую. Переменная
часть атмосферы — водяной пар, углекислый газ, капельки воды,
льдинки и другие взвеси — поглощают, подобно стеклу оранжерей
или теплицы, длинноволновые тепловые лучи, усиливая встречное
излучение. Даже в ясные ночи оно составляет 70% от прямого, а
в пасмурные достигает 100%. Свойство атмосферы пропускать сол¬
нечные лучи к Земле и задерживать тепловое излучение называ¬
ется оранжерейным, или тепличным эффектом.
Величина э<рфективного излучения зависит от ряда факторов:
1. От температуры почвы или воды: чем она выше, тем больше
тело теряет тепла излучением:
Температура —30 0 30
В жаркий летний день и земля, и вода много излучают тепла
в воздух и температура его повышается. Теплый воздух дает боль¬
шой и встречный поток. Возрастает общий уровень эффективного
излучения.
Ночью, когда нагревание почвы и воды прекращается, умень¬
шается и их излучение. Перед утром оно становится совсем незна¬
чительным. Соответственно понижается и температура воздуха.
2. От влажности воздуха: водяной пар улавливает длинновол¬
новое излучение и удерживает тепло. Влажная атмосфера посыла¬
ет к Земле значительный встречный поток, эффективное излуче¬
ние уменьшается. По этой причине во влажных климатах и при
влажной погоде ночи не бывают так холодны, как в сухую погоду,
и в странах с сухим климатом.
3. От туманов и облаков: капли воды облаков и туманов дей¬
ствуют, как и водяной пар, но в еще большей степени. Ночи при
туманной и облачной погоде бывают обычно теплыми.
4. От близости или удаленности водоемов: водная масса, буду¬
чи теплоемкой, дольше, чем суша, удерживает тепло. Увеличением
влажности, образованием облаков и туманов водоемы снимают
эффективное излучение. По этой причине наибольшая потеря теп¬
ла зимой и ночью и, следовательно, резкие колебания ночной в
Излучение { ^
кВт/ м2 • мин
кал/см2-мин
0,20 0,31 0,48
0,28 0,45 0,69
106
дневной температур свойственны сухим внутриматериковым стра¬
нам — Центральной и Средней Азии, Восточной Сибири и Антарк¬
тиде.
\ 5. От абсолютной высоты местности: в горах, с уменьшением
плотности воздуха уменьшается встречное и увеличивается эффек¬
тивное излучение.
6. От растительности: мощный растительный покров, особенно
леса, снижают эффективное излучение. В пустынях оно резко
увеличивается.
7. От характера почво-грунтов: мощные и рыхлые почвы доль¬
ше гудерживают и больше излучают тепло, каменистые почвы и
особенно пески пустынь скорее его теряют и остывают.
радиационный бюджет земной поверхности. Сложный и противо¬
речивый процесс прихода и расхода солнечного радиационного тепла
поверхностью земного шара выражается радиационным бюдже¬
том R (балансом) — результатом двух процессов: прихода и рас¬
хода тепла.
В приходную часть бюджета входят прямая радиация Q, рас¬
сеянная радиация D и встречное излучение атмосферы £; расход
состоит из отраженной радиации £ и излучения поверхности U:
F>=Q+D+E-C-U.
Если включить эффективное I излучение, то формула примет вид
R^Q+D-I-С.
Есть и другие формулы для выражения радиационного баланса,
например:
/?=Q (1 —«) — /,
где Q — суммарная радиация, а — альбедо.
Математически радиационный режим может быть положитель¬
ным, когда приход тепла больше расхода, нулевым, когда они
уравновешиваются, и отрицательным, когда потеря большэ при¬
хода.
Рис. 52. Суточный ход радиационного режима
Рассмотрим суточный ход радиационного режима (рис. 52).
С восходом Солнца начинается приход радиационного тепла
(сплошная линия), почва нагревается и повышается расход тепла
(пунктирная линия). Максимум -радиации бывает в полдень, а
107
максимальный расход на 1—2 ч позднее, поскольку до этого врej
мени почва еще нагревалась. После 13—14 ч приход и расход теш-
ла снижаются вслед за движением Солнца к закату. Ночью при¬
хода тепла нет, но расход его продолжается/! нагретая за день
почва отдает тепло сначала в большом количестве, а затем все в
меньшем и меньшем.
Описанному радиационному режиму соответствует и ход тем¬
пературы: самая низкая она перед восходом Солнца, самая высо¬
кая через 1—2 ч после полудня. \
Годовой ход радиационного режима и температуры воздуха та¬
кой же: самая незначительная радиация в декабре, а самая низкая
температура в январе (годовое утро); максимум радиации прихо¬
дится на июнь, а максимум температуры — на июль (годовой пол¬
день). ; /
Распределение радиационного остаточного тепла по поверхно¬
сти земного шара или отдельно взятой территории материка, /госу¬
дарства, области показывают на картах, которые называются кар¬
тами радиационного баланса. Они составляются для года и для
каждого месяца.
Анализ карты радиационного баланса, точнее остаточного ра¬
диационного тепла за год (рис. 53), позволяет сделать следующие
выводы:
1. Для всей Земли, кроме полярных ледовых зон, баланс тепла
положительный. Это не значит, что радиационное тепло накапли¬
вается и климат из года в год становится теплее. Избыток тепла
расходуется на нагревание и движение воздуха, на испарение воды,
на биологические процессы. Для Земли характерно лучистое и
тепловое равновесие: приход тепла от Солнца уравновешивается
его потерей в космос. Но между этими крайними звеньями — при¬
ходом из космоса и расходом в космос — солнечное тепло произ¬
водит в географической оболочке большую работу. Благодаря ему
осуществляются географические и биологические процессы на Земле.
2. Для ледовых зон Арктики и Антарктики (на рис. 53 они не
полностью) характерны ничтожные значения всех членов радиаци¬
онного баланса, что объясняется высоким альбедо снега, и отри¬
цательный или близкий к нулю радиационный баланс.
3. Наибольший приход тепла — 5010 МДж/м2 (120 ккал/см2) —
свойствен тропическим морям, особенно Аравийскому,—
5860 МДж/м2 (140 ккал/см2) в год. Причина — низкое альбедо.
В тропических пустынях, где высокое альбедо песков, остаток ра¬
диационного тепла вдвое меньше, чем в морях: 2510 МДж/м2
(60 ккал/см2) в год. В экваториальной зоне материков в связи со
значительной облачностью радиационный баланс около
2930 МДж/м2 (70 ккал/см2) в год.
Очевидное противоречие между остаточным радиационным теп¬
лом, усвоенным морями и материками в разных широтах, и тем¬
пературой воздуха над ними объясняется сложным преобразова¬
нием тепла в тепловом балансе море — атмосфера и материк —
атмосфера. В морях главная доля тепла расходуется на испарение,
108
•10 80
Рис. 53. Радиационный баланс земной поверхности в ккал/см2-год (по ФГАМ, 1961)
превращается в скрытую теплоту парообразования, которая затем
работает уже в атмосфере и над другими участками Земли. НаI
суше все тепло идет на нагревание твердой поверхности, причем в
верхнем тонком слое. Естественно, что климатическая температур*
воздуха становится над пустынями и вообще материками выше,
чем над океанами.
Следовательно, атмосфера усваивает тепло во влажных зона?,
преимущественно над океанами. Сухие же области, в том числе
и тропические пустыни, благодаря высокому альбедо отражают
значительную часть солнечных лучей, а то тепло, которое усваива¬
ют (оно и дает высокую климатическую температуру), беспрепят¬
ственно излучают в атмосферу и в космос. /
4. В делом остаточное радиационное тепло по земному шару
распределено зонально-регионально. Отчетливо выступают эквато¬
риальный, тропические, умеренные и полярные пояса. Каждый из
них распадается на регионы, и в первую очередь на океанские и
материковые, а эти последние на более дробные над той и другой
поверхностью. На океанах прослеживается влияние теплых # хо¬
лодных течений, на материках — горных стран.
Сезонные колебания радиационного режима. Изменениям облу¬
чения северного и южного полушарий при годовом обращение Земли
вокруг Солнца соответствуют сезонные колебания радиационного
режима Земли.
В экваториальном поясе сезонных колебаний солнечного тепла
нет: и в декабре, и в июле радиационный баланс (остаточное теп¬
ло) равен 251—335 МДж/м2 (6—8 ккал/см2) на суше и 419—
501 МДж/м2 (10—12 ккал/см2) на море в месяц. В тропических
широтах уже отчетливы сезонные колебания. В северном полуша¬
рии — в Северной Африке, Южной Азии и Центральной Америке —
в декабре баланс равен 84—168 МДж/м2 (2—4 ккал/см2), а в
июне 251—335 МДж/м2 (6—8 ккал/см2) в месяц. Такая же кар¬
тина в южном полушарии: выше в декабре, ниже в июне.
Наибольшая амплитуда радиационного баланса свойственна,
естественно, материковому северному полушарию. В декабре во
всем умеренном поясе к северу от субтропиков (нулевая линия
проходит через Францию — Среднюю Азию — Хоккайдо) баланс
отрицательный. В июне даже близ полярного круга радиационный
баланс равен 335 МДж/м2 (8 ккал/см2) в месяц.
ТЕПЛО В АТМОСФЕРЕ
Термобарическое поле. Тепловой режим тропосферы определя¬
ется как поступлением солнечного тепла теми сложными путями,
которые только что описаны, так и динамикой воздушных масс,,
осуществляющей адвекцию тепла и холода. С другой стороны,
само движение воздуха вызывается температурным градиентом
(падением температуры на единицу расстояния) между эквато¬
риальными и полярными широтами и между океанами и матери¬
ками. Так сформировалось термобарическое поле Земли. Оба его
110
элемента — температура и давление (и динамика) воздуха на¬
столько взаимосвязаны, что рассматривать их следовало бы одно¬
временно, и только в учебных целях это делается последовательно.
1 Тепловой режим (баланс) земной поверхности и системы Зем¬
ля— тропосфера. Тепло, получаемое земной поверхностью, преоб-
эазуется и перераспределяется атмо- и гидросферой. Тепло расхо¬
чется главным образом на испарение, турбулентный теплообмен
: атмосферой и на перераспределение для отдельно взятых аква¬
торий и территорий циркуляцией гидросферы и атмосферы.
\ Наибольшее количество тепла расходуется на испарение воды
сюкеана и материков (табл. 19). В тропических широтах океанов
н! испарение затрачивается 4190—5010' МДж/м2-год (100—
120 ккал/см2 • год), а в акваториях с теплыми течениями до
5860 МДж/м2 (140 ккал/см2) в год, что соответствует испарению
слон воды в 2 м мощностью. В экваториальном поясе меньше,
около 2510 МДж/м2 (или 60 ккал/см2) в год, что равносильно испа¬
рению однометрового слоя воды. На материках максимальные
затраты тепла на испарение приходятся на экваториальную зону
с ее влажным климатом. В тропических широтах суши располо¬
жены пустыни с ничтожным испарением. В умеренных широтах
(40—70°) затраты тепла на испарение на океанах в 2,5 раза боль¬
ше, чем на суше. Поверхность океана поглощает от 55 до 97%
всей радиации, падающей на него. На всей планете на испарение
расходуется 80%, а на турбулентный теплообмен 20% солнечной
радиации (см. рис. 101).
Таблица 19
Средние широтные затраты тепла на испарение в МДж/м2
(в скобках в ккал/см2) в год
Широты
Океаны
Материки
Земля, полушарие
северные
южные
северные
южные
северное
южное
70—60
50—40
30—20
10—0
1380 (33)
2220 (53)
4400 (105)
3350 (80)
2300 (55)
4190 (100)
3510 (84)
586 (14)
1000 (24)
837 (20)
2010 (48)
1170(28)
2090 (50)
837 (20)
1590 (38)
3050 (73)
ЗОЮ (72)
2300 (55)
3470 (83)
3180 (76)
Земля
3090 (74)
1040 (26)
2510 (60)
Тепло, затраченное на испарение воды, передается атмосфере
при конденсации пара в виде скрытой теплоты парообразования.
Этот процесс выполняет главную роль в нагревании воздуха и
движении воздушных масс.
Максимальное для всей тропосферы количество тепла от кон¬
денсации водяного пара получают экваториальные широты —
4190—5860 МДж/м2 (100—140 ккал/см2) в год. Это объясняется,
как увидим ниже, поступлением сюда огромного количества вла¬
ги, приносимой пассатами из тропических акваторий, и поднятием
воздуха над экватором. В сухих тропических широтах Количество
111
скрытой теплоты парообразования, естественно, ничтожно: мень¬
ше 419 МДж/м2 в материковых пустынях и около 419—837 МДж/м2
(10 и 10—20 ккал/см2) в год над океанами.
Сопоставление суммарной радиации, радиационного баланса,
теплоты парообразования и фактической температуры воздуха
(табл. 20) показывает, что решающую роль в тепловом и динами¬
ческом режиме атмосферы играет вода.
Таблица 2(
Средние годовые значения теплового баланса в тропическом
и экваториальном поясах в МДж/м2 (в скобках в ккал/см2) /
Пояса
Суммарная
радиация
Радиационный баланс
Теплота
Темпера¬
океан
суша
парообразо¬
вания
тура воз¬
духа, [ С
Тропический . . .
Экваториальный .
8370—9200
(200—220)
5010—5860
(120—140)
5010—5860
(120—140)
5010 (120)
2510—2930
(60—70)
2930—3350
(70—80)
419—837
(10—20)
4190—5860
(100—140)
2
1
Радиационное тепло поступает в атмосферу также через тур¬
булентный теплообмен воздуха. Воздух — плохой проводник тепла,
поэтому молекулярная теплопроводность может обеспечить нагрев
только незначительного (единицы метров) нижнего слоя атмосфе¬
ры. Тропосфера нагревается путем турбулентного, струйного, вих¬
ревого перемешивания: воздух нижнего, прилегающего к земле
слоя, нагревается, струями поднимается, на его место опускается
верхний холодный воздух, который тоже нагревается. Таким обра¬
зом тепло быстро передается от почвы воздуху, от одного слоя к
другому.
Турбулентный поток тепла больше над материками и мень¬
ше над океанами. Максимального значения он достигает в тропи¬
ческих пустынях, до 2510 МДж/м2 (60 ккал/см2) в год, в эквато¬
риальной и субтропических зонах снижается до 1256—837 МДж/м2
(30—20 ккал/см2), а в умеренных — до 837—419 МДж/м2 (20—
10 ккал/см2) в год. На большей площади океанов вода отдает ат¬
мосфере около 209 МДж/м2 (5 ккал/см2) в год, и только в субпо¬
лярных широтах воздух от Гольфстрима и Куросиво получает
тепла до 837 МДж/м2 и даже 1256 МДж/м2 (20 и 30 ккал) с каж¬
дого квадратного сантиметра в год.
В отличие от скрытой теплоты -парообразования турбулентный
поток атмосферой удерживается слабо. Над пустынями он пере¬
дается вверх и рассеивается, поэтому пустынные зоны и высту¬
пают как области охлаждения атмосферы.
Формула теплового баланса имеет следующий вид:
Q=LE~\-P+Л,
где Q — тепловой баланс, LE — затрата тепла на испарение (L —
скрытая теплота парообразования, Е — испарение), Р — турбу¬
112
лентный теплообмен между земной поверхностью и атмосферой,
Л — передача тепла в глубь почвы или водоема.
Ниже приведён годовой тепловой баланс Земли в целом
(рис. 54):
Составляющие баланса Баланс
МДж/м*
(в скобках
ккал/см2)
1. Общий поток солнечной радиации у верхней грани¬
цы тропосферы 41 900 (1000)
2. Вследствие шарообразности тропосферы на единицу
ее площади приходится 10400 (250)
3. Отражается, альбедо 33% 3 470 (83)
4. Тропосфера усваивает 6 980(167)
5. Воздух тропосферы поглощает 3 460 (59)
6. Земной поверхности достигает и ею поглощается. . 4 520 (108)
7. Эффективное излучение . . . • 1 500 (36)
8. Радиационный остаток тепла (баланс) 3 010 (72)
9. Затрата на испарение 2 510 (60)
10. Турбулентный теплообмен 501 (12)
11. Длинноволновое (тепловое) излучение Земли . . . . 6 980(167)
Тепловой режим континен¬
тов в связи с их географиче¬
ским положением различен
(табл. 21).
Затрата тепла на испарение
на северных материках опреде¬
ляется их положением в уме¬
ренном поясе (она около поло¬
вины и больше радиационного
баланса), в Африке и Австра¬
лии — аридностью значитель¬
ных их площадей. На всех
океанах огромная — около
ЗОЮ МДж/м2 (72 ккал/см2) из
3430—3600 МДж/м2 (82—
86 ккал/см2) в год — доля теп¬
ла затрачивается на испарение.
Затем часть его переносится на
материки и отепляет климат
высоких широт.
Эффективное излучение —
1500 МДж/м2 (36 ккал/см2) в год — в 4,5 раза меньше общего излу¬
чения Земли — 6980 МДж/м2 (167 ккал/см2) в год. Эта разница и
есть упомянутый выше «оранжерейный» эффект атмосферы.
Все сказанное о теплообмене между поверхностью материков
и океанов и атмосферой выражается радиационным балансом
системы Земля — атмосфера, впервые высчитанным М. И. Будыко
(1971). Данные (рис. 55) свидетельствуют о том, что: а) в эква-
Рис. 54. Тепловой баланс Земли
в ккал/см2-год (по М. И. Будыко)
8 Заказ 371
на
(no М. И. Будыко)
Таблица 21
Тепловой режим континентоз и океанов в МДж/м2 (в скобках ккал/см2)
Континенты и океаны
Радиационный
баланс
Затрата
на испарение
Турбулентный
теплообмен
Северные континенты:
Европа
Азия
Северная Америка
1630 (39)
1960 (47)
1670 (40)
1000 (24)
920 (22)
961 (23)
621 (15)
1040 (25)
711 (17)
Ю ясные:
Африка
Южная Америка
Австралия
2840 (68)
2930 (70)
2930(70)
1090 (26)
1880 (45)
920 (22)
1760 (42)
1040 (25)
2010(48)
Океаны:
Атлантический
Великий
Индийский
3430 (82)
3600 (86)
3550 (85)
ЗОЮ (72)
3260 (78)
3220 (77)
335 (8)
335 (8)
293 (7)
ториальных широтах обоих полушарий атмосфера получает от
нагретых океанов до 1670 МДж/м2 (40 ккал/см2) в год; б) от ма¬
териковых тропических пустынь тепла в атмосферу не поступает;
в) линия нулевого баланса проходит по субтропикам, близ 40°
широты; г) в умеренных широтах расход тепла излучением боль¬
ше поглощенной радиации;, это значит, что климатическая темпе¬
ратура воздуха умеренных широт определяется не солнечным, а
114
адвективным' (принесенным из низких широт) теплом; д) радиа¬
ционный баланс Земля — атмосфера диссимметричен относительно
плоскости экватора: в полярных широтах северного полушария
он достигает 2510 МДж/м2 (60), а в соответствующих южных —
только &38 МДж/м2 (20 ккал/см2) в год; тепло переносится в се¬
верное полушарие интенсивнее, чем в южное, приблизительно в
3 раза. Балансом радиации системы Земля — атмосфера опреде¬
ляется, как увидим ниже, температура воздуха.
Нагревание и охлаждение атмосферы в процессе взаимодейст¬
вия системы океан — атмосфера — материки. Поглощение солнеч¬
ных лучей воздухом дает не более 0,1° С тепла нижнему километ¬
ровому слою тропосферы. Непосредственно от Солнца атмосфера
получает не более 7з тепла, а 2/3 она усваивает от земной поверх¬
ности и, прежде всего, от гидросферы, которая передает ей тепло
через водяной пар, испарившийся с поверхности водной оболочки.
Солнечные лучи, прошедшие газовую оболочку планеты, в.
большинстве мест земной поверхности встречают воду: на океа¬
нах, в водоемах и болотах суши, во влажной почве и в листве
растений. Тепловая энергия солнечной радиации расходуется на
нспарение. Молекулы воды, переходя из жидкости в пар, должны
преодолеть силы молекулярного сцепления в воде. На эту работу
расходуется кинетическая энергия теплового движения. Количе¬
ство тепла, затрачиваемое на единицу испаряющейся воды, назы¬
вается скрытой теплотой парообразования. При конденсации пара
теплота парообразования поступает в воздух и нагревает его.
Усвоение солнечного тепла водоемами отличается от нагрева¬
ния суши.
Теплоемкость воды примерно в два раза больше, чем почвы.
При одинаковом количестве тепла вода нагревается вдвое сла¬
бее, чем почва; при охлаждении соотношение обратное. Из сопо¬
ставления теплоемкостей морской воды и воздуха — 3,87 и
0,99 кДж/кг и их плотностей— 1,028 и 0,001 следует, что при
охлаждении 1 м3 воды на 1°С на такую же величину нагревается
свыше 3000 м3 воздуха.
В воде лучи проникают на большую глубину (в океанах до
100 м) и нагревают большую толщу, но, естественно, не до такой,
как на суше, температуры. На еще большую глубину тепло пере¬
дается вертикальным перемешиванием воды.
Водоемы нагреваются и охлаждаются медленнее суши: в теп¬
лое время они аккумулируют тепло, а в холодное передают его
воздуху. Например, Балтийское море с октября по март отдает
атмосфере 2170 МДж/м2 (52 ккал/см2). Стометровая толща воды
при остывании на 1°С повысит температуру всей тропосферы
на 6° С.
Если на теплую океанскую поверхность проникает холодная
воздушная масса, то тепло воды проникает в слой мощностью до
5 км. Тепло Гольфстрима при вторжении в Атлантический океан
холодного арктического воздуха распространяется на всю тропо¬
сферу; теплоотдача доходит до~ 83,7 МДж/м2 (2000 кал/см2)
в сутки. При этом свойства трех* и пятикилометрового слоя воздуха
изменяются уже через сутки после начала вторжения. В холодное
полугодие за сутки воздух над Гольфстримом может прогревать¬
ся от 6 до 20° С. Прогревание обязано скрытой теплоте парообра¬
зования.
Как видим, следует различать темп нагревания (вода нагрева¬
ется медленно) и степень нагретости воды.
Почва и грунт воспринимают коротковолновую солнечную ра¬
диацию, преобразуют ее в длинноволновую тепловую и нагрева¬
ются. От поверхности тепло передается вниз, в грунты, благодаря
их теплопроводности и вверх, в воздух, турбулентным теплооб¬
меном.
Почва усваивает не только солнечное тепло, но и атмосферные
осадки. В силу этого в природе земного шара, в географической
оболочке она играет исключительную биохимическую роль: к ней
приурочена тонкая пленка жизни на материках. Почва вместе с
верхним 100-метровым слоем океана является наиболее активной
частью биосферы. Если учесть, что развитая жизнь в нашей си¬
стеме планет есть только на Земле, то они выступают как особая
космическая система.
В последнее время в качестве одной из составных частей при¬
родного комплекса стал изучаться почвенный климат — совокуп¬
ность внутрипочвенных климатических явлений, из которых глав¬
ные— режим тепла, режим влаги и газообмен. Почва и почвенный
климат — одни из решающих природных предпосылок сельско¬
хозяйственного производства.
Температура поверхности почвы имеет правильный суточный
ход: от восхода Солнца повышается, достигает максимума около
13—14 ч, затем постепенно понижается и достигает минимума пе¬
ред восходом Солнца. В зависимости от погоды и ландшафта
суточный ход температур может видоизменяться.
Особое биологическое и сельскохозяйственное значение имеет
•верхний пятисантиметровый слой почвы: в нем зимуют и прора¬
стают семена растений, находятся узлы кущения корневых систем
травянистых растений, протекает стадия зимнего закаливания ра¬
стений. И вместе с тем этот слой наиболее деятелен: в нем проис-
*Рис. 56. Зависимость нагревания поверхности Земли от крутизны и направления
склонов. Степень нагревания показана толщиной прогретого слоя (черным)
U
X о л од мы й/
116
ходят наибольшие колебания температуры и влажности, он соз¬
дает теплоизолирующий эффект всей почвы (при маломощном
снежном покрове он может оказаться недостаточным).
В большой степени нагревание почвы зависит от экспозиции
склонов (рис. 56). Так как вся поверхность суши есть в сущности
совокупность склонов, то указанная закономерность проявляется
повсеместно.
Турбулентное перемешивание воздуха создает конвекционные
токи, интенсивность и направление которых зависят от характера
местности (рис. 57) и общепланетарной циркуляции воздушных
масс.
Так как для воздуха основной источник тепла — земная поверх¬
ность, то с высотой температура понижается, максимумы и мини¬
мумы в суточном ходе наступают позднее, чем на почве. Высота
наблюдения температуры воздуха для характеристики погоды и
климата единая для всех стран — 2 м от почвы. Для решения спе¬
циальных задач, например агрометеорологических, температура
измеряется и на других высотах.
Часто температура в данной местности зависит от адвекции
(притока со стороны) воздуха.
Охлаждение воздуха, как и нагревание, происходит разными пу¬
тями. Непосредственная потеря тепла теплоизлучением (или вы¬
холаживание воздуха) наблюдается в Арктике и Антарктиде, в
пустынях по ночам, в умеренных странах зимой при безоблачном
небе и в ясные ночи летом. Особое значение для выхолаживания
воздуха имеет снежный покров ледовых зон Арктики и Антарктики
и зимний снеговой покров материков в средних широтах. Защищая
почву от охлаждения, снежный покров в то же время отражает
больше 90% солнечной радиации, и над ним происходит сильное
радиационное выхолаживание воздуха.
Вечные снега и льды, занимающие 16 млн. км2, или 11% пло¬
щади суши, служат для тропосферы окнами потери тепла.
Наиболее важная роль в тепловом режиме воздуха принадле¬
жит адиабатическому процессу. Как показывает само название
(греч. adiabatos — непроходимый), адиабатическое нагревание и
охлаждение воздуха происходит вводной массе, без обмена теп¬
лом с другими средами.
117
При опускании воздуха из верхних или средних слоев тропо¬
сферы или по склонам гор он из разреженных слоев поступает в
более плотные, молекулы газа сближаются, их соударения усили¬
ваются и кинетическая энергия движения молекул воздуха пере¬
ходит в тепловую. Воздух нагревается, не получая тепло ни от
других воздушных масс, ни От земной поверхности. Адиабатиче¬
ское нагревание происходит, например, в тропическом поясе, над
пустынями и над океанами в этих же широтах. Позднее мы уви¬
дим, что адиабатическое нагревание воздуха сопровождается его
иссушением (главная причина образования пустынь тропических
поясов).
В восходящих токах воздух адиабатически охлаждается.
Из плотной нижней тропосферы он поднимается в разреженную
среднюю и верхнюю. При этом плотность его уменьшается, моле¬
кулы одна от другой удаляются, сталкиваются реже, тепловая энер¬
гия, полученная воздухом от нагретой земли, переходит в кине¬
тическую, тратится на механическую работу на расширение газа.
Этим объясняется охлаждение воздуха при поднятии.
Сухой воздух адиабатически охлаждается на ГС на 100 м
подъема; это — сухоадиабатический процесс. Однако природный
воздух всегда содержит водяной пар, при конденсации которого
выделяется тепло. Поэтому фактически температура падает на
0,6° на 100 м (или на 6° на 1 км высоты). Это — влажноадиаба¬
тический процесс.
При опускании и сухой и влажный воздух нагревается одинако¬
во, поскольку при этом конденсации влаги не происходит и скры¬
тая теплота парообразования не выделяется.
Наиболее отчетливо типичные черты теплового режима суши
проявляются в пустынях: большая доля солнечной радиации отра¬
жается от светлой их поверхности, тепло не расходуется на испа¬
рение, и идет на нагревание сухих горных пород. От них днем воз¬
дух нагревается до высоких температур. В сухом воздухе тепло
не задерживается и беспрепятственно излучается в верхнюю атмо¬
сферу и межпланетное пространство. Пустыни для атмосферы в
планетарном масштабе также служат окнами охлаждения.
Тепловой режим материковых площадей с влажным климатом
включает и турбулентный теплообмен, и нагревание скрытой теп¬
лотой парообразования. Из данных табл. 23 видно, что нагрева¬
ние воздуха от поверхности Земли турбулентным теплообменом
значительно только в Австралии и Африке, где много пустынь.
На материках с влажным климатом — Европе и обеих Америках —
большая доля тепла идет на испарение. В Азии, где пустыни за¬
нимают большую площадь, солнечное тепло примерно поровну
расходуется на испарение и на турбулентный теплообмен.
Инверсия температуры. Плавное убывание температур с высо¬
той следует считать только общим свойством тропосферы. Очень
часто наблюдается такая стратификация воздуха, прй которой в
направлении вверх температура или не падает, или даже повы¬
шается. Возрастание температуры с высотой над земной поверх¬
118
ностью называется ее инверсией (лат. inversio — переворачива¬
ние).
По мощности слоя воздуха, в котором наблюдается повышение
температуры, различают инверсии приземные, захватывающие не¬
сколько метров, и свободной атмосферы, простирающиеся до 3 км.
Приращение температуры (или величина инверсии) может дости¬
гать 10° С и более. Тропосфера оказывается расслоенной: одна
масса воздуха от другой отделяется слоем инверсии.
По происхождению приземные инверсии разделяются на ра¬
диационные, адвективные, орографические и снежные. Часто возни¬
кают смешанные типы, поскольку процессы, вызывающие инвер¬
сии, действуют совокупно.
Радиационная инверсия возникает летом при тихой и безоб¬
лачной погоде. После захода солнца поверхность, а от нее и ниж¬
ние слои воздуха охлаждаются, а лежащие выше еще сохраняют
дневной запас тепла. Образуется инверсия. Мощность таких ин¬
версий колеблется от 10 до 300 м в зависимости от погоды.
Радиационная инверсия бывает над ледяными^ поверхностями в
любое время года при потере ими тепла лучеиспусканием.
Орографические инверсии формируются в пересеченной мест¬
ности при безветренной погоде, когда холодный воздух стекает
вниз, а на холмах и склонах гор удерживается более теплый.
Адвективная инверсия бывает при продвижении теплого воз¬
духа в холодную местность. Причем нижние слои воздуха охлаж¬
даются от соприкосновения с холодной поверхностью, а верхние
на время остаются теплыми.
Снежные, или весенние, инверсии наблюдаются ранней весной
над снежными поверхностями. Они вызываются затратой возду¬
хом большого количества тепла на таяние снега.
В свободной атмосфере наиболее распространены анти-
циклональные инверсии сжатия и циклонические фронтальные
инверсии.
Инверсии сжатия образуются в антициклонах зимой и наблю¬
даются на высотах 1—2 км. Температура опускающегося воздуха
в средней тропосфере повышается, но близ земной поверхности,
где начинается горизонтальное растекание воздуха, она понижа¬
ется. Это явление наблюдается на огромных площадях Арктики,
Антарктиды, Восточной Сибири и др. Фронтальные инверсии обра¬
зуются в циклонах вследствие натекания теплого воздуха на
холодный.
Следовательно, инверсии температуры не исключение, а
одно из постоянных свойств погоды и климата. В разные сезо¬
ны и в разных местностях они отмечены в 75—98% всех наблю¬
дений.
Показатели теплового режима воздуха. На основании данных
о температуре воздуха, полученных на метеорологических стан¬
циях, выводятся следующие показатели теплового режима воз¬
духа:
1. Средняя температура суток.
119
2. Среднесуточная температура по месяцам. В Ленинграде
температура суток января в среднем равна —7,5° С, июля 17,5°.
Эти средние значения нужны для того, чтобы определить, на
сколько каждые сутки холоднее или теплее средних показателей.
3. Средняя температура каждого месяца. Так, в Ленинграде
самым холодным был январь 1942 г. (—18,7° С), самым теплым
январь 1925 г. (—5° С). Июль самым теплым был в 1972 г.
(21,5°С), самым холодным — в 1956 г. (15°С). В Москве самым
холодным был январь 1893 г. (—21,6°С), а самым теплым в 1925 г.
(—3,3° С). Июль самым теплым был в 1936 г. (23,7° С).
4. Средняя многолетняя температура месяца. Все средние мно¬
голетние данные выводятся за длительный (не менее 35) ряд лет.
Чаще всего пользуются данными января и июля. Самые высокие
многолетние месячные температуры наблюдаются в Сахаре — до
36,5° С в Ин-Салахе и до 39,0° С в Долине Смерти. Самые низ¬
кие—на станции Восток в Антарктиде (—70° С). В Москве тем¬
пературы января —10,2°, июля 18,1° С, в Ленинграде соответствен¬
но—7,7 и 17,8° С. Самый холодный в Ленинграде февраль, его
средняя многолетняя температура —7,9° С, в Москве февраль теп¬
лее января— (—)9,0°С.
5. Средняя температура каждого года. Среднегодовые темпе¬
ратуры необходимы для того, чтобы выяснить, происходит ли по¬
тепление или похолодание климата в течение ряда лет. Например,
на Шпицбергене с 1910 по 1940 г. среднегодовая температура по¬
высилась на 2° С.
6. Средняя многолетняя температура года. Самая высокая
среднегодовая температура получена для метеостанции Даллол
в Эфиопии — 34,4° С. На юге Сахары многие пункты имеют сред¬
негодовую температуру 29—30° С. Самая низкая среднегодовая
температура, естественно, в Антарктиде; на плато Стейшн, по дан¬
ным нескольких лет, она равна —56,6° С. В Москве средняя много¬
летняя температура года 3,6° С, в Ленинграде 4,3° С.
7. Абсолютные минимумы и максимумы температуры за любой
срок наблюдений — сутки, месяц, год, ряд лет. Абсолютный мини¬
мум для всей земной поверхности был отмечен на станции Восток
в Антарктиде в августе 1960 г. —88,3° С, для северного полуша¬
рия— в Оймяконе в феврале 1933 г. —67,7° С.
В Северной Америке зарегистрирована температура —62,8° С
(метеостанция Снаг на Юконе). В Гренландии на станции Нор-
сайс минимум равен —66,1° С. В Москве температура падала до
—42°С, в Ленинграде — до —41,5°С (в 1940 г.).
Примечательно, что самые холодные области Земли совпада¬
ют с магнитными полюсами. Физическая сущность явления еще
не вполне ясна. Предполагают, что на магнитное поле реагируют
молекулы кислорода, и озоновый экран пропускает тепловое из¬
лучение.
Самая высокая для всей Земли температура наблюдалась в
сентябре 1922 г. в Эль-Азии .в Ливии (57,8° С). Второй рекорд
жары 56,7° С зарегистрирован в Долине Смерти; это — высшая
120
температура в Западном полушарии. На третьем месте стоит пу¬
стыня Тар, где жара достигает 53° С 1.
На территории СССР абсолютный максимум 50° С отмечен на
юге Средней Азии. В Москве жара достигала 37°, в Ленингра¬
де 33° С.
В море самая высокая температура воды 35,6° С отмечена в
Персидском заливе. Озерная вода больше всего нагревается в
Каспийском море (до 37,2°). В реке Таирсу, притоке Амударьи,
температура воды поднималась до 45,2° С.
Колебания температур (амплитуды) могут быть высчитаны за
любой отрезок времени. Наиболее показательны суточные ампли¬
туды, характеризующие изменчивость погоды за сутки, и годовые,
показывающие разницу между самым теплым и самым холодным
месяцами года.
Распределение тепла по земной поверхности. Если бы тепловой
режим географической оболочки определялся только распределе¬
нием солнечной радиации без переноса ее атмо- и гидросферой, то
на экваторе температура воздуха была бы 39° С, а на полюсе
—44° С. Уже на широте 50° начиналась бы зона вечного мороза.
Действительная температура на экваторе 26°, а на северном по¬
люсе —20° С (табл. 22).
Таблица 22
Солярные и фактические температуры года по широтам, °С
Температуры
Шириты, град
0
10
•20
30
40
50
60
70
80
90
Солярные . . .
39
36
32
22
8
—6
—20
—32
—41
—44
Фактические се¬
верного полуша¬
рия
25,4
26,0
25,0
20,4
14,0
5,4
—0,6
—10,4
—17,2
— 19,0
Разность между
солярными и фак¬
тическими темпе¬
ратурами ....
—13,6
—10,0
—7,0
-1,6
6,0
11,4
19,4
21,6
23,8
25,0
Фактические
южного полуша¬
рия .
25,4
24,7
22,8
18,3
12,0
5,3
—34
1
—13,6
—30,2
-36,5
Разность ....
—13,6
—11,3
—9,2
-3,7
4,0
11,3
16,6
18,4
10,8
7,5
1 Крайние показатели температуры и количества осадков приведены по
данным ЮНЕСКО, 1973.
121
Как видно из данных таблицы, до широт 30° солярные тем¬
пературы выше фактических, т. е. в этой части земного шара об¬
разуется избыток солнечного тепла. В средних, а тем более в по¬
лярных широтах фактические температуры выше солярных, т. е.
эти пояса Земли получают дополнительное к солнечному тепло.
Оно поступает из низких широт с океанскими (водными) и тропо¬
сферными воздушными массами в процессе их планетарной цир¬
куляции.
Сравнив разности между солярными и фактическими темпера¬
турами воздуха с картами радиационного баланса Земля — атмо¬
сфера (см. рис. 55), убедимся в их сходстве. Это еще раз под¬
тверждает роль перераспределения тепла в формировании клима¬
тов. Карта объясняет, почему южное полушарие холоднее север¬
ного: туда меньше поступает адвективного тепла из жаркого пояса.
Распределение солнечного тепла, как и его усвоение, происходит
не в одной системе — атмосфере, а в системе более высокого
структурного уровня — атмо- и гидросфере.
1. Расходуется солнечное тепло главным образом над океана¬
ми на испарение воды: на экваторе 3350, под тропиками 5010,
в умеренных поясах 1774 МДж/м2 (80, 120 и 40 ккал/см2) в год.
Вместе с паром оно перераспределяется как между зонами, так и
внутри каждой зоны между океанами и материками.
Из тропических широт тепло с пассатной циркуляцией и тропи¬
ческими течениями поступает в экваториальные. Тропики теряют
2510 МДж/м2 (60 ккал/см2) в год, а на экваторе приход тепла от
конденсации равен 4190 МДж/м2 (100 и более ккал/см2) в год.
Следовательно, хотя в экваториальном поясе суммарной радиации
меньше тропической, тепла он получает больше: вся энергия, за¬
траченная на испарение воды в тропических поясах, идет к эква¬
тору и, как увидим ниже, вызывает здесь мощные восходящие
токи воздуха.
3. Северный умеренный пояс от теплых океанских течений, иду¬
щих из экваториальных широт,— Гольфстрима и Куросио полу¬
чает на океанах до 837 МДж/м2 (20 и более ккал/см2) в год.
4. Западным переносом с океанов это тепло переносится на
материки, где умеренный климат формируется не до широты 50°
(см. солярные температуры, табл. 22), а много севернее полярного
круга.
5. Североатлантическое течение и атмосферная циркуляция зна¬
чительно утепляют Арктику.
6. В южном полушарии тропическое тепло получают только
Аргентина и Чили; в Южном океане циркулируют холодные воды
Антарктического течения.
Ярким показателем роли земных факторов в перераспределе¬
нии солнечного радиационного тепла служат изаномалы, или ли¬
нии одинакового отклонения температур воздуха данного места
от среднеширотных. Очевидно, что климатическое значение имеют
только сезонные, а не среднегодовые изаномалы; анализируются
обычно январские и июльские изаномалы (рис. 58).
Рис. 58. Отклонение температуры воздуха от среднеширотной — изаномалы
В январе огромная область положительных аномалий нахо¬
дится в Северной Атлантике. Она простирается от тропика до 85е*
с. ш. и от Гренландии, включая узкую полосу ее побережья, до
линии Ямал — Черное море. Максимального превышения факти¬
ческие температуры над среднеширотной достигают в Норвеж¬
ском море — до 26° С. Британские острова и Норвегия теплее на
16°, Франция и Балтийское море — на 12°, Ленинград—на 8° С.
Утепляющее влияние Атлантики заканчивается на долготе
г. Кирова.
В Восточной Сибири в январе образуется столь же большая и
ярко выраженная область отрицательных температурных ано¬
малий с центром в Северо-Восточной Сибири. Здесь аномалия,
достигает —24° С.
В северной части Тихого океана также находится область по¬
ложительных изаномал (до 13° С), а в Канаде — отрицательных
(до —15° С). Природа их такая же, как и предыдущих.
В июле положительная аномалия охватывает всю Евразию и
Северную Африку. Она обусловлена нагреванием обширной суши.
В океанах в это время, в том числе и над Гольфстримом, положи¬
тельных аномалий нет. Следовательно, нагретая суша летом теп¬
лыми течениями не согревается.
Показательно, что муссонные области в Восточной Азии весь
год имеют отрицательные аномалии, связанные с притоком холод¬
ного воздуха.
Сравнение карт изаномал и изобар января обнаруживает уди¬
вительное их сходство. Барическим минимумам умеренных широт
соответствуют положительные температурные аномалии, макси¬
мумам— отрицательные. В основе этого лежит термодинамическое
взаимодействие океанов и континентов.
Величина температурной аномалии на материках зависит от
их размеров: она возрастает пропорционально квадрату расстоя¬
ния между центрами моря и материка. Но она различна на запад¬
ных и восточных частях материков, т. е. распределение тепла и дав¬
ления оказывается диссимметричным.
Распределение тепла на картах показывают при помощи изо¬
терм. Существуют карты изотерм года и каждого месяца. Наи¬
более употребительны карты изотерм января и июля. Они реаль¬
нее, чем средние годовые, показывают действительный тепловой
режим каждой местности. Разумеется, что сравнение температур
различных мест, а тем самым и построение карт изотерм возмож¬
но только после приведения их к одному уровню, обычно — уров¬
ню моря, реже средней высоте земной поверхности.
Тепло по земной поверхности распределено зонально-регио¬
нально (см. карты изотерм в географических атласах).
1. Средняя многолетняя самая высокая температура (27° С)
наблюдается не на экваторе, а на 10° с. ш. Эта наиболее теплая
параллель называется термическим экватором.
2. В июле термический экватор смещается на северный тропик,
средняя температура, на этой параллели равна 28,2° С, а в самых
124
жарких районах (Сахара, Калифорния, Тар) она достигает
»6° С.
3. В январе термический экватор сдвигается в южное полуша¬
рие, но не так значительно, как в июле в северное. Самой теплой
параллелью (26,7° С) в среднем оказывается 5° ю. ш., но самые
жаркие районы находятся еще южнее, на материках Африки и
Австралии (30 и 32° С).
4. Следовательно, температурный градиент направлен к
полюсам, т. е. температура к полюсам понижается, причем
в Южном полушарии значительнее, чем в Северном. Разница
между экватором и северным полюсом летом составляет 27,
зимой 67° С, а между экватором и южным полюсом летом 40,
зимой 74° С.
5. Падение температуры от экватора к полюсам неравномер¬
ное. В тропических широтах оно происходит очень медленно — на
1° широты летом.0,06—0,09, зимой 0,2—0,3° С. Вся тропическая
зона в температурном отношении оказывается однородной.
В умеренных широтах похолодание с широтой происходит бы¬
стрее, особенно зимой: в северном полушарии на 1,04, в южном —
па 0,87° С на каждый градус широты. Температурный градиент
значительно увеличивается, достигая максимума в узкой зоне се¬
вернее 40° с. ш. Здесь контрасты температур местами достигают
11 —12° С на 1000 км. С этой зоной наибольших температурных
контрастов, как будет показано ниже, связана наибольшая не¬
устойчивость и активность атмосферы.
6. Среднее распределение тепла, выраженное планетарным гра¬
диентом, направленным от экватора к полюсам, близкое к зональ¬
ному, осложняется сезонными возмущениями, вызванными особен¬
ностями нагревания и охлаждения материков и океанов. В резуль¬
тате наблюдаются секторность в распределении тепла и сезонные
ее изменения. Температурный градиент экватор — полюсы на ма¬
териках и океанах по сезонам изменяется различно.
Распределение тепла над океанами и материками хорошо про¬
слеживается по сходимости и расходимости изотерм и их изгибам.
Адвекция тепла выражается изгибами изотерм к полюсам, холо¬
да — к экватору.
7. В северном умеренном поясе ход январских изотерм очень
сложен. Анализ изотерм выявляет следующее: а) в Атлантическом
и Тихом океанах значительна адвекция тепла, связанная с цир¬
куляцией атмо- и гидросферы; б) примыкающая к океанам суша —
Западная Европа и Северо-Западная Америка — имеет высокую
температуру (побережье Норвегии 0°С); в) огромный материк
Азии сильно выхоложен; на нем замкнутые изотермы оконтури-
вают очень холодную область в Восточной Сибири, до —48° С;
г) изотермы в Евразии идут не с запада на восток, а с северо-
запада на юго-восток, показывая, что температуры падают в на¬
правлении от океана в глубь материка; через Новосибирск прохо¬
дит та же изотерма, что и по Новой Земле (—18° С), на Араль¬
ском море так же холодно, как на Шпицбергене (—14°С);
125
д) подобная картина, но в ослабленном виде наблюдается и в
Северной Америке.
8. Июльские изотермы идут прямолинейнее, так как темпера¬
тура на суше определяется солнечной инсоляцией, а перенос теп¬
ла по океану (Гольфстрим) летом на температуру суши не влияет,
ибо она нагрета солнцем.
Вдоль северо-восточных берегов Америки и Азии происходит
значительная адвекция холода, связанная также с циркуляцией
атмо- и гидросферы (холодные течения Лабрадорское и Ойясио).
В тропических широтах заметно влияние холодных океанских
течений, идущих вдоль западных берегов материков (Калифорний¬
ское, Перуанское, Канарское и Бенгуэльское), которые охлаждают
прилегающую к ним сушу и вызывают отклонение изотерм в сто¬
рону экватора.
9. Температурное поле Земли испытывает сезонные колебания,
обусловленные поочередным нагреванием северного и южного полу¬
шарий. Это выражается в смещении термического экватора, в
смене зимы и лета в умеренных странах и в смене полярной ночи
и полярного дня в высоких широтах. Сезонный контраст температур
достигает максимума на широтах 50—70° с. ш. Испытывает се¬
зонные колебания температур не только тропосфера, но и нижняя
часть стратосферы; сезонные смещения температурного поля Зем¬
ли относительно плоскости экватора являются одной из причин
циркуляции атмосферы.
Более материковое восточное полушарие (к северу от экватора)
оказывается зимой холоднее западного (7 и 10°С), летом теплее
(24 и 20°С).
10. Значительна тепловая диссимметрия северного и южного
полушарий. Лето северного материкового полушария (в июле
22°С) теплее лета южного (в январе 17°С), зима первого холод¬
нее (8°С) второго (10°С), несмотря на то что в январе Земля
ближе к Солнцу, чем в июле.
11. В распределении тепла по Земле отчетливо выражены две
важнейшие закономерности: а) зональность, обязанная фигуре
Земли, и б) секторность, обусловленная особенностями усвоения
солнечного тепла океанами и материками. Для понимания законо¬
мерностей одной системы — атмосферы мы обязаны обращаться к
ее взаимодействию с другими — гидро- и литосферой.
12. Средняя годовая температура воздуха на уровне 2 м для
всей Земли равна 14° С, январская 12°, июльская 16° С. Южное по¬
лушарие в годовом выводе холоднее северного. Средняя темпера¬
тура воздуха в северном , полушарии 15,2° С, в южном 13,3° С. Бо¬
лее высокий тепловой уровень северного полушария объясняется
диссимметрией циркуляции атмо- и гидросферы; она больше на¬
правлена в северное полушарие. Средняя температура воздуха на
всей Земле совпадает приблизительно с температурой, наблюдав¬
шейся около 40° с. ш. (около 14°С).
Тепловые пояса. Основная закономерность в распределении
тепла на Земле — его зональность — позволяет выделить тепловые,
Г26
или температурные, пояса. Они не совпадают с поясами осве¬
щения, образующимися по астрономическим законам, поскольку
тепловой режим зависит не только от освещения, а и от ряда тел¬
лурических факторов.
По обе стороны от экватора, приблизительно до 30° с. ш. и
ю. ш., находится жаркий пояс, ограниченный годовой изотермой
20° С. В этих пределах распространены дикорастущие пальмы и
коралловые постройки.
В средних широтах находятся умеренные температурные пояса.
Они ограничены изотермами 10° С самого теплого месяца. С эти¬
ми изотермами совпадает граница распространения древесных рас¬
тений (наименьшие средние температуры, при которых вызревают
семена деревьев, 10° С; при меньшей месячной сумме тепла леса
не возобновляются).
В субполярных широтах простираются холодные пояса, поляр¬
ными границами которых служат изотермы 0°С самого теплого
месяца. Они в общем совпадают с зонами тундр.
Вокруг полюсов находятся пояса вечного мороза, в которых
температура любого месяца ниже 0°С. Здесь лежат вечные снега
и льды.
Жаркий пояс, несмотря на свою большую площадь, в тепло¬
вом отношении довольно однороден. Средняя температура года
изменяется от 26° на экваторе до 20° С на тропических пределах.
Годовые и суточные амплитуды незначительны. Сравнительно одно¬
родны в термическом отношении пояса холодный и вечного моро¬
за в силу своей узости. Умеренные пояса, охватывающие широты
от субтропических до субполярных, термически весьма неоднород¬
ны. Здесь годовая температура на одних широтах достигает 20° С,,
а на других даже температура самого теплого месяца не превы¬
шает 10° С. Выявляется широтная дифференциация умеренных поя¬
сов. Северный умеренный пояс в связи с его материковостью диф¬
ференцирован и в долготном направлении: в годовом ходе темпе¬
ратур здесь ясно сказываются приморское и внутриматериковое
положения.
В умеренных поясах в самом первом приближении выделяются
субтропические широты, температурный режим которых обеспе¬
чивает произрастание субтропической растительности, умеренно
теплые широты, где тепло обеспечивает существование широколист¬
венных лесов и степей, и бореальные широты с суммой тепла, до¬
статочной только для произрастания хвойных и мелколиственных
деревьев.
При общем сходстве температурных поясов обоих полушарий
ясно выступает тепловая диссимметрия Земли относительно эква¬
тора. Термический экватор смещен к северу относительно геогра¬
фического, северное полушарие теплее южного, в южном ход тем¬
пературы океанический, в северном — материковый, Арктика теп¬
лее Антарктики.
Термические условия поясов, естественно, нарушают горные
страны. Благодаря уменьшению температуры с высотой в них
127
наблюдается вертикальная температурная, климатическая и в целом
природная высотная поясность.
Морской и континентальный ход температуры. Секторные раз¬
личия теплового режима нижней тропосферы, которая характери¬
зуется климатическими показателями, проявляются в степени океа-
ничности или континентальности климата. Наиболее ярко эта чер¬
та климата проявляется в годовой амплитуде температур, т. е. в
разнице между наиболее теплым и холодным месяцами. Естествен¬
но, что величина годовой амплитуды определяется тремя факто¬
рами: а) широтными различиями в интенсивности солнечной ра¬
диации в январскую и июльскую части года и б) соотношением
площадей материка и океана в данном широтном поясе, в) затра¬
тами тепла на испарение, зависящими в свою очередь от влаж¬
ности климата (табл. 23).
Таблица 23
Годовые амплитуды температур воздуха для разных широт, °С
Широты
Северная
Южная
Широты
Северная
Южная
80
31,0
28,7
40
17,7
4,9
70
32,2
19,5
30
13,3
7,0
60
29,0
11,8
20
7,4
5,9
50
23,8
4,3
0
1,
8
Как видно из данных таблицы, наибольшие годовые амплитуды
от 23 до 32° С свойственны среднему поясу наибольшей площади
континентов, в котором различное нагревание и охлаждение мате¬
риков и океанов, образование положительных и отрицательных
температурных аномалий обусловливают различный ход темпера¬
туры на океане и в глубине континентов (табл. 24).
Таблица 24
Океанический и континентальный ход температуры воздуха, °С
Океанический ход. Гебридские о-ва,
57°32' с. ш.
Континентальный ход.
57°47' с. ш.
Киренск,
холодный
месяц
теплый месяц
амплитуда
холодный
месяц
теплый месяц
амплитуда
Март
5,0
Август
12,8
00
Январь
—27,3
Июль
18,6
45,9
Годовая амплитуда — величина зональная, и сравнивать по это¬
му показателю холодный, умеренный и жаркие пояса, а тем более
северное и южное полушария невозможно. Этим объясняются не¬
удачи попыток выработать единый для всей Земли показатель
континентальности и океаничности климата. Мы . ограничимся
128
пыделением морского, переходного и континентального климатов в
умеренном поясе (табл. 25, рис. 59).
В качестве границы между морским и континентальным клима¬
тами средних широт можно принять годовую амплитуду 25° С. Если
она меньше 25° С, климат морской, больше — материковый. Между
ними находится широкая меридиональная полоса переходного кли¬
мата с разницей температур крайних месяцев около 23° С. Она
проходит через Карелию, Ленинградскую область, Белоруссию и
Западную Украину.
Рис. 59. Годовые амплитуды температуры воздуха в Евразии. Пункты находятся
на 52—53° с. ш.
Из данных табл. 25 и рис. 59 видно, что годовая амплитуда
температур в континентальных климатах нарастает за счет зимних
холодов — в приморских странах зима теплая, в материковых —
морозная. Летние месяцы внутри материков жаркие, а на берегах
океанов теплые, но разница не так значительна, как зимой.
Таблица 25
Увеличение амплитуды температур при нарастании
континентальности климата (пункты расположены около 52° с. ш.)
Средние температуры. д С
Пункты
самого
самого теп¬
Амплитуда
годовая
холодного
лого месяца
месяца
Дублин . . . . -
9,7
5,4
15,8
10,4
Варшава
7,6
—3,6
18,9
22,5
Воронеж
5,6
—9,8
20,6
30,4
Оренбург
3,8
—15,4
22,0
37,4
Нерчинск
—3,7
—29,8
18,9
48,7
Отличительной чертой морского климата является смещение
самого теплого времени с июля на август, а самого холодного с ян¬
варя на февраль месяц.
9 Заказ 371
129
Различие между морским, и материковым климатами заключа¬
ется и в продолжительности переходных сезонов: весна и осень в
морских странах продолжительные — до двух месяцев, а в конти¬
нентальных кратковременные — до двух недель.
Показателем континентальности или океаничности климата слу¬
жит суточная амплитуда температур. Внутри материков днем жар¬
ко, ночью холодно, на берегах морей днем тепло, ночью умеренно
прохладно.
Годовая амплитуда температур на всей Земле равна в среднем
10° С: в северном полушарии 13,8°, в южном 6,2° С.
Наибольшая на Земле годовая амплитуда зафиксирована в Во¬
сточной Сибири: абсолютные максимумы и минимумы в Верхоян¬
ске 34 и —68°, в Оймяконе 31 и —71°. Амплитуда абсолютных тем¬
ператур равна 102° С.
Показателем степени континентальности или мористости клима¬
та служит также влажность воздуха, чутко реагирующая на удале¬
ние от океана (обычно берется недостаток насыщения Д)...
Было предпринято несколько попыток математически выразить
степень континентальности климата. В формулы вводились кроме
объективного показателя амплитуды температур эмпирически по¬
добранные коэффициенты. Наиболее поздняя формула Н. Н. Ивано¬
ва (1959). Она учитывает недостатки предыдущих формул и вклю¬
чает три компонента: Аг — амплитуду годовую, Лс — амплитуду
суточную, До — дефицит влажности:
у Аг-Ь'АН~0»25До jqq
0,36<р+14
где 0,36 ф — прямолинейная зависимость суммы трех указанных
компонентов от широты, 14 — сумма их на экваторе. Континекталь-
ность выражается в' процентах.
Многочисленность формул, их сложность, обилие эмпирически
подобранных коэффициентов, отсутствие показателя влияния релье¬
фа, а главное — стремление ограничиться анализом климата лишь
на одном уровне — тепла и влаги в атмосфере говорит о том, что
задача еще далека от решения, а может быть, и сам подход к ней
не совсем верен.
Например, в Австралии — самом малом континенте относитель¬
ная площадь материкового климата наибольшая, и причина это¬
го— сухость воздуха, обусловленная циркуляцией атмосферы; на¬
оборот, в Амазонии, пронизываемой на всю глубину влажными
воздушными массами, климат океанический и в глубине материка.
Современные данные о роли испарения и скрытой теплоты па¬
рообразования в нагревании атмосферы дают основания по-новому
подойти к характеристике мористости и континентальности1 кли¬
мата. Очевидно, что физическая сущность континентальности за¬
ключается в том, что территория с таким климатом получает мало
тепла от фазового перехода дара в воду, а с морским г—много.
Соответственно этому в сухом воздухе велико летнее и дневное на^-
ДЗО
гревание турбулентным теплообменом, а зимой и ночью большое
излучение.
Показатель мористости — континентальное™ климата должен
выводиться из формулы теплового баланса. Индекс континенталь-
ности обратно пропорционален затрате тепла на испарение.
На океанах на испарение затрачивается в среднем 100 ккал/см2
(4190 МДж/м2) в год. Это можно принять за 100% океаничности
или 0% континентальности климата. В Северной Азии (Сибири), в
Центральной Австралии, в Сахаре на испарение расходуется толь¬
ко 16 ккал/см2 (419 МДж/м2) в год. Континентальность такого
климата можно выразить так: 100 ккал на океанах—10 ккал на
данной территории = 90; это число принимается за 90% конти-
нентальности. Климата с континентальностью 100% на Земле нет;
такой показатель означал бы, что территория находится вне влия-
иия океана и выпала из планетарного влагооборота.
В Амазонии на испарение расходуется 80 ккал/см2
(2340 МДж/м2) в год, или континентальность 20%. У побережья
Западной Европы соответственно • 60 ккал/см2 (2511 МДж/м2) в
год, или континентальность 40%. В Западной Европе, Северной
Америке, на Дальнем Востоке, в Индостане, в Центральной Афри¬
ке 40 ккал/см2 (1674 МДж/м2) в год, или континентальность 60%.
Таков общий для всей Земли показатель континентальности
климата. Но характер его различен в разных климатических поясах.
Для умеренного он описан выше. В тропическом поясе континен¬
тальность выражается в отрицательном водном балансе, в боль¬
шой суточной амплитуде температур и сопутствующих этому яв¬
лениях.
БАРИЧЕСКОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ И ЦИРКУЛЯЦИЯ
ВОЗДУХА ТРОПОСФЕРЫ
Атмосферное давление. Движение молекул воздуха и его соб¬
ственная масса создают атмосферное давление. При спокойном
состоянии воздуха величина его на единицу площади соответствует
массе находящейся над ней воздушного столба. Убыль массы воз¬
духа в этом столбе приводит к падению давления, а увеличение —
к его росту.
Так как сила тяжести изменяется с широтой, а величина воз¬
душного столба зависит от высоты над уровнем моря и от темпе¬
ратуры, то за нормальное принято атмосферное давление над уров¬
нем моря под широтой 45° при температуре воздуха 0°С. В этом
случае масса воздуха уравновешивается ртутным столбом высо¬
той в 760 мм. Так как плотность ртути при 0°С равна 13,595, то
масса ртутного столба с площадью сечения в 1 см2 и высотой
760 мм составляет 1033,2 г. Следовательно, атмосфера на 1 см2
земной поверхности давит с силой 1 кг 33 г.
В системе СГС за единицу давления принята, как известно,
дина/см2. 1 дина/см2= 1 • 10-1 Н/м2 (ньютон на квадратный метр)
9*
131
в единицах Си. Нормальное давление, выраженное в этих едини¬
цах, равно 1013 250 дин/см2 или 1,013250-105 Н/м2. Давление в
1000 000 дин называется баром; 1 бар=105 Н/м2. Тысячная доля
бара называется миллибаром (мб); 1 мб=102 Н/м2 (0,75 ммрт.ст.;
1 мм рт. ст.—1,33 мб). На метеорологических станциях атмосфер¬
ное давление измеряется барометрами со шкалой в миллибарах;
в этих же единицах строятся метеорологические климатические
карты.
Рис. 60. Давление воздуха на территории СССР на уровне моря
в миллибарах, январь
Чем выше над земной поверхностью или в горах лежит данная
точка, тем меньше находящийся над ней столб воздуха, а следо¬
вательно, и атмосферное давление. Так как воздух сжимаем, то
давление с высотой падает не линейно, а в геометрической про¬
грессии, т. е. в нижних слоях быстрее, чем в верхних. Изменение
давления с высотой выражается барической ступенью — расстоя¬
нием по вертикали в метрах, на котором атмосферное давление
уменьшается вверх или увеличивается вниз на 1 мм, или 1 мб. На
уровне моря она равна 8 м/мб, или 10,5 м/мм, на высоте 5 км —
около 15 м/мб, на высоте около 3000 м она равна уже 20 м. На
одной и той же высоте размер барической ступени зависит от тем¬
пературы: она больше в теплом воздухе и меньше в холодном.
Наблюдения над изменением атмосферного давления ведут ме¬
теостанции. Так как они лежат на разной абсолютной высоте, то
132
(•равнение полученных на них величин атмосферного давления воз¬
можно только после приведения показаний барометров к одному
уровню — обычно уровню моря, реже — уровню земной поверхно¬
сти.
Барическое поле. Давление атмосферы на земную поверхность
и его распределение в пространстве и изменение во времени назы¬
вается барическим полем. Оно непрерывно изменяется во времени
п неравномерно распределяется по географическим зонам и регио¬
нам: есть области преобладания высокого давления и области
господства низкого давления.
Области высокого и низкого давления, на которые расвденено
барическое поле, называются барическими системами. Для харак¬
теристики барического поля используются карты изобар и бариче¬
ской топографии.
Распределение давления у земной поверхности показывается
изобарами — линиями равных давлений (рис. 60, см. также карты
изобар в географических атласах). В службе погоды карты изобар
строятся на избранный час. В климатологии пользуются обычно
средними многолетними показателями для июля и января; не¬
сколько реже прибегают к картам изобар других месяцев.
Области низкого давления обрисовываются системой замкну¬
тых овальных изобар с наименьшими отметками в центре. Они
называются барическими минимумами или, реже, депрессиями.
На карте изобар января видны обширные барические минимумы —
один в северной части Атлантического океана с центром в Ислан¬
дии— Исландский минимум, второй в северной части Великого
океана около Алеутских островов — Алеутский минимум. В тече¬
ние всего года в Южном океане располагается антарктический
пояс низкого давления.
Полоса низкого давления, уходящая в сторону от барического
минимума, называется ложбиной. Исландский минимум образует
ложбину в сторону Шпицбергена.
Подвижные барические минимумы называются циклонами.
Степень падения атмосферного давления в центре циклона и ми¬
нимума вообще обозначается термином «глубина циклона», или
«глубина депрессии». Обычно давление в циклонах падает до
980—970 мб, в наиболее глубоких циклонах — до 925 мб, а в тро¬
пических тайфунах — даже до 900 мб.
Области высокого давления называются барическими максиму¬
мами или антициклонами. Они изображаются также замкнутыми
изобарами, в центре которых давление максимальное. Оно может
достигать 1087,8 мб (Агата в Восточной Сибири, 31 декабря
1968 г.). Полоса высокого, или повышенного, давления, отходящая
от барического максимума, называется отрогом, а очень узкая и
длинная полоса — осью высокого давления.
На картах изобар и июля, и января отчетливо обрисовываются
два ряда тропических барических максимумов: у северного тропи¬
ка Азорский в Атлантическом океане и Гавайский в Великом (их
название происходит от островов,'на которых впервые они были
133
зафиксированы метеостанциями), у южного тропика — Южноат¬
лантический, Южнотихоокеанский и Южноиндийский.
Азорский максимум во все сезоны дает отрог в сторону
Средиземного моря, а зимой соединяется с сибирским макси¬
мумом, или антициклоном.
Распределение давления в од-
Угпро ной плоскости — на уровне моря—
Ю05'мб еще не вскрывает условий дина¬
мики воздушных масс, поскольку
они захватывают и верхние слои.
Необходима характеристика дав¬
ления воздуха на всех высотных
уровнях, во всей толще тропо¬
сферы и нижней стратосферы. Для
этого используют изобарические
поверхности, т. е„ поверхности
равного давления, которые пока- (
зывают распределение потенциа¬
ла энергии воздушной массы
(геопотенциала), зависящей от ее
положения р поле силы тяже¬
сти. Изобарические поверхности
вскрывают зависимость динамики
атмосферы от теплоты (темпера¬
туры) воздуха.
Воздух, нагретый от Земли, поднимается. Но одно это не при¬
ведет к понижению давления, поскольку общая масса воздушного
столба при восходящих токах не уменьшается. Для того чтобы
давление над какой-то площадью уменьшилось, должен произойти
отток с нее части воздуха. Это происходит при изменении поло¬
жения изобарических поверхностей.
Допустим, что сначала две поверхности — водная и материко¬
вая— имели одинаковую температуру и, следовательно, давление,
например 1013 мб (рис. 61). С восходом Солнца поверхность суши
нагрелась сильнее, чем воды, над ней возникли восходящие токи
воздуха и поднялись изобарические поверхности. Вверху над сушей
плотность воздуха (давление) увеличилась и он стал стекать по¬
верху в сторону моря. С этого момента давление на суше начинает
падать, а на море в связи с притоком воздуха увеличиваться.
Отсюда понизу воздух потечет на сушу, стремясь выравнять нару¬
шенное теплом равновесие.
Распределение атмосферного давления в трехмерной атмосфере
показывается на картах барической топографии. Они так называ¬
ются потому, что на них изображается рельеф (термин условный)
поля давления, или барический рельеф. На картах абсолютной
барической топографии (АТ) изображается высота избранной
барической поверхности, например, 900, 700, 500, 300 или 200 мб
над уровнем моря. Высоты измеряются в геопотенциальных
метрах (гпм). Такой метр показывает потенциальную энергию
1010
Рис. 61. Зависимость давления воз¬
духа от температуры подстилающей
поверхности. Схема дневного бриза
134
единицы массы в поле силы тяжести или работу, которую нужно
затратить на подъем единицы массы на высоту 1 м. Практически,
1 гпм равен обычному метру. На картах высоты показываются в.
десятках метров или в декаметрах.
ЕЗ1 Ljl]2 Ejl33
Рис. 62. Карта абсолютной барической топографии поверхности 500 мб. Январь:
/ — изогипсы (высота в геопотенаиальных декаметрах), 2 ~ высокое давление, 3 — низкое
давление
На рис. 62 изображена карта АТ500 — высоты..изобарической
поверхности 500 мб в январе. Она показывает распределение дав¬
ления вверху, на той высоте, где оно равно 500 мб, что соответ¬
ствует примерно 9 км. По данным карты видим, что над тропика¬
ми ATsoo находится на высоте 584 гпм,: а над Арктикой только
504 гпм. Значит воздух течет от экватора в полярные широты;
при этом он отклонится вправо в северном полушарии, в, южном
влево и примет направление с запада на восток. Таким образом,
карты барической топографии помогают определить направление
ветров выше той поверхности, на которой они: наблюдаются метеор
станциями. Сопоставление движения воздуха внизу и вверху даег
основание для заключений об общей циркуляции атмосферы. ;
135
Горизонтальный барический градиент. Ветер. Разность атмо¬
сферного давления между двумя областями как у земной поверх¬
ности, так и выше нее вызывает горизонтальное перемещение воз¬
душных масс — ветер. С другой стороны, сила тяжести и трение
о земную поверхность удерживают массы воздуха на месте. Следо¬
вательно, ветер возникает только при таком перепаде давления,
который достаточно велик, чтобы преодолеть сопротивление воз¬
духа и вызвать его движение. Очевидно, что разность давлений
должна быть отнесена к единице расстояния. В качестве ее рань¬
ше принимали 1° меридиана, т. е. 111 км. В настоящее время
для простоты расчетов условились брать 100 км.
Горизонтальным барическим градиентом называется падение
давления в 1 мб на расстояние в 100 км по нормали к изобаре
в сторону убывающего давления.
Скорость ветра всегда пропорциональна градиенту: чем боль¬
ше избыток воздуха на одном участке в сравнении с другим, тем
сильнее его отток. На картах величина градиента выражается
расстояниями между изобарами: чем они ближе одна к другой,
тем градиент больше и ветер сильнее.
Кроме барометрического градиента на ветер действуют вра¬
щение Земли, или сила Кориолиса, центробежная сила и трение.
Вращение Земли, или сила Кориолиса, отклоняет ветер вправо
(в южном полушарии влево) от направления градиента. Теоре¬
тически рассчитанный ветер, на который действуют только силы
градиента и Кориолиса, называется геострофическим. Он дует по
касательной к изобарам (рис. 63).
Чем сильнее ветер, тем больше его отклонение под действием
вращения Земли. Оно нарастает с увеличением широты. Над су¬
шей угол между направлением градиента и ветром достигает
45—50°, над морем — 70—80°, средняя величина его равна 60°.
Центробежная сила действует на ветер в замкнутых бариче¬
ских системах — циклонах и антициклонах. Она направлена по
радиусу кривизны траектории в сторону ее выпуклости.
Сила трения воздуха о земную поверхность всегда умень¬
шает скорость ветра. Скорость ветра обратно пропорциональна
М
102(1 №
I
1020
ют
1009
990
А
1
Б
990 WZQ
S
Рис. 63. Направление градиента (/) и геострофиче-
'ского ветра (2) в пассатах (Л), антициклонах (Б)
и циклонах (В)
136
наличные трения. При одном и том же. барическом градиенте над
морем, степными и пустынными равнинами ветер сильнее, чем над
пересеченной холмистой и лесной, а тем более горной местностью.
Трение сказывается в нижнем, примерно 1000-метровом, слое, на¬
зываемом слоем трения. Выше ветры геострофические.
Направление ветра определяется стороной горизонта, откуда
он дует. Для обозначения его обычно принимается 16-лучевая
роза ветров: С, ССЗ, СЗ, ЗСЗ, 3, ЗЮЗ, ЮЗ, ЮЮЗ, Ю, ЮЮВ,
ЮВ, ВЮВ, В, ВСВ, СВ, ССВ.
Иногда вычисляется угол (румб) между направлением ветра
и меридианом, причем север (С) считается за 0° или 360°, вос¬
ток (В) —90°, юг (Ю) — 180°, запад (3) —270°.
Скорость ветра не следует отождествлять с его силой. Послед¬
няя зависит кроме скорости еще от плотности воздуха. Горизон¬
тальные переносы воздуха и по массе и по скоростям его движения
Польше вертикальных. При одинаковой скорости ветра у земной
поверхности и в верхней тропосфере сила его вверху в 5. раз
меньше, чем внизу.
В вертикальных токах изменяются свойства воздуха. Он или
охлаждается и дает осадки, или нагревается и иссушается.
Причины и значение неоднородности барического поля и цир¬
куляция атмосферы. Для географической оболочки важны не сами
по себе барические максимумы и минимумы, тем более, что ампли¬
туда их всего 145 мб (около 14% от нормального давления), а
направление тех вертикальных токов воздуха, которые их создают.
Размер атмосферного давления показывает направление верти¬
кальных движений воздуха — восходящих или нисходящих, а они
или создают условия для конденсации влаги и выпадения осад¬
ков, или исключают эти процессы. Между влажностью воздуха
и его динамикой существуют два основных типа связи: цикло-
пальный с восходящими токами и антициклональный с нисходя¬
щими.
В восходящих токах воздух адиабатически охлаждается, относи¬
тельная влажность его повышается, водяной пар конденсируется,
образуются облака и выпадают осадки. Следовательно, бариче¬
ским минимумам свойственны влажная погода и климат. Конден¬
сация идет постепенно и на всех высотах: внизу воздух перенасы¬
щен водяным паром, конденсируются первые его порции. При
этом выделяется скрытая теплота парообразования, которая вызы¬
вает дальнейший подъем воздуха, его охлаждение и конденсацию
новых порций влаги. Вновь выделяется скрытая теплота и т. д.
Одновременно идут четыре взаимно связанных процесса: подъем
воздуха, его охлаждение, конденсация пара и выделение скрытой
теплоты парообразования. Первопричиной их является солнечное
тепло, затраченное на испарение воды.
В нисходящих воздушных массах происходит адиабатическое
нагревание и понижение влажности воздуха; облака и осадки
образоваться не могут. Следовательно, барическим максимумам,
или антициклонам, свойственна безоблачная, ясная и сухая погода
137
и сухой климат. С поверхности океанов в областях высокого .дав¬
ления происходит значительное испарение, интенсивности которого
благоприятствует безоблачное небо. Влага отсюда уносится в
другие места, поскольку опустившийся воздух неизбежно должен
перемещаться в стороны. Мы уже видели, что из тропических
максимумов он в виде пассата идет к экватору.
Процессы усвоения атмосферой солнечного
тепла, динамики воздушных масс и влагообо-
рота взаимно связаны и обусловлены.
Циркуляция атмосферы и неоднородность
барического поля вызывается двумя неравно¬
значными причинами. Первая, и основная,, со¬
стоит в неоднородности термического поля
Земли, в тепловом различии экваториальных
и полярных широт. По образному выражению
В. В. Шулейкина, на экваторе находится нагре¬
ватель, а на полюсах холодильники. Они соз¬
дают тепловую машину первого рода, вызы¬
вающую горизонтальный межширотиый обмен
воздуха.
По термической причине на невращающей-
ся планете установилась бы довольно простая
циркуляция воздуха (рис. 64). На экваторе на¬
гретый воздух поднимается, восходящие токи
у земной поверхности формируют пояс низкого
давления, называемый экваториальным бари¬
ческим минимумом. В верхней тропосфере изо¬
барические поверхности поднимаются и воздух
оттекает в стороны полюсов.
В полярных широтах холодный воздух опускается, у земной
поверхности образуются области повышенного давления и воздух
возвращается к экватору. Справедливость такого рассуждения
подтверждают карты барической топографии.
Наше допущение невращающейся планеты имеет тот смысл,
что показывает, как термическая разница между широтами вызы¬
вает перенос воздушных масс вдоль меридианов или, как принято
говорить в климатологии, меридиональную слагающую атмосфер¬
ной циркуляции.
Таким образом, сущность тепловой машины, вызывающей цир¬
куляцию атмосферы, заключается в том, что часть энергии сол¬
нечной радиации превращается в энергию атмосферных движе¬
ний. Она пропорциональна разности температур между эквато¬
ром и полюсами.
Вторая причина циркуляции атмосферы — динамическая; она
заключается во вращении планеты. Циркуляция воздуха непосред¬
ственно между экваториальными и полярными широтами, показан¬
ная на рис. 64., невозможна, поскольку вся сфера, в которой
движется воздух, вращаетсй. Горизонтальные потоки воздуха и
а верхней тропосфере, и у земной поверхности под действием
Рис. 64. Схема цир¬
куляции атмосфе¬
ры без учета от¬
клоняющего дейст¬
вия вращения Зем¬
ли. Меридиональ¬
ная слагающая
циркуляции воз¬
духа
138
вращения Земли непременно отклоняются вправо в северном и вле¬
во в южном полушариях. Так возникает зональная'слагающая цир¬
куляции атмосферы, направленная с запада на восток и формирую¬
щая западно-восточный перенос воздушных масс, называемой
сокращенно западным переносом. На вращающейся планете он
выступает в качестве основного вида циркуляции тропосферы.
Сезонные возмущения термического поля Земли, обусловлен¬
ные различиями в нагревании океанов и материков, вызывают
колебания над ними и атмосферного давления. Зимой над Евра¬
зией и Северной Америкой холоднее, чем над океанами в этих
же широтах. Изобарические поверхности над акваториями выше,
чем над сушей. Воздух поверху перетекает с океанов на матери¬
ки. Общая масса воздушного столба над континентами увели¬
чивается. Здесь образуются зимние барические максимумы — Си¬
бирский с давлением до 1040 мб и несколько меньший Северо¬
американский (1022 мб). Над океанами масса воздушного столба
уменьшается, образуются депрессии. Те и другие видны на картах
изобар. Так создается, по В. В. Шулейкину, тепловая машина вто¬
рого рода.
Летом тепловые контрасты между сушей и морем уменьшают¬
ся, минимумы и максимумы рассасываются, давление выравни¬
вается или меняется на противоположное зимнему. В Сибири оно
падает до 1006 мб.
Сезонные колебания атмосферного давления над сушей и мо¬
рем создают так называемый муссонный фактор, хотя образование
муссонов (стр. 161) только им объяснить нельзя.
На южных материках в январскую (летнюю для них) часть
года образуются барические минимумы, оконтуренные замкнуты¬
ми изобарами.
Поочередное полугодовое нагревание северного и южного полу¬
шарий вызывает смещение всего барического поля Земли в сто¬
рону летнего полушария — в январскую часть года северного,
в июльскую южного. Экваториальный минимум в январскую часть
года лежит южнее экватора, в июльскую он смещается к северу,
достигая в Южной Азии северного тропика. Над Ираном и пус¬
тыней Тар создается Ирано-Тарский, или Южноазиатский, летний
минимум. Это — часть экваториального минимума, смещенная к
северу и усиленная интенсивным нагреванием огромного азиат¬
ского материка. Устремляющийся сюда экваториальный воздух
приносит водяной пар и теплоту, затраченную на его образование.
Теплота вместе с турбулентным теплообменом формирует восхо¬
дящие токи Ирано-Тарского минимума. Давление в нем падает
до 994 мб.
Географические типы воздушных масс. Атмосфера, как уже
было сказано, ,неоднородна. Радиационные и циркуляционные
процессы расчленяют ее на отдельные воздушные массы, раз¬
меры которых соизмеримы с большими частями материков и
океанов.
Воздушная масса в результате пребывания в определенных
139
условиях радиации и подстилающей гговерхности приобретает
определенные устойчивые физические свойства — температуру,
влажность, прозрачность и др. Эти свойства внутри одной воздуш¬
ной массы с расстоянием меняются медленно, а при переходе из
одной воздушной массы в другую — быстро.
Различают следующие основные географические типы воздуш¬
ных масс и их морские и континентальные разновидности.
1. Арктический воздух (АВ). В нем выделяют: а) континенталь¬
ный арктический воздух (кАВ), формирующийся над ледяной по¬
верхностью Арктики, а зимой также над Таймыром, бассейном
Колымы, Чукоткой и северной Канадой; он характеризуется низки¬
ми температурами, малым влагосодержанием и большой прозрач¬
ностью; вторжение кАВ в умеренные широты вызывает значитель¬
ные и резкие похолодания; зимой устанавливаются сильные мо¬
розы, весной и осенью — заморозки; во всех случаях стоит ясная
погода при безоблачном небе и большой прозрачности воздуха;
кАВ — устойчивая масса, держится долго; в южном полушарии
его аналогом является антарктический воздух; б) морской аркти¬
ческий воздух (мАВ), формирующийся в европейской Арктике,
над океаном, свободным ото льда; от кАВ отличается большим
влагосодержанием и несколько более высокой температурой; втор¬
жение мАВ зимой на материк может вызвать кратковременное
потепление.
2. Воздух умеренных широт (УВ). Выделяют: а) континенталь¬
ный воздух умеренных широт (кУВ), который формируется над
обширными поверхностями континентов умеренных широт; зимой
сильно охлажден и устойчив; погода в нем обычно ясная с силь¬
ными морозами; летом сильно прогревается, в нем возникают вос¬
ходящие токи; б) морской воздух умеренных широт (мУВ), форми¬
рующийся над океанами в средних широтах; западными ветрами
и циклонами переносится на материки; характеризуется большой
влажностью и умеренной температурой; зимой несет оттепели,
летом — прохладную и всегда пасмурную погоду.
3. Тропический воздух (ТВ). Выделяют: а) континентальный
тропический воздух (кТВ), формирующийся над материками тро¬
пических широт и в тропических барических максимумах — над
Сахарой, Аравией, Тар, Калахари, а летом в субтропиках и даже
на юге умеренных широт — на юге Европы, в Средней Азии и
Казахстане, в Монголии и Северном Китае; характеризуется вы¬
сокой температурой, сухостью, запыленностью; б) хморской тропиче¬
ский воздух (мТВ), образующийся над тропическими акватория¬
ми— в Азорском и Гавайском максимумах; характеризуется
высокой температурой и высоким влагосодержанием, но низкой
относительной влажностью.
Тропический воздух проникает как в умеренные широты, так
и к экватору в пассатах.
4. Экваториальный воздух (ЭВ) образуется в экваториальной
зоне. Характеризуется высокой температурой и большой влаж¬
ностью. Эти свойства он сохраняет и над сушей, и над морем,
140
поэтому на морскую и континентальную разновидности не де¬
лится.
Атмосферные фронты. Одни воздушные массы от других отде¬
ляются атмосферными фронтами. Так называются пограничные
слои, разделяющие соседние воздушные массы с различными фи¬
зическими свойствами. Ширина переходного слоя несколько десят¬
ков километров. Пересечение его с земной поверхностью образует
так называемую фронтальную зону, длина которой измеряется
тысячами километров. В метеорологии при расчетах пренебрегают
шириной переходного слоя и рассматривают его как фронтальную
поверхность. Ее пересечение с земной образует линию фронта.
Все перечисленные понятия объединяются выражением атмосфер¬
ный фронт (рис. 65).
300км 300км 300км
Б
Рис. 65. Строение теплого (Л) и холодного (Б) фронтов и облач¬
ность в них. Названия облаков указаны в табл. 27
Так как фронт разделяет две воздушные массы с разной темпе¬
ратурой и, следовательно, с разным направлением движения, то
очевидно, что он обязательно наклонен к плоскости горизонта в
ctopoHy холодного воздуха. Тяжелая холодная воздушная масса
прижимается к земле и растекается, подрезая теплую, а теплая
поднимается и течет по склону холодного. Наклон фронтальной
поверхности в среднем около 1:100, т. е. примерно 100 м на 1 км.
На фронте, таким образом, воздушные массы располагаются не
только рядом, но и одна над другой и при этом движутся. Пере¬
мещение теплого воздуха над клином холодного одновременно в
сторону и вверх получило название восходящего скольжения. В том
месте у земли, где начинается подъем воздуха, образуется бари¬
ческий минимум. Вверх фронт простирается до 15 км, захватывая
всю тропосферу.
141
Как и во всяких восходящих токах влажного воздуха происхо¬
дит адиабатическое охлаждение, конденсация пара, образование
облаков и выпадение осадков. Полоса фронтальной облачно^, си¬
стемы может достигать 800 км, причем формы облаков распола¬
гаются последовательно: перистые, перисто-слоистые, высокослоис¬
тые и слоисто-дождевые. Последние дают осадки, полоса которых
достигает 300 км ширины.
Рис. 66. Среднее положение основных планетарных фронтов
средних широт:
i —в январе, 2 —в июле
Планетарные фронтальные зоны разделяют основные воздуш¬
ные массы тропосферы и опоясывают все северное и южное полу¬
шария (рис. 66).
Между арктической и антарктической АВ и умеренными УВ
воздушными массами проходят Арктический и Антарктический
фронты, расположенные в среднем около 65° с. ш. и ю. ш.
В средних широтах между умеренным УВ и тропическим ТВ
воздухом проходят Умеренные фронты северного и южного полу¬
шарий. Летом они смещаются к 50°, зимой к 30° с. ш.
Между умеренным УВ и тропическим воздухом ТВ находится
Тропический фронт.
142
В экваториальных широтах при соприкосновении экваториаль¬
ного воздуха (ЭВ) северного и южного полушарий образуется
пе фронт, поскольку эти воздушные массы одинаковы, а полоса
конвергенции или сходимости.
Так как фронтальная зона умеренных широт разделяет две
воздушные массы с разными физическими свойствами, в том числе
и тепловыми, то она распадается на две части, из которых одна
называется теплым фронтом, а другая холодным (см. рис. 65).
Рис. 67. Изгибы Арктического фронта и зарождение
циклонов: А, В, С, D — циклоны одной серии
Теплым называется тот фронт, к которому подходит теплый
воздух, а холодный соответственно смещается. Характер погоды
здесь определяется восходящим скольжением теплого воздуха.
Холодным называется тот фронт, на который по земной поверх¬
ности, не поднимаясь, поступает холодная воздушная масса, а
теплая, оттесняемая вверх клином холодного воздуха, поднимает¬
ся отдельными порывами. Борьбой холодного воздуха с теплым и
определяется характер погоды этого фронта.
Фронт, как видно из только что изложенного, не просто разде¬
ляет воздушные массы, а представляет собой плоскость их борьбы:
холодный воздух наступает на теплый и подрезает его снизу, теп¬
лый же вынужден подниматься — на теплом фронте равномерно,
на холодном шквалами.
Взаимодействие воздушных масс, различных по температуре,
влажности, плотности и по кинетической энергии воздушных те¬
чений, неизбежно вызывает изгибы фронта. Все разнообразные
движения упорядочиваются кинетической энергией вращения Зем¬
ли и приобретают вид циклонов и антициклонов (см. ниже).
В силу этого фронты, показанные на рис. 66 в виде слабо
143
изогнутых кривых линий, фактически превращаются в совокуп¬
ность фронтов циклонов (рис. 67).
Борьба воздушных масс вызывает почти непрерывное переме¬
щение фронтов. Во-первых, они смещаются вместе с поступатель¬
ным движением циклонов со скоростью до 1000 км в сутки; во-вто¬
рых, медленно перемещаются по сезонам; в-третьих, случаются их
Рис. 68. Зональное распределение атмосферного давления
и ветров у однородной земной поверхности
быстрые и кратковременные сдвиги, именуемые прорывами. При
прорыве Арктического фронта на юг АВ распространяется в уме¬
ренные широты нередко до берегов Черного и Средиземного морей,
вызывая резкие похолодания. При прорыве того же фронта на
север УВ проникает в Арктику, принося теплую для нее погоду.
Прорыв ТВ с юга сопровождается распространением к северу
необыкновенно теплой Для этих широт погоды.
Зонально-региональное распределение атмосферного давления
на уровне моря, ветры в нижней тропосфере и формирование кли¬
матических поясов земного шара. У земной поверхности бариче¬
ское поле дифференцируется на пояса и регионы (рис. 68).
В экваториальном поясе шириной приблизительно 10° широты
в течение всего года существует низкое (1000—1008 мб) атмосфер¬
ное давление — экваториальная депрессия. Движущей силой ее
144
формирования является скрытая теплота парообразования. От об¬
щей массы воды, испарявшейся в тропических океанах в полосе
шириной в 70° (от 35° с. ш. до 35° ю. ш.), 75% поступает в эквато¬
риальный пояс. Тепловая энергия порождает огромную кинетиче¬
скую, поднимающую воздух до 18 км высоты.
Экваториальный минимум — не однообразная сплошная лента
низкого давления, какой она представлялась до недавнего вре¬
мени. На фоне общей депрессии непрерывно возникают и исчезают
области повышенного давления, хотя, конечно, по интенсивности
они не сравнимы с антициклонами умеренных широт. С переменой
давления связаны изменения погоды, грозы, шквалы ветров. При¬
чина колебаний давления в экваториальном поясе гидротермиче¬
ская, связанная с выделением скрытой теплоты парообразования
при встрече воздушных масс, хотя бы немного отличающихся одна
от другой.
Ветры в этой полосе случайны и кратковремеины, господству¬
ет безветрие, и вся полоса называется штилевой.
При восходящей конвекции происходит конденсация пара, и
влага, как принесенная на экватор из тропических поясов, так и
испарившаяся на месте, выпадает обильными экваториальными
дождями, которые называются зепиталъными (по положению
Солнца в зените).
В тропических широтах, между 35 и 20° обоих полушарий, на
океанах располагаются тропические, или субтропические, бариче¬
ские максимумы с нисходящими воздушными токами: Азорский и
Гавайский в северном полушарии, Южноатлантический, Южно-
тихоокеанский и Южноиндийский в южном. Давление в них
1022—1026 мб. Они держатся весь год.
Образование тропических барических максимумов сторонники
классической схемы циркуляции атмосферы объясняли опускани¬
ем воздуха, поднявшегося над экватором и перенесенного в тропи¬
ческие широты в верхней тропосфере (этот перенос называли
антипассатами, существование которых не подтвердилось). Теперь
на основании анализа карт синоптических и барической топо¬
графии, а также данных высокотропосферных аппаратов выяснено,
что тропические максимумы образуются путем регенерации анти¬
циклонов, переместившихся из средних широт до критических
параллелей 35°, на которых резко меняется значение кориолисо-
вой силы. На экваторе она равна нулю, антициклоны сюда не
проникают, что служит одной из причин существования экватори¬
альной депрессии.
На материках в соответствии с их термическим режимом бари¬
ческая система меняется от зимы к лету. В летнюю часть года
каждого полушария на суше давление нормальное или понижен¬
ное (в Австралии, в Южной Африке), в тропиках Южной Азии,
как мы уже видели, стоит глубокий (994 мб) Ирано-Тарский ми¬
нимум. В январскую часть года, зимнюю в северном полушарии,.
Азорский и Гавайский максимумы сливаются с Сибирским
(1040 мб) и Североамериканским (1022 мб), образуя над суб-
Ю Заказ 371
145»
1
'Рис. 69. Схема образования пассатов
(по С. П. Хромову):
'/ — ветры у земной поверхности, 2 —в сред¬
ней тропосфере
тропическими умеренными широтами всего северного полушария
^непрерывную полосу высокого давления.
В зиму южного полушария (июльская часть года) над матери¬
ком Австралии формируется незначительный Австралийский мак¬
симум (1020 мб).
В центре тропических мак¬
симумов, или антициклонов,
стоит безветрие, а на перифе¬
рии дуют ровные ветры во все
стороны от центра (рис. 69).
Те из них, которые переносят
воздух в экваториальный ми¬
нимум, называются пассатами.
Они отчетливо выражены на
океанах и нечетко и не всегда
на материках. Под влиянием
кориолисовой силы пассаты от¬
клоняются вправо в северном и
влево в южном полушариях и
приобретают направление с
востока на запад, образуя вос¬
точный перенос.
В умеренных широтах се¬
верного и южного полушарий
находятся вторые (после эква¬
ториального) минимумы атмо¬
сферного давления. Однако барическое поле диссимметрично. В юж¬
ном полушарии в соответствии с его океаничностью Антарктический
пояс низкого (до 984 мб) давления опоясывает Землю сплошным
кольцом и существует весь год. В северном полушарии в связи с
чередованием материковых и океанских секторов барические мини¬
мумы выражены только на океанах (Исландский и Алеутский с
давлением в январе 998 мб). На материках давление сезонно ме¬
няется по термической причине.
Не трудно видеть, что несмотря на сезонные колебания бариче¬
ского поля северного умеренного пояса, генеральная закономер¬
ность— образование полосы низкого давления — отчетлива: летом
она опоясывает все полушарие, зимой прерывиста, на океанах
выражена глубоко.
Из тропических барических максимумов воздух стекает не
только в экваториальную депрессию, но и в пояса низкого давле¬
ния умеренных широт, хотя и в меньшем количестве, около 25%
.общей их массы. Отклоняясь вправо в северном и влево в южном
полушариях, он включается в планетарный западный перенос и
образует характерные для умеренных широт западные ветры,
Их действию подвержены Европа севернее Средиземного моря,
Северная Америка к северу .от Калифорнии, Южная Америка юж¬
нее города Сантьяго, т. е. всюду между Умеренными и Арктиче¬
ским (Антарктическим) фронтами.
146
В Арктике и Антарктике по термическим причинам атмосфер¬
ное давление высокое. Холодный воздух полярных максимумов,
стекает в минимумы умеренных широт. Отклоняясь под действием
вращения Земли, эти ветры образуют арктические норд-остря к
антарктические зюйд-осты.
На Арктическом и Антарктическом фронтах холодные массы.
А В встречаются со сравнительно теплыми массами УВ. Столкно¬
вение и борьба АВ и УВ разрешается образованием циклонов к
антициклонов.
Таким образом, атмосферное давление на Земле распределена
.юнально-регионально, Существуют следующие пояса: 1) экватори¬
альный минимум, 2) тропические максимумы, 3) минимумы уме¬
ренных широт, 4) полярные максимумы;
Каждый из поясов распадается на регионы — участки, в кото¬
рых давление в отдельные сезоны отступает от типичного дляг
пояса.
Отчетливо выражены следующие планетарные пояса ветров:
I) экваториальный штилевой, 2) субэкваториальный пассатный,.
3) тропический затишья, 4) умеренный западных и циклонических,
переменных, 5) субарктических норд-остов и субантарктических
зюйдостов, 6) приполюсных антициклонических.
Пояса переменной циркуляции атмосферы. Наклон оси вра¬
щения Земли при ее годовом обращении обусловливает переме¬
щение термического экватора, относительно географического и,,
следовательно, всех циркуляционных поясов по сезонам года
в соответствии с наибольшим нагреванием то северного, то юж¬
ного полушарий.
В июльское полугодие экваториальный минимум смещается в;
северное полушарие вплоть до тропика (на Индостане). Соответ¬
ственно смещается и вся барическая система. В январское
полугодие и экваториальный минимум и все другие барические
пояса смещаются в сторону южного полушария. В итоге в каж¬
дом полушарии сформировалось по три пояса переменной*
циркуляции: 1) субэкваториальные, 2) субтропические и 3) суб¬
полярные.
Поясами, или зонами, переменной циркуляции называются та¬
кие, которые, располагаясь на стыке основных, одну половину
года заняты воздушными массами одного пояса, а другую — дру¬
гого, соседнего. В них, следовательно, два климата — полгода
климат одного пояса, а полгода — другого.
Субэкваториальные пояса расположены приблизительно между
10 и 20° обоих полушарий, в Индостане — до 30° с. ш. Летом каж¬
дого полушария в субэкваториальный пояс переходит экватори¬
альный барический минимум с его восходящими токами воздуха*
и обильными дождями. Это время — сезон дождей; они здесь на¬
зываются зенитальными.
В зимний период данного полушария субэкваториальный пояс:
занят воздухом тропических барических максимумов, поэтому
устанавливается сухой сезон.
10*
147'
Субэкваториальным поясам соответствуют природные зоны
саванн.
Субтропические пояса находятся между 30 и 40° с. ш. и ю. ш.
.Летом они заняты тропическим воздухом, поэтому лето сухое и
теплое. Зимой, когда тропические максимумы смещаются в сто¬
рону экватора, в субтропические пояса приходит воздух умерен¬
ных широт — Умеренный фронт, западный перенос, циклоны, по¬
этому зима здесь дождливая и прохладная.
Субарктический и субантарктический пояса, расположенные за
молярными кругами (в зоне тундр), заняты зимой арктическим и
антарктическим воздухом, а летом умеренным.
Описанное выше распределение атмосферного давления и пла¬
нетарных ветров справедливо и общепризнанно как генерализи¬
рованная схема. Как и всякое обобщение, она несколько упрощает
.действительную синоптическую ситуацию. В самом деле, в сред¬
них широтах, хорошо нам знакомых по личным наблюдениям, и
атмосферное давление, и ветры весьма изменчивы во времени,
и вывод о господстве западного переноса и низкого давления ве¬
рен как осреднение ряда изменчивых погод. То же относится и к
Экваториальному минимуму.
Развитие синоптической метеорологии и построение ежеднев¬
ных карт погоды показало большую роль в циркуляции атмосфе¬
ры непериодических процессов.
Центры действия атмосферы. Очагами формирования воздуш¬
ных масс являются уже описанные области высокого и низкого
давления, которые, таким образом, приобретают значение центров
действия атмосферы. Они так называются потому, что оказывают
существенное воздействие на климат больших областей Земли.
Это, как уже говорилось, Экваториальная депрессия, Азорский,
Гавайский, Южноатлантический, Южнотихоокеанский, Южноин-
дийокий максимумы, Исландский, Алеутский минимумы, Антаркти¬
ческий пояс низкого давления, Азиатский зимний максимум,
'Североамериканский зимний максимум, Арктическая область по¬
вышенного давления, Антарктический максимум.
При проникновении воздушных масс из очагов своего форми¬
рования в области с иными географическими условиями они
трансформируются, т. е. изменяются их свойства, прежде всего
температура и влажность.
Тропический воздух пассатов, подходя к экватору, трансфор¬
мируется в экваториальный воздух. Проникая в умеренные ши¬
роты, он трансформируется в умеренный воздух.
Морской умеренный воздух, оказавшись в глубине континентов,
зимой охлаждается, а летом нагревается и всегда иссушается,
превращаясь в континентальный умеренный воздух.
Арктический воздух, смещаясь в умеренные широты,
•с течением времени прогревается и превращается в умерен¬
ный воздух.
Общая циркуляция атмосферы. Общей циркуляцией атмосферы
называется совокупность основных движений воздуха планетар-
<148
шых размеров, посредством которых осуществляется обмен воз¬
душных масс в горизонтальном и в вертикальном направлениях
н "тропосфере и нижней стратосфере до высоты примерно 20 км
(граница географической оболочки).
Простейшее сопоставление горизонтальной протяженности
«тмосферы (расстояние от экватора до полюса 10002 км) и верти¬
кальной ее мощности (20 км) показывает, что большее количество
момента движения в общей циркуляции атмосферы приходится
на горизонтальный перенос и меньшее на вертикальный. Даже в
экваториальном поясе, где дуют постоянные пассаты, на верти¬
кальную циркуляцию приходится только 14%, а 86%—на гори¬
зонтальную составляющую обмена (Погосян, 1970).
Однако роль вертикального переноса выражается не только
количественными показателями. В выпадении осадков или иссу¬
шении воздуха решающее значение имеют восходящие и нисхо¬
дящие токи. С восходящими движениями воздуха связано выде¬
ление скрытой теплоты парообразования, играющей решающую
роль во всем режиме тропосферы.
На основании наземного изучения атмосферного давления и
распределения осадков А. И. Воейков в 1884 г. описал общую
циркуляцию атмосферы, уделив основное внимание движениям
воздуха в нижних слоях и связи с ними атмосферных осадков.
В 1921 г. норвежский климатолог В. Бьёркнес разработал
схему общей циркуляции атмосферы, согласно которой в каждом
полушарии есть три кольца движения воздуха.
Первое кольцо охватывает тропические широты и включает
восходящие токи воздуха над экватором (барический минимум),
перенос его к тропикам ветрами ЗСЗ направления в северном
и ЗЮЗ в южном полушариях, опускание на широтах около 30°
(барические максимумы) и возвращение воздуха пассатами к
экватору.
Второе кольцо находится в умеренных широтах и состоит из
западных ветров, дующих из тропических барических максимумов,
подъема воздуха на Умеренном и Арктическом фронтах и переноса
его вверху, с одной стороны, в тропические широты, а с другой
■к полюсам.
Третье, полярное, кольцо включает опускание воздуха близ
полюсов, перенос его к Арктическому и Антарктическому фронтам
и восходящие движения на фронтах.
Главная движущая сила циркуляции атмосферы, по Бьёркнесу,
заключается в подъеме теплого экваториального воздуха.
Хотя схемы А. И. Воейкова и В. Бьёркнеса и объясняют важ¬
ные черты барического поля приземной тропосферы, они, будучи
составленными до изучения тропосферы на всех высотах, не отра¬
жают всех сложных движений воздушных масс.
В 40-х годах циркуляции атмосферы были посвящены многие
исследования. Они значительно усовершенствовали классическую
схему. Затем Б. П. Алисов, О. А. Дроздов и Е. С. Рубинштейн
.(1952) дали характеристику климата как результата процессоз
149
общей циркуляции атмосферы, создали динамическую кли¬
матологию. В это время циркуляцию воздуха изучал
(Г. Флён (ФРГ).
Познанию динамики атмосферы во второй половине XX в. спо¬
собствовало, во-первых, развитие океанологии, позволившее рас¬
сматривать атмо- и гидросферу как единую систему, в частности
оценить роль испарения воды и скрытой теплоты парообразо¬
вания в циркуляции атмосферы, во-вторых, применение космиче¬
ских методов изучения Земли, давшее новые материалы о дина¬
мике верхней тропосферы и позволившее по-новому объяснить, и
приземные ветры.
—— Конвергенция
Рис. 70. Схема общей циркуляции атмосферы по Г. Флёну (рис. из
кн. И. Блютгена, 1973). Справа меридиональный разрез. Буквами
обозначены направления господствующих ветров. Заштрихованы
пояса восточного переноса. В и Я — высокое и низкое давление,
На базе нового фактического материала и создана схема цир¬
куляции атмосферы (рис. 70).
Циркуляция атмосферы, как и всякий процесс, основана на
потвбйгшвии энергии. Ее;лсточником является солнечное тепло.
Циркуляция Зарождается там, где Земля усваивает наибольшее
количество солнечной энергии,— в жарком поясе, особенно в тро¬
пических его зонах.
Термическое поле Земли — температура воздушных масс и ба¬
рическое поле — давление и динамика воздушных масс образуют
единое термодинамическое поле. Циркуляция атмосферы — это
150
4jLCTh _e^gHOHсистемы — циркуляции атмо- и гидросферы — воз¬
душных noTpjcoF'H океанских течений.
Циркуляция атмо- и гидросферы — система не замкнутая: она
принимает солнечную энергию и отдает тепло в космос. В восприя¬
тии солнечной энергии решающую роль играет океан, особенно
тропические его зоны; потеря тепла происходит в полярных зонах
и в пустынях, особенно в тропических.
Импульсы циркуляции направлены из областей усвоения сол¬
нечной энергии в места ее потери.
Динамика атмо- и гидросферы происходит во вращающейся
сфере; на движущиеся воздушные массы действует кориолисова
сила, поэтому в циркуляции атмосферы есть две слагающие —
меридиональная и зональная.
Основной формой планетарной циркуляции воздушных масс
является цикло-антициклональная деятельность, образование ог¬
ромных вихрей в тропосфере, иногда захватывающих и нижнюю
стратосферу. Движущиеся циклоны смещаются в полярные ши¬
роты, а антициклоны — в субтропические. Ими создаются бариче¬
ские максимумы и минимумы. В циклонах и антициклонах проис¬
ходит и подъем воздуха, и горизонтальные перемещения воздуш¬
ных масс.
Распределение атмосферного давления, восходящих и нисходя¬
щих токов воздуха, горизонтального перемещения воздушных масс
определяет влажность климата и служит одной из основных на-
й ряду с распределением тепла причин дифференциации географи¬
ческой оболочки.
Движущие силы циркуляции атмосферы. Основной движущей
силой циркуляции воздуха служит скрытая теплота испарения.
Преимущественно она, а не турбулентный теплообмен вызывает
восходящие токи воздуха в барических минимумах.
Самое большое количество солнечной энергии (тепла) усваи¬
вают тропические пояса океанов. Небо здесь безоблачное, напря¬
жение солнечной радиации большое. Альбедо воды при высоком
положении Солнца всего 2—8%. В этих условиях с поверхности
океанов испаряется огромное количество воды — слой 150—200 см
в год.
Здесь образуется первый импульс циркуляции атмосферы.
Из тропиков около 3U водяного пара переносится пассатами к эк¬
ватору, a lU в умеренные широты.
Воздушные массы пассатов северного и южного полушарий
сходятся на экваторе в зоне конвергенции — сходимости (на рис.
70 она слева), где воздух нагревается теплотой фазового перехо¬
да пара в воду при конденсации. Процесс протекает по принципу
«цепной реакции»: по мере поднятия воздух охлаждается, пар
конденсируется, выделяется теплота, которая дает толчок к подъ¬
ему на следующую высоту. Затем опять некоторое охлаждение
(около 0,6°С на 100 м высоты) и т. д. до верхней 'тропосферы
{10—15 км).
Турбулентным нагреванием -воздуха подъем его на такую
151
высоту объяснить нельзя: ни почва, ни тем более вода не могут быть
так сильно нагреты, чтобы воздух получил ^мпульс, достаточный
для подъема в верхнюю тропосферу. Известно, что на высоте 2 м
в метеобудке температура воздуха в экваториальных странах
около 26° С. Кроме того, в экваториальном поясе господствует не
материковая, а водная поверхность, на которой, как уже сказано,
до 90% солнечного тепла тратится на испарение.
Испарение происходит не только в тропических акваториях, а
на всей океанской поверхности (в экваториальной зоне слой испа¬
ряющейся воды достигает 1 м), а также на материках с влажным
климатом.
В умеренные пояса поступают около 25% воздушных масс
тропического пояса, а с ними — и солнечной энергии, усвоенной
океанами в тропиках. Гольфстрим и Куросиво — это не только
теплые течения в океанах, но и пути переноса теплого воздуха,
насыщенного влагой. На огромной площади океанов и влажной
суши умеренных поясов происходит испарение, дающее атмосфе¬
ре теплоту фазового перехода при конденсации пара.
Теплые воздушные массы встречаются с холодными, идущими
из Арктики и Антарктики. При их встрече, как уже указано, об¬
разуются фронты, возникает циклоническая циркуляция воздуха.
И во фронтогенезе, и в циклогенезе решающую роль играет скры¬
тая теплота парообразования.
Следовательно, движущая сила циркуляции атмосферы —
скрытая теплота парообразования — работает в трех влажных зо¬
нах Земли — экваториальной и двух умеренных. Одновременное
приложение силы в трех поясах, а не только на экваторе, как
предполагалось по старой схеме, способно привести в движение
всю воздушную оболочку и более—всю атмо- и гидросферу.
Западный перенос. Благодаря зональному распределению теп¬
ла барический градиент в большей части тропосферы направлен
по меридианам от экватора к полюсу. На вращающейся планете,
как уже показано выше, основная масса тропосферного воздуха
переносится с запада на восток. Это---западный перенос воздуш¬
ных мас;с. Он включает в умеренных широтах всю тропосферу,
начиная от земной поверхности, в полярных широтах — верхнюю
тропосферу, начиная от нижнего слоя норд-остов и зюйд-остов.
Пока еще не ясно направление движения воздуха в верхней тро¬
посфере над экваториальным минимумом. Одни (Погосяи, 1971)
считают, что там западного переноса нет, другие утверждают об¬
ратное (Флён, 1973).
Пассатная циркуляция. В низких широтах циркуляция воздуха
обусловлена существованием уже описанных экваториального ми¬
нимума и тропических барических максимумов. Межширотные гра¬
диенты температуры в жарком поясе невелики, поэтому и атмо¬
сферная циркуляция не так интенсивна, как в средних широтах.
Пассаты’—ветры довольно устойчивого направления с ССЗ на
ЮЮВ в северном и с ЮЮЗ на ССВ в южном полушариях, дую¬
щие из тропических барических максимумов в экваториальный
152
минимум. Пассатная полоса не сплошная и во времени пассаты
не столь постоянны, как считалось раньше. Отчетливо выраже¬
ны они над океанами, над сушей прослеживаются не всюду и не
всегда. Перерывы вызываются ослаблением субтропических анти¬
циклонов. Некоторые исследователи считают, что восточный пере¬
нос воздушных масс пассатами, наблюдающийся в приземном
слое воздуха, захватывает тропосферу на всех высотах и вверху
даже усиливается (на схеме Флёна, как уже говорилось, над во¬
сточным переносом показан западный). Однако окончательно этот
вопрос еще не решен.
Внизу, в полосе конвергенции пассатов, периодически возника¬
ют струи западного переноса (см. рис. 70).
Полярная циркуляция. Мы уже видели, что в Арктике и Ан¬
тарктике по термическим причинам образовались барические мак¬
симумы. Разница между ними обусловлена характером подсти¬
лающих поверхностей — океан в Арктике и материк в Антаркти¬
ке. В Арктику, особенно западную, с атлантическими водами про¬
никает тепло и часто возникают циклоны. В Антарктике адвекции
тепла не происходит, антициклон устойчив.
Норд-осты Арктики не постоянны. Более того, на берегах
Евразии и Америки выражена муссонная тенденция, указывающая
на то, что над Ледовитым океаном зимой давление ниже, чем над
материками. Антарктические зюйд-осты, осуществляющие сток хо¬
лодного воздуха с материка, устойчивы и очень сильны. Здесь на¬
ходится «полюс ветров».
Выше слоя восточных ветров атмосфера подвержена западно¬
му переносу.
Таким образом на Земле кроме основного, западного, переноса
есть и восточный — движение воздуха с востока к западу. Он
представлен пассатами тропических широт и ветрами полярных об¬
ластей в нижней тропосфере.
Цикло-антициклоническая циркуляция. В средних широтах на¬
ряду с западным переносом осуществляется циклоническая и ан-
тициклоническая циркуляция атмосферы. Она порождается дейст¬
вием не локальных факторов, а всего термобарического поля Зем¬
ли. Для внетропических широт решающим в данном случае
оказывается наличие зон резких контрастов температуры, приуро¬
ченных к Арктическому и Антарктическому фронтам. В них тем¬
пература падает на 10—15° С и больше на 1000 км. Резкий тем¬
пературный градиент вызван сближением холодного АВ и отно¬
сительно теплого УВ. Он поддерживается также теплыми
(Гольфстрим и Куросиво) и холодными (Лабрадорское и Ойясио)
океанскими течениями.
Взаимодействие холодного и теплого воздуха приводит к обра¬
зованию огромных атмосферных вихрей — циклонов и антицикло¬
нов.
Циклоном называется мощный, диаметром до 3000 км и бо¬
лее, атмосферный вихрь с понингенным давлением (минимальным
в- центре), с движением его вокруг центра цротив хода (в южном
153
полушарии по ходу) часовой стрелки с ветреной, сырой, облач¬
ной и дождливой погодой.
Антициклоном называется область повышенного атмосферного*
давления с максимумом в центре, диаметром в несколько тысяч
километров с нисходящими воздушными токами, слабыми ветра¬
ми на периферии, с сухой ясной погодой, летом жаркой, а зимой
холодной.
Рис. 71. Космофотография облачности в никлоие над северной частью Атланти¬
ческого океана 4.VIII. 1969 i. Видна снежная поверхность Гренландии
Циклоны зарождаются преимущественно в трех местах земно¬
го шара: а) на Арктическом фронте Северной Атлантики .близ
восточных берегов Северной Америки и у Исландии, б) на Аркти¬
ческом фронте в северной части Великого океана близ восточных
берегов Азии и у Алеутских островов, в) на Атлантическом фрон¬
те в Южном океане. Реже, преимущественно зимой, они возникают
на Умеренном фронте над океанами и еще реже над материками.
На космофотографии (рис. 71) зафиксирована облачность в
циклоне над Северной Атлантикой 4 августа 1969 г. Видно, что
это огромный (сравните с Гренландией) спиралевидный атмо¬
сферный вихрь, вращающийся против хода часовой стрелки. Дейст¬
вительные размеры его •• еще больше — на фотографии нет без¬
облачной ЧаСТИ. : ;! ‘ 'ГГ.:
- i 54
На рис. 72 показан циклон над Европой с центром близ Ла¬
дожского озера. Давление здесь 975 мб; теплый фронт простира¬
ется к Южной Швеции и далее, а холодный до Москвы. Бариче¬
ская система занимает всю Северо-Западную Европу.
В высоту циклоны простираются до тропопаузы, а иногда и
иыше, до 20 км. Сопоставление горизонтальных и вертикальных
размеров показывает, что циклонические вихри довольно плос¬
кие— высота в 100—150 раз меньше диаметра. Это вполне согла¬
суется с наклоном, шириной и протяженностью атмосферных
фронтов. Скорость восходящих движений в среднем равна
1—3 м/мин, тогда как скорость ветров 500—1000 м/мин, что так¬
же соответствует соотношению горизонтальной и вертикальной
составляющих циркуляции. Но погода определяется вертикальны¬
ми токами. Таковы же размеры и антициклонов.
Рис. 72. Циклон и погода в нем:
1 — изобары (в мб), И — низкое давление, 2 — теплый атмосферный фронт, 3—
холодный, 4 — направление и сила ветра (одно большое перо —два балла, корот¬
кое — один балл). 5 — облачность (степень покрытия неба облаками), 6 — дождь,
7 — морось, 5 —снег, 9 — зона сплошных осадков. Цифры (1, 2, 3 и т. д.)—
Температура воздуха
Стройнаяч.физически и обоснованная математически теория об¬
разования и развития циклонов еще полностью не разработана.
Согласно волновой теории В. Бьёркнеса, у нас разрабатывае¬
мой С. П. Хромовым, циклоны зарождаются на волнах Арктиче¬
ского и Умеренного фронтов (см. рис. 67). На наклонной поверх¬
ности атмосферного фронта возникают большие волны длиной в
1000 км и более. Линия фронта на поверхности океана изгибает¬
ся: холодный воздух проникает к югу, а теплый к северу. Между
2 vww 4
Рис. 73. Развитие циклона:
А — невозм.ущенный фронт; Б — волновое возмущение фронта и зарождение циклона,
план; В — подъем теплого воздуха по склону холодного и образование низкого дав¬
ления, профиль; Г —система изобар, градиент и направление ветров в циклоне
северного полушария, план; Д — сочетание горизонтальных и восходящих движений
воздуха образует подъем его по спирали против хода часовой стрелки в северном
полушарии, профиль; Е — фронты и секторы циклона; Ж —окклюзия циклона; / —
теплый воздух, 2 — холодный воздух, 3 — теплый, 4 — холодный фронты
языками теплого и холодного воздуха возникают определенные
взаимоотношения и в вертикальном разрезе. Теплый воздух под¬
нимается по склону холодного. Там, где начинается восходящее
скольжение, образуется область низкого давления (Н.д. на рис. 73)..
Это центр зародившегося циклона. Он лежит на фронте, а весь
циклон развивается в ложбине фронтальной волны. От центра
давление, во все стороны иофастает, так что изобары замкнутые,
156
с барическим градиентом, направленным к центру. Формирование
низкого давления в центре вызывает течение к центру воздуха со»
исех сторон. Кориолисова сила отклоняет его вправо. Воздейст-
ние двух сил—втягивания в центр и отклонения вправо — опреде¬
ляет криволинейный путь воздуха и общее движение его к цент¬
ру в виде вихря против часовой стрелки.
Разрез по линии а, &
€1
Теплый
Холодный |[|ГО Воздух
План
Разрез по линии 8 г
~70т «'200км ~300км ~500м
Рис. 74. Строение циклона. Названия облаков указаны в табл. 27
Волновая теория хорошо объясняет только зарождение цикло¬
нов. Развитие их согласно адвективно-динамической теории под¬
держивается адвекцией теплого и холодного воздуха на всем
пути движения циклонов. Когда подток одной из масс, чаще теп¬
лой, прекращается, наступает окклюзия (лат. закупорка)—зату¬
хание циклона.
В последнее время, как уже говорилось, движущей силой цир¬
куляции атмосферы признается теплота парообразования. Безу¬
словно, что восходящие токи воздуха в циклонах поддерживают-
157'
ся ею. Так как именно подъем воздуха формирует и низкое дав¬
ление, и ветры, а вслед за ними и всю погоду, то гидротермиче¬
ская причина должна быть признана в качестве одной из основ¬
ных в циклогенезе. Изложенные теории дополняют одна другую.,
Участие в циклоне двух воздушных масс с разной температу¬
рой формирует в нем два сектора — теплый и холодный и два
<фронта — теплый и холодный (рис. 74). Теплый сектор, занимаю¬
щий меньше 180°, расположен в юго-западной части циклона.
В него с юга и юго-запада поступают массы относительно тепло¬
го УВ. В восточной части сектора они соприкасаются с холодным
АВ и поднимаются по его склону в спокойном скольжении. Это —
теплый фронт циклона. В теплом секторе и на теплом фронте низ¬
кое атмосферное давление, тихие или умеренные ветры, однообраз¬
ные низкие слоистые облака и обложные дожди, нередко морось.
В центре циклона наинизшее давление и может быть штиль при
теплой влажной пасмурной погоде.
Холодный сектор охватывает больше 180° циклона и распола¬
гается к востоку, северу и западу от центра. Он поддерживается
холодными массами АВ, которые агрессивно наступают на УВ.
.Между ними в западной части циклона, к югу от центра, прохо¬
дит холодный фронт. На нем, как и в холодном секторе, темпера¬
тура более низкая, ветры сильные и порывистые, разорванные
быстробегущие облака, выше давление.
Таким образом, распределение тепла, влаги, давления и ветра
в циклоне диссимметрично.
В циклоне осуществляется движение трех родов: 1) восходя¬
щее и 2) круговое против часовой стрелки, сливающиеся в единое
: по восходящей спирали, ось которой сильно наклонена в сторону
холодного воздуха, и, наконец, 3) поступательное движение цик¬
лона.
Поступательное движение циклона объясняется тем, что холод¬
ные массы в стремлении к центру циклона подрезают и оттесня¬
ют к востоку теплый воздух, а с ним и всю область низкого дав¬
ления. При этом (см. рис. 72) центр циклона заполняется не толь¬
ко с востока, но и с юга, почему при движении с запада на восток
циклоны непременно отклоняются к северу в нашем полушарии и
общие их пути направлены к востоку, северо-востоку и северо-се-
яеро-востоку, т. е. в высокие широты (в южном полушарии к югу).
Этот процесс участвует в формировании субполярных областей
•низкого давления.
Циклоны, зародившиеся на севере Атлантического океана, дви¬
жутся в Западную Европу. Наиболее часто они проходят через
Великобританию, Балтийское море, Ленинград и далее на Урал и
в Западную Сибирь или по Скандинавии, Кольскому полуострову и
далее или к Шпицбергену, или по северной окраине Азии. Зимой,
когда тропический максимум смещен к югу, циклоны идут по
Средиземному и Черному морям и степной зоне Евразии (рис. 75).
Северотихоокеанские циклоны идут в Северо-Западную Амери¬
ку, а также Северо-Восточную Азию.
Ш
В южном полушарии полоса циклонов охватывает Землю*
сплошным кольцом по Южному океану; наиболее циклонической-
территорией является Южная Америка южнее 40° ю. ш.
Следовательно, перемещение циклонов совпадает с направле¬
нием общего переноса воздуха в средней и верхней тропосфере —
с западным переносом. Иногда пути их оказываются с сильновы-
Рис. 75. Основные пути циклонов:
I — умеренных, 2 — тропических широт
раженной южной или северной составляющей или идут даже с во¬
стока на запад (Камчатка, Лабрадор). В этих случаях циклоны
следуют незональному верхнему переносу. В Восточной Азии на-
пути циклонов влияют муссоны.
Скорость движения циклонов в среднем составляет 30—40 км/ч
или 700—900 км/сут. Цикл развития циклона продолжается от 4
до 7 дней. За это время он проходит три стадии развития: а) за¬
рождения, когда циклоническим движением захватывается воздух
только нижней тропосферы, б) наибольшего углубления, на кото¬
рой благодаря выделению теплоты парообразования и адвекции'
холодных масс циклон захватывает всю тропосферу по вертикали
и на значительной площади, и в) окклюзии, когда прекращается-
приток теплого воздуха и циклон затухает.
1591
За эти 4—7 дней циклон из Северной Атлантики доходит до
Енисея, определяя погоду мест, лежащих на его пути, примерно в
течение суток. В целом циклон несет облачную, ветреную и дож¬
дливую погоду с умеренными температурами и зимой и летом. Но,
как мы уже видели, в разных частях циклона погода разная. При
приближении циклона сначала появляются перистые облака, за¬
тем они переходят в перисто-слоистые, высокослоистые и слоисто-
дождевые. Одновременно падает давление и усиливается ветер.
Зимой наступает потепление, летом спадает жара. Затем наступа¬
ет уже описанная погода теплого фронта и сектора. Она дер¬
жится, примерно, около половины суток. Затем, уже на холодном
фронте, резко усиливается ветер, появляются участки голубого
неба, и циклоническая погода заканчивается.
15000 циклонов и 7000 антициклонов.
Обычно циклоны идут не по одному, а сериями, что соответст¬
вует нескольким волнам на фронте (см. рис. 67). Причем каждый
более восточный, т. е. более старший, находится севернее более
молодого западного, так что в целом вся серия направлена к се¬
веро-востоку, северо-северо-востоку и даже к северу. В среднем на
Европу с Атлантического океана в год приходит около 60 серий,
«з которых большая часть падает на зиму, когда контраст темпе¬
ратур АВ и УВ повышает циклоническую активность атмосфер¬
ных фронтов.
В той части фронтальной волны, где давление высокое, в одно¬
родной воздушной массе образуются барические максимумы —
антициклоны (рис. 76). Воздух в них опускается, уплотняется и
прижимается к земной поверхности. В нисходящих токах происхо¬
дит адиабатическое нагревание и иссушение воздуха. Хотя в Си¬
бирском антициклоне зимой и стоит морозная (до —60° С) пого¬
да, воздух при опускании все равно нагревается, так как в верх¬
ней тропосфере температура, как мы уже видели, много ниже.
В центре антициклона, где воздух только опускается, стоит
штиль, а на периферии растекающиеся токи образуют спокойные
ветры с направлением по ходу часовой -етрелки. Небо всегда без¬
облачное, осадков из свободной атмосферы не выпадает, зато
образуются наземные — роса или иней. Если летняя антицикло-
Рис. 76. Опускающиеся воздушные массы
(А) и система изобар и ветров (5)
в антициклоне
1000-
Циклоны — это не эпизо¬
дическое явление, а преобла¬
дающая в умеренных широ¬
тах синоптическая циркуля¬
ция. В северном полушарии
одновременно бывает до
20 циклонов. В Северной
Атлантике в течение года
наблюдается около 1000 цик¬
лонов, а в северной части
Великого океана еще боль¬
ше— до 1500. На Земле в
целом ежегодно бывает до
.160
иальная погода держится долго, то возникает атмосферная за*
суха.
Антициклоны возникают прежде всего на фронтах между цик¬
лонами и перемещаются вместе с ними, обусловливая чередова¬
ние дней с ясной и дождливой погодой. Поскольку движение воз¬
духа в антициклонах противоположно циклональному, кориолисо-
ва сила отклоняет их в сторону экватора. Поэтому каждый анти¬
циклон северного полушария при движении на восток смещается
к югу, а южного — к северу. В низких субтропических широтах,
где уменьшается сила Кориолиса, антициклоны концентрируются
и образуют, согласно С. П. Хромову и X. П. Погосяну, субтропи¬
ческие максимумы.
Зарождаются и устойчиво держатся антициклоны над холод¬
ными поверхностями Восточной Арктики, Антарктиды, а зимой и
Восточной Сибири. При прорыве арктического воздуха с севера
зимой антициклон устанавливается над всей. Восточной Европой
и иногда захватывает Западную и Южную.
Тропические циклоны — тайфуны. Во внутритропической зоне
конвергенции возникают тропические циклоны. Они много мень¬
ше внетропических. Диаметр их составляет десятки, реже несколь¬
ко сотен километров, но в них чрезвычайно велики барометриче¬
ские градиенты, поэтому ветры достигают 300 и даже 400 км/ч и
производят катастрофические разрушения. В Восточной Азии они
называются тайфунами, в Центральной Америке хурраганес.
В службе погоды каждый такой циклон получает женское собст¬
венное имя: «Нэнси», «Жанетт» и т. п.
Тропические циклоны зарождаются (см. рис. 75) в местах рез¬
кого перепада температур, вызванного выделением скрытой теп¬
лоты парообразования и затем ею же поддерживаются.
Муссонная циркуляция и муссонная тенденция. Муссонами
(араб, мавсин — время года; арабы муссоном называют ветер
только сезона дождей) называются достаточно устойчивые атмо¬
сферные течения в нижних слоях тропосферы над большими пло¬
щадями земного шара, преобладающее направление которых ме¬
няется по сезонам года на противоположное или близкое к проти¬
воположному.
Муссоны не следует отождествлять с ветрами. Это — перенос
больших масс воздуха в крупных географических областях. Ветры
при этом могут быть или переменными, или некоторое время во¬
обще не проявляться.
Муссонная циркуляция в широком понимании — важное звено
общей циркуляции атмосферы. Она в разных зонах и регионах
Земли по-разному сочетается с циркуляцией между экватором и
полюсами, с западным переносом, с поочередным- нагреванием и
охлаждением полушарий и, наконец, с циклонической деятельно¬
стью. По этой причине и сами муссоны весьма различны. Разли¬
чают: а) муссоны тропические, или субэкваториальные, б) муссо¬
ны внетропические, или умеренных широт, и в) муссонную тен¬
денцию, свойственную субполярным широтам.
Заказ 371
161
В природе тропических муссонов, несмотря на то, что исследо¬
ванием их занимались почти все выдающиеся климатологи Мира*
еще много неясного. Тропические муссоны свойственны пассатно¬
му поясу, но выражены в разных местах его различно. Наиболее
ярка и устойчива муссонная циркуляция в тропических и субэква¬
ториальных широтах материкового азиатско-африканского секто¬
ра — над Индостаном, Индокитаем, субэкваториальной Африкой
и частично Северной Австралией. Слабо выражены муссоны в
Америке и почти не проявляются над центральными акваториями
Тихого и Атлантического океанов.
Начальной причиной образования тропических муссонов яв¬
ляется сезонное перемещение тропических барических максиму¬
мов и экваториального минимума т. е. поочередное нагревание
северного и южного полушарий. Покажем это на примере муссо¬
нов Индостана. В январскую часть года над Южной Азией распо¬
лагается барический максимум, из которого воздух стекает в эк¬
ваториальную депрессию в направлении с востока на запад. Зим¬
ний муссон, следовательно, по направлению и генезису совпадает
с пассатом северного полушария и является звеном восточного
переноса воздушных масс. Воздух из барического максимума су¬
хой и теплый, он несет сухую ясную погоду.
Летом муссон дует с запада на восток. В Индостан он прихо¬
дит с океана. Напомним, что в июльскую часть года над Южной
Азией образуется Ирано-Тарский минимум. Предполагается, что
летний муссон не что иное, как пассат южного направления, пе¬
решедший географический экватор и втягиваемый в Ирано-Тар-
ский минимум, куда летом смещается экваториальная депрессия.
Летний муссон несет влажный и жаркий экваториальный воздух,
экваториальные дожди большой плотности.
Однако муссонную циркуляцию нельзя считать только пассат¬
ной, механически наложенной на субэкваториальные широты.
Безусловное влияние на нее оказывает взаимодействие атмо¬
сферы с земной поверхностью. Типичны муссоны над азиатско-
африканской сушей, омываемой океанами, и почти не выражены
над центральными акваториями Тихого и Атлантического океа¬
нов, хотя пассаты именно здесь наиболее отчетливы. Следова¬
тельно, барические градиенты, обусловленные сезонным нагрева¬
нием и охлаждением полушарий, усиливаются воздействием мест¬
ных географических условий — огромного азиатского материка.
На основании анализа новейших метеорологических данных
по экваториальному поясу, установлено существование в эквато¬
риальном поясе западного переноса воздуха; летний муссон (см.
рис. 70) выступает как звено общепланетарного западного пере¬
носа в зоне экваториальной субвергенции. Таким образом, смена
муссонов субэкваториального пояса — это смена восточного и за¬
падного переносов воздушных масс в жарком поясе.
Муссонная циркуляция во внетропических широтах — результат
взаимодействия между материками и океанами, следствие работы
«тепловой машины второго* рода». Материковый ряд северного по¬
162
лушария вызывает сезонные возмущения термического и бариче¬
ского поля, резко нарушая его зональную структуру. Как летом,
так и зимой изобары оконтуривают северные материки: в январе
максимум, в июле минимум. Однако сезонная смена термобари¬
ческих условий над сушей — это только еще возможность появле¬
ния муссонной циркуляции и она далеко не везде претворяется в
действительность.
Во-первых, муссонов нет там, где интенсивна циклоническая
деятельность, которая «смывает» муссонную циркуляцию, напри¬
мер в Европе, стоящей на пути циклонов.
Во-вторых, даже в муссонных областях зимой, когда темпе¬
ратурные контрасты усиливают циклоническую деятельность, мус¬
сонные потоки не устойчивы.
В-третьих, муссоны захватывают только нижний двух-трех-,
редко пятикилометровый слой. Выше муссонного потока — обще¬
планетарный западный перенос.
В-четвертых, смена давлений, вызванная только сезонными
различиями температур на материках и океанах, не могла бы вы¬
звать движение воздушных масс, тем более, что на океанах
температуры меняются по сезонам с тем же знаком, что и на
материках.
Образованию муссонов Восточной Азии содействует смена ат¬
мосферного давления в северной части Великого океана, обуслов¬
ленная общей циркуляцией атмосферы: летом к северу смещается
Гавайский максимум, а зимой углубляется Алеутский минимум.
Только одновременное изменение давления на материке по терми¬
ческой причине и на океане вследствие усиления планетарных
барических систем создает барометрический градиент, достаточ¬
ный для образования муссонов.
Зимой над холодным массивом Азии скапливается огромная
дополнительная масса воздуха. В Сибири над каждым гектаром
масса воздуха в январе на 1800 т больше, чем летом, а в Китае
на 2000 т (В. В. Шулейкин). Сток этих масс в океан и образует
зимний муссон. Летом картина обратная. В Гавайском максиму¬
ме воздуха больше, чем над Азией, и барический градиент напра¬
влен в глубь континента. Летний муссон проникает до Забай¬
калья.
Внетропические муссоны не переходят в тропические. В Юго-
Западном Китае, как выяснили китайские климатологи, проходит
узкая полоса без муссонов, которую не захватили ни тропические,
ни умеренные муссоны. Таким образом, муссонные поля Южной и
Восточной Азии различны. Да и повторяемость муссонов в субэк¬
ваториальном поясе 60% и больше, в Восточной Азии от 40 до
60%, а в Северо-Восточной Азии не более 40% (С. П. Хромов).
Достаточно сложна проблема соотношения муссонной циркуля¬
ции и влагооборота. Только горизонтальное передвижение мор¬
ских воздушных масс, даже насыщенных, осадков не даст. Для
образования облаков и выпадения дождя необходимы восходя¬
щие токи и адиабатическое охлаждение воздуха. Поэтому в
163
летнем муссоне осадки выпадают только в благоприятное время и в
соответствующих физических условиях: или в циклонической си¬
стеме, или при восходящем движении по склону гор, или, наконец,
при адвекции холода.
В субполярных широтах Евразии, в зоне тундр сезонная сме¬
на ветров напоминает муссонную: зимой они дуют с материка в
Ледовитый океан, а летом с океана на материк. Однако эти вет¬
ры не муссоны, так как не дают соответствующего муссонам кли¬
матического эффекта, да и повторяемость их не более 40% от всех
ветров. Такая циркуляция называется муссонной тенденцией.
Струйные течения. Планетарные фронтальные зоны в верхней
тропосфере и в стратосфере переходят в высотные. Они в обоих
полушариях окаймляют земной шар и характеризуются градиен¬
тами, гораздо большими, чем у земной поверхности. Ветры, свой¬
ственные фронтам, с высотой усиливаются, поскольку уменьшает¬
ся трение, достигают максимума на высотах 9—12 км и имеют фор¬
му струй, откуда и происходит их название — струйные течения.
Струйными течениями называются сильные, ураганных скоро¬
стей, узкие и длинные потоки воздуха близ границы тропо- и
стратосферы. Форма струйных течений напоминает сплюснутую
трубу; длина их измеряется тысячами, ширина сотнями, а высота
единицами километров. Скорости ветра обычно около 200, а иног¬
да и до 700 км/ч. Направлены они с запада на восток. Особенно
часты и сильны они над теми географическими районами, в кото¬
рых значителен термический градиент: Западной Европой, Восточ¬
ной Азией, востоком Северной Америки.
Струйные течения хотя и находятся в верхней тропосфере, за¬
метно влияют на приземную циркуляцию: усиливают антицикло¬
ны, могут разрушить циклоны в любой стадии их развития, по¬
ставляют воздух тропическим максимумам и тем усиливают мус¬
соны. Имеют большое значение для авиации.
Трансформация циркуляционных течений воздуха под дейст¬
вием рельефа. Атмосферная циркуляция реагирует не только на
распределение суши и моря, но и на рельеф материков, особенно
на горные сооружения. В одних случаях (в зависимости от высо¬
ты гор и мощности воздушной массы) ветры обтекают горные
массивы с боков, в других — переваливают через них. Обращенный
в сторону ветра склон назы¬
вается наветренным, а про¬
тивоположный — подветрен¬
ным. На подветренных скло¬
нах или образуются области
затишья — ветровая тень,
или, наоборот, происходит
резкое возрастание скорости
падающих по склону воз¬
душных масс. Наиболее рас¬
пространенными ветрами,
Рис. 77. Фён возникающими при транс¬
t=20°C;r=59% t‘30°C;r=21%
164
формации атмосферной циркуляции в горах, являются фёны
(рис. 77) и бора.
Фён— теплый, иногда горячий, сухой ветер, дующий с гор со
значительной силой. Обычно он продолжается меньше суток, реже
до недели. Наиболее типичный фён возникает в случае, когда воз¬
душное течение общей циркуляции атмосферы переваливает через
горный хребет. При поднятии воздуха по наветренному склону он
охлаждается меньше чем на 1°С на 100 м высоты, так как при этом
выделяется скрытая теплота парообразования. При опускании
по другому склону нагревание происходит уже на 1°С на 100 м
падения.
Допустим, что воздушная масса с начальной температурой 10° С
переваливает через хребет высотой 2 км. При поднятии воздух
охлаждается на 0,5° С на 100 м. У перевала его температура будет
равна 0°. При этом из него выпадет большая часть влаги. Опускаю¬
щийся воздух нагревается на 1° на каждые 100 м. У подножия его
температура достигнет 20° С, а влажность при этом сильно по¬
низится.
Чаще описанного встречается антициклональный фён. Он обра¬
зуется в том случае, если над горной страной стоит антициклон.
Опускание, начавшееся в свободной атмосфере, захватывает не
один, как в первом случае, а оба склона хребта. Опускание воз¬
духа в свободной атмосфере, т. е. во всяком антициклоне, произ¬
водит эффект фёна.
Наконец, фён образуется при пересечении горной страны цикло¬
ном, при стекании вниз по склону воздушной массы холодного
сектора.
Фён представляет собой, таким образом, не случайный и редкий
местный ветер, а одну из черт климата. В горах фёновая погода
наблюдается часто: в Кутаиси 114 дней в году, в Инсбруке в Аль¬
пах— 80. Часты фёны в горах Средней Азии, в Скалистых горах
Америки и других горных системах. В каждой стране этот ветер
имеет свое название. Ранней весной фён может вызвать быстрое
таяние снега в горах и катастрофический разлив рек. Летние фёны
иногда приводят к гибели садов и виноградников. Фёнообразные
явления прослеживаются даже на возвышенностях (например,
различное увлажнение наветренных и подветренных склонов).
Бора— штормовой и очень холодный ветер, дующий через низ¬
кие горные перевалы преимущественно в холодную часть года.
В Новороссийске он называется норд-остом, на Апшеронском полу¬
острове — нордом, на Байкале — сармой, в долине Роны — мис-
тралью. Сильная бора бывает также на Новой Земле. Аналогич¬
ные, но меньшей силы ветры свойственны многим горным странам
умеренного пояса. Дует бора от одних суток до недёли.
Бора образуется при больших термодинамических контрастах
по обе стороны от невысоких горных хребтов. Например, новорос¬
сийская и бакинская бора образуется следующим образом: на
Русскую равнину вплоть до Предкавказья распространяется арк¬
тический воздух. Он обтекает Кавказский хребет с востока и
165
запада, перетекает через низкие перевалы. При приближении холод¬
ных масс к Черному морю возникает большой барический гради¬
ент, обусловливающий очень сильные ветры со скоростями до
40 и даже 60 м/с. Новоземельская бора еще более сильная, чем
новороссийская, образуется при антициклоне на Карском море
и циклоне на Баренцевом.
Бора причиняет большие разрушения городам и портам. На
море она проникает не далее 10 км.
В заключение отметим, что барическое поле Земли диссиммет-
рично относительно географического экватора. Симметрия заклю¬
чается в том, что взятая в целом, без частностей, циркуляция
северного и южного полушарий состоит из одинаковых зональных
звеньев. Диссимметрия вызвана антисимметрией рельефа; матери-
ковостью северной половины Земли. В силу этого в субтропиче¬
ских и особенно в умеренных широтах динамика атмосферы суще¬
ственно различна (барические поля над материками, внетропиче-
ские муссоны, сезонные различия циклогенеза и др.). В дальней¬
шем мы увидим, что это отражается на природе географических
поясов обоих полушарий.
Менее значительна, но все же заметна меридиональная диссим¬
метрия циркуляции. Над огромным массивом Евразии она количе¬
ственно резче, чем над Северной Америкой,— больше зимний анти¬
циклон, только в Азии есть и тропические и умеренные муссоны.
Эта диссимметрия отражается во влагообороте над Америкой и
Евразией.
ВЛАГООБОРОТ
Влагооборот и формула водного баланса. Начальным источни¬
ком атмосферной влаги служит Мировой океан, с поверхности
которого вода испаряется. Часть ее конденсируется в облаках и.
выпадает в виде осадков тут же на океане, завершая малый
влагооборот. Другая часть испарившейся влаги в виде водяного
пара переносится на сушу, где так же конденсируется в облаках
и выпадает в виде жидких или твердых осадков, просачивается
в грунт, стекает в реках в океан и расходуется растениями и жи¬
вотными. Это звено влагооборота не замкнуто, поскольку большую
часть водяного пара растения в процессе фотосинтеза разлагают
на водород и кислород, а меньшую связывают, безвозвратно ис¬
ключая ее из водообмена. Кроме того, изотопный состав воды,
испарившейся с океанов, с суши и транспирированный растениями,
различен.
Влагообороты, как и все в природе, надо рассматривать на
различных структурных уровнях, в различных материальных
системах. Представляется возможным выделить следующие уровни
влагооборота (впервые, хотя и в несколько ином аспекте, они
были охарактеризованы А. М. Алпатьевым, 1969):
1. Геокосмический. Это влагообмен между Землей и космосом;
в настоящей книге он не рассматривается.
166
2. Океанско-атмосферный: испарение с океана — конденсация —
осадки на океане.
3. Океанско-атмосферно-материковый, в который входит испа¬
рение на океане и на суше — перенос влаги с океана на сушу —
конденсация в облаках — осадки на сушё и сток в океан.
4. Атмосферно-почвенно-биологический, или биофизический, в
который входят и звенья океанско-атмосферно-материкового влаго-
оборота, и проникновение осадков в почво-грунты, и потребление
влаги животными и растениями.
На современной стадии развития Земли — стадии биосферы —
весь планетарный влагооборот — биофизический.
Количественно влагооборот характеризуется водным балансом.
Так называется алгебраическая сумма всех форм прихода и рас¬
хода влаги в атмосфере, на избранной территории или на море,
на материке или океане и на земной поверхности в целом.
Осадки (Р), выпавшие на территорию, частично испаряются
(£) в атмосферу, частично стекают (R) в океан:
P=E+R,
т. е. осадки равны испарению плюс сток. Это и есть водный ба¬
ланс. Приведенное уравнение было предложено А. И. Воейковым
в 1884 г. для изучения колебаний уровня Каспийского моря. Эта
формула в течение 60 лет была основой крупных исследований в
области гидрологии и метеорологии как в нашей стране, так и за
рубежом. Со временем стала очевидной ее недостаточность: весь¬
ма обобщенное понимание стока и нерасчлененность испарения.
В 1932 г. Г. Н. Высоцкий предложил уравнение, в котором
испарение и сток разделены на их составные части. Суммарное
испарение Е состоит из непосредственного испарения Еи и транс¬
пирации Т:
Е=ЕН+Т.
Полный сток R был расчленен на поверхностный S и подзем¬
ный U:
R=S+U.
В водном балансе территории участвует также запас или не¬
достаток подземных вод в прошлые годы ±W.
В настоящее время формула водного баланса имеет вид
(Г. Н. Высоцкий, М. И. Львович)
P=EB+T+S+U ± W.
Полное уравнение водного балансу ограниченной территории
включает кроме уже перечисленных составляющих конденсацию
влаги на поверхности, поверхностный приток, подземный приток,
изменение запасов воды в снежном покрове, то же в болотах, водо¬
забор, переброску в другие системы и возвращение воды из хозяй¬
ственных нужд. При помощи немногих компонентов оно отражает
многообразную взаимосвязь между водой, воздухом атмосферы,
почвой и растительностью (рис. 78) Г
167
Испарение и испаряемость. Испарение заключается в переходе
воды из жидкой или твердой фазы в газообразную и в поступ¬
лении водяного пара в атмосферу.
Из двух составных частей испарения — непроизводительного;
физического с открытой поверхности и транспирации влаги рас¬
тениями— большее природное значение имеет последняя, посколь¬
ку она участвует в развитии биосферы. Для производства тонны
растительной массы растения в разных условиях используют от
100 до 1000 т воды. По ориентировочным подсчетам на терри¬
тории СССР на транспирацию расходуется 40% выпадающих
осадков, или 3500 км3 воды.
Рис. 78. Схема водного баланса:
Р — осадки, Е — испарение, S — поверхностный сток, U — грунтовый сток, Т —
транспирация, N — испарение с открытой поверхности
•Испарение — процесс прежде всего энергетический. Он зависит
от количества тепловой энергии, которая может быть затрачена
на данной поверхности в единицу времени, и определяется, следо¬
вательно, уравнением теплового баланса на земной поверхности.
Мы уже видели, что на океанах на испарение затрачивается до
90% энергии солнечной радиации.
Вторым метеорологическим условием, определяющим вели¬
чину испарения, является влагоемкость воздуха, степень его сухо¬
сти или влажности. Количественно она характеризуется дефицитом
влажности, который в свою очередь зависит от температуры воз¬
духа и в меньшей степени от ветра.
Разумеется, испарение может происходить только при наличии
воды. На суше это условие имеется далеко не везде и не всегда:
аридным зонам свойствен дефицит влаги, в гумидных зонах ее
может не кватать в отдельные периоды. В связи с этим в метео¬
рологии выработано понятие об испаряемости Ев. Этим термином
обозначают максимально возможное испарение при данных метео¬
рологических условиях, не лимитированное запасами влаги. То же
относится к термину «потенциально возможное испарение».
Испарение принадлежит к числу важнейших процессов гео¬
168
графической оболочки. На него расходуется большая часть сол¬
нечного тепла. Скрытая теплота парообразования, выделяющаяся
при конденсации влаги, нагревает атмосферу, и этот источник
тепла для атмосферы основной. Испарившаяся влага поступает
на материки и обеспечивает их осадками. При фазовых переходах
воды происходит поглощение или выделение тепла, а при цирку¬
ляции атмосферы оно перераспределяется. Один из видов испаре¬
ния— транспирация — участвует в биологических процессах и об¬
разовании биологической массы.
Климатическое и, особенно, биофизическое значение испаряе¬
мости заключается в том, что она показывает иссушающую спо¬
собность воздуха: чем больше может испариться при ограничен¬
ных запасах влаги в почве, тем ярче выражена засушливость.
В одних местах это приводит к появлению пустынь, в других —
вызывает временные засухи, в-третьих, где испаряемость ничтож¬
на, создаются условия переувлажнения.
Применение географо-гидрологического метода показало, что
испаряемость, как и испарение, сильно варьирует даже в одной
природной зоне, поскольку усвоение солнечной радиации земной
поверхностью зависит от многих факторов.
Приводимые ниже характеристики основаны на расчетах вод¬
ного баланса, выполненных Институтом географии АН СССР (Ка¬
расик, 1970, Черногаева, 1971).
В Северной Европе испарение близко к своему верхнему пре¬
делу— испаряемости — около 100 мм в год. В зоне сухих степей
Юго-Востока Европы, а также в аридных областях средиземно-
морских субтропиков испаряемость достигает 1200—1300 мм, а
действительное испарение вследствие недостатка влаги составля¬
ет только 300 мм. Дефицит влаги — разница между осадками и
испаряемостью в аридных зонах 600—800 мм.
В Прибалтике испарение равно 300—350 мм, а в Центральных
районах Русской равнины 400 мм.
Максимальная испаряемость, естественно, в пустынях, особен¬
но в Сахаре. В центральных ее частях она превышает 4500 мм.
Испарение, ограниченное ничтожным количеством осадков, не
превышает 100 мм в год. Здесь на испарение расходуются не
только осадки, но и подземная вода, стекающая с Атласских гор
и из бассейна Центральной Африки. Разница между потенциаль¬
ным (4500) и фактическим (около 100 мм) испарением выражает
степень сухости Сахары.
Наибольшее испарение (около 1200 мм) происходит на забо¬
лоченных низинах Центральной Африки — в бассейне озера Чад
и Верхнего Нила. Растения, обеспеченные здесь теплом и влагой,
дают наибольший на Земле прирост растительной массы. В . эква¬
ториальной Африке испаряется за год слой воды в 1000 мм.
В бассейне Амазонки испарение от 1200 до 1500 мм, а на юге
Аргентины падает до 200 мм. В Центральной Америке от 1000' до
1500 мм, на влажном востоке США от 600 до 1000, в прериях
200—300, а в Калифорнии 200 мм. В Индостане и Индокитае
169
800—1000 мм, в Восточной Азии 400—600, в Центральной—100—
200, а в субполярной 50—100, мм. Наименьшее испарение в Ав¬
стралии: 100—200 мм в Центральной и 800—1000 мм в Восточной.
За год с поверхности Земли в целом испаряется слой 1020 мм,
что в объемном исчислении соответствует 518 600 км3. На океане
его мощность достигает 1260 мм, или 447 900 км3, а на материках
снижается до 420 мм (71 770 км3), в том числе в периферических
сточных областях 558 мм, или 71 040 км3, а в районах внутреннего
стока 240 мм, или 740—730 км3 (табл. 26).
Таблица 26
Испарение на океанах и материках (по М. И. Будыко и М. И. Львовичу)
Океаны
Испаре¬
ние,
мм/год
Материки
Испарение, мм/год
по
Будыко
по
Львовичу
Атлантический
1240
Европа
390
415
Великий
1320
Азия
310
433
Индийский
1320
Северная Америка
320
383
Мировой
1260
Южная Америка
700
1065
Африка
430
547
Австралия
420
510
Вся суша
420
540
Данные табл. 26 показывают, что по интенсивности испарения
океаническая поверхность резко отличается от материковой.
К этому следует добавить, что испарение на океанах совпадает с
испаряемостью. В дальнейшем мы увидим, что главную массу
осадков на материках составляет влага, принесенная непосредст¬
венно с океана, а не доставленная внутриматериковыми влаго-
оборотами.
Обобщенная зональная характеристика испарения такова: наи¬
больший слой (до 2000 мм) испаряется в тропических океанах,
что вызвано интенсивной солнечной радиацией при безоблачном
небе и непрерывным уносом влаги пассатами. На суше в этих
широтах солнечная радиация вызывает такую большую испаряе¬
мость, которая не может быть удовлетворена процессами конти¬
нентального влагооборота. В итоге формируется пустынный климат,
с резкой разницей между потребностью и наличием воды.
В экваториальной зоне из-за облачности и безветрия испарение
снижается до 1000 мм как на океане, так и на суше. В субэквато¬
риальном поясе при местных благоприятных условиях поступления
речной и подземной воды (Чад, Верхний Нил) испарение достига¬
ет значения, максимального для суши.
В умеренном поясе северного полушария в зоне пустынь испаре¬
ние около 200 мм и меньше, в лесной зоне — от 300 до 500 мм,
в тундрах снова уменьшается до 100 мм. В пустынях малое испа¬
рение вызвано недостатком влаги, в тундрах — нехваткой тепла.
170
Соотношение испарения и испаряемости как показатель сухости
может выражаться или частным от деления испаряемости Еъ на
испарение Е$: Еш/Еф (Д. И. Абрамович, А. Г. Исаченко, Л. И. Зубе-
кон), или их разностью £в — Еф (А. М. Алпатьев).
Н. Н. Иванов для определения значения испаряемости за ме¬
сяц предложил эмпирическую формулу:
£мес=0,0018(25Н-7у.(100-а),
где Т — средняя температура месяца, а — относительная влажность
воздуха по психрометру.
Испаряемость и испарение отражают и режим осадков, и ре¬
жим тепла. Соотношение прихода и расхода атмосферной влаги
называется атмосферным увлажнением. Оптимальное сочетание
испарения и испаряемости, или наилучшее увлажнение, свойствен¬
но подзоне смешанных лесов, а не лесостепи, как считали до не¬
давнего времени. Отсюда к северу испаряемость уменьшается, а
испарение, хотя и становится меньше, приближается к величине
возможного, в силу чего влажность повышается. К югу испаряе¬
мость растет, а испарение независимо от его фактической вели¬
чины неуклонно отстает от возможного. Поэтому и сухость воз¬
духа нарастает от лесостепей к степям, полупустыням и пустыням
Средней и Центральной Азии.
Влажность воздуха. Водяной пар обладает только ему прису¬
щим свойством, резко отличающим его от других газов атмо¬
сферы: его количественное содержание, или влажность воздуха,
зависит от температуры воздушной массы. В 1 кг воздуха может
содержаться при t=27°C 23 г пара, при 0° — 4 г, при — 33° С —
0,2 г. В то время как при понижении температуры воздушной
массы основные газы — кислород и азот только уплотняются, мо¬
лекулы их сближаются и замедляют движение, водяной пар выпа¬
дает, количество его уменьшается (в приведенном примере в
115 раз).
Влажность воздуха характеризуется несколькими пока¬
зателями.
Абсолютная влажность а — количество водяного пара в г/м8,
удельная влажность о —количество водяного пара в 1 г на 1 кг
влажного воздуха. Упругость, или парциальное давление, водяного
пара измеряется в миллибарах, в миллиметрах ртутного столба
или ньютонах на квадратный метр (единица СИ). Фактическая
упругость обозначается буквой е, а состояние насыщенности Е.
Абсолютная влажность повышается с ростом температуры воз¬
духа, поскольку чем теплее воздушная масса, тем больше она
может содержать пара: в Москве в январе е=3 мб, в июле —
16 мб. Во внутриматериковых странах, удаленных от океанского
влагооборота, летом, хотя воздух и нагревается, влагосодержание
в нем уменьшается из-за отсутствия поступления влаги в атмо¬
сферу. Нагревание воздуха повышает его влагоемкость, а не
влагосодержание.
Относительная влажность г — отношение в процентах фактиче¬
171
ского насыщения е к максимально возможному Е при данной
температуре. С охлаждением воздуха абсолютная влажность па¬
дает, поскольку уменьшается его влагоемкость. Температура, при
которой воздух становится насыщенным, называется точкой росы.
Дальнейшее охлаждение воздуха приводит к конденсации влаги.
Относительная влажность зависит, конечно, и от абсолютной.
Разница между фактической и возможной упругостью воздуха
есть недостаток насыщения, или дефицит влажности d.
В среднем влажность воздуха, приходящего с океана, равна
80%. Если внутри материков она падает до 40%, осадки уже не
образуются. Однако при подъеме воздушных масс по склонам гор
температура j их понижается, влажность повышается, достигает
100% и начинается конденсация.
Половина всей влаги тропосферы сосредоточена в нижнем
полуторакилометровом слое. Большая часть второй половины не
поднимается выше 5 км. В тропосфере одновременно содержится
около 15000 км3 воды, продолжительность пребывания ее около
25 дней.
Конденсация и сублимация. Конденсация — переход пара в ка¬
пельно-жидкое, а сублимация — твердое (снег, лед) состояния.
Для конденсации необходимы два условия: понижение темпе¬
ратуры воздуха до точки росы и наличие ядер конденсации — тел,
на которых возможно оседание пара.
Конденсация и сублимация бывают и на поверхности Земли и
местных предметов и в свободной атмосфере. В первом случае
образуются роса или иней. На льду, снегу или в песках пустынь
оседает слой влаги, участвующий в их водном балансе. При ад¬
векции теплого воздуха на охлажденную территорию на предметах
(стенах, стволах и др.) оседает жидкий налет, а если температура
ниже 0°, твердый.
В свободной атмосфере все осадки образуются при адиабати¬
ческом охлаждении воздуха. Этот процесс определяет важнейшие
свойства погоды и климата — температуру, влажность, осадки.
Адиабатическое охлаждение происходит: 1) в вертикальных восхо¬
дящих токах нагретого от земли воздуха; облака и осадки, обра¬
зующиеся в этом случае, называются внутримассовыми; 2) при
подъеме воздуха на фронтах; облачность и осадки называются
фронтальными-, 3) при движении воздуха вверх по склонам; облач¬
ность и осадки, возникающие при этом, называются орографиче¬
скими.
Ядрами конденсации служат аэрозоли — твердые или жидкие
частицы, взвешенные в воздухе. Около 30% их образуется из мор¬
ской воды (с океана в атмосферу ежегодно поднимается около
1010 т солей). Второй источник ядер конденсации — поверхность
материков, которая поставляет аэрозоли как естественного, так и
индустриального происхождения. За счет последних в городах уве¬
личивается число дней с туманами и облаками.
Уровень конденсации. Известно, что адиабатически воздух
охлаждается на каждые 100 м высоты на 0,5—0,6° С. Влажному
172
и холодному воздуху достаточно подняться на 100—300 м, чтобы
температура его достигла точки росы. Сухой и теплый воздух пус¬
тыни д6,лжен подняться на 5—6 км, чтобы охладиться до такой
степени, при которой начнется конденсация немногочисленной в
нем влагк.
Высота, на которой в процессе подъема воздуха происходит
конденсация или сублимация влаги, называется уровнем конден¬
сации. Его положение зависит от температуры и влажности воз¬
духа, от географических условий и времени года. При фронталь¬
ном подъеме больших воздушных масс уровень конденсации всегда
ниже, чем во внутримассовых конвекционных токах.
Система океан — атмосфера — материки. Все природные воды —
океанские, атмосферные и внутриматериковые (реки, озера, лед-
•ники, подземные) — образуют единую систему, объединенную
влагооборотом. Каждое звено влагооборота необходимо изучать
только как часть целостной системы.
Океан служит единственным начальным источником атмосфер¬
ной влаги и играет решающую роль в увлажнении материков.
Однако традиционное положение «чем ближе к морю, тем больше
осадков» не может рассматриваться в качестве правила. Оно спра¬
ведливо только для западных частей материков умеренных широт
с западным переносом воздушных масс — Европы, Северо-Запад¬
ной Америки и южной части Чили. В других районах звенья си¬
стемы океан — атмосфера — материк взаимодействуют иначе. Это
проявляется прежде всего в условиях конденсации пара, а затем
его переноса и наглядно выражается в годовой сумме и режиме
осадков. Намечаются следующие типы рассматриваемого взаимо¬
действия:
1. С поверхности полярных океанов — Северного Ледовитого
и Южного — испарение незначительное, летом прибрежная суша
теплее воды, условия для конденсации неблагоприятны, а зимой
ледовый покров вовсе не дает влаги. Суша, прилегающая к этим
океанам, даже островная, получает мало осадков.
2. В умеренных поясах с западным переносом воздушных масс
испарившаяся на океанах влага подхватывается западными вет¬
рами и переносится далеко в глубь материков (Евразия) или
сосредоточивается на западных склонах прибрежных горных си¬
стем (Северная Америка, Чили).
Особенно благоприятны условия для конденсации влаги над
территориями, омываемыми теплыми течениями (Северо-Западная
Европа, Северо-Западная Америка).
3. Восточные берега материков умеренн.ых широт (Лабрадор
и Камчатка) омываются холодными течениями, испарение с по¬
верхности которых и конденсация над которыми менее интенсивны,
чем на западных берегах в тех же широтах.
4. В тропических широтах западные берега материков омы¬
ваются холодными Канарским и Калифорнийским течениями в
северном полушарии, Перуанским, Бенгальским и Западноавстра¬
лийским в южном. Над ними образуется температурная инверсия,
173
препятствующая конденсации влаги. Кроме того, пассатами она
уносится от берегов в океан и к экватору, а те незначительные
воздушные массы, которые все-таки проникают на континент,
оказываются над нагретой поверхностью и удаляются <^т точки
росы. I
5. Восточные берега в тро¬
пических широтах омываются
теплыми течениями (частй
Пассатного): Гвиандким и Бра¬
зильским у берегов Южной
Америки, Сомалийским и. Мо¬
замбикским у берегов Африки
и Восточноавстралийским. С
поверхности теплой воды испа-'
ряется много влаги, падение
температуры с высотой благо¬
приятно для конденсации, и
пассаты несут влагу на мате¬
рик.
Сравнением западных и вос¬
точных секторов материков в
умеренных и жарком тепловых
поясах выявляется замечатель¬
ная закономерность влагообо-
рота в системе океан — атмо¬
сфера — материк: западно-вос-
точная диссимметрия (рис. 79).
6. Наветренные склоны гор
благодаря орографическому
поднятию и адиабатическому
охлаждению воздуха оказыва¬
ются влажными даже в арид¬
ных областях Средней и Цент¬
ральной Азии. К наветренным склонам приурочено и максималь¬
ное количество дождей (Гаваи, Гималаи, Камерун).
Туманы. Если водяной пар конденсируется в приземном слое
воздуха, образуются туманы. Охлаждение при этом происходит не
в результате адиабатического процесса, а вследствие теплоизлуче¬
ния или адвекции теплых или холодных воздушных масс. Туманом
называется скопление в приземном слое атмосферы мелких ка¬
пель воды или кристаллов льда или тех и других вместе. При
этом уменьшается прозрачность воздуха и видимость. Если она
меньше 1 км, то это туман, если в пределах от 1 до 10 км, — дым¬
ка, Замутнение, создаваемое скоплением в сухом воздухе твердых
частиц — пыда, дыма и др., называется мглой.
По физическим причинам и географическим условиям фор¬
мирования туманы разделяются на туманы охлаждения и испа¬
рения. В туманах охлаждения различаются радиационные, ад¬
вективные и склоновые:
loop о|4-
* Рис. 79. Двойная западно-восточная дис¬
симметрия океанских течений и осадков
на материке:
1 — теплые течения, 2 — холодные течения,
3 —территории с обильными осадками, 4—
пустыни, 5 — области переходные
174
Л. Радиационные туманы образуются в теплое время года ве-
чером\и ночью при тихой и ясной погоде над реками, озерами, ни¬
зинами. После захода Солнца вода еще долго остается теплой и
испаряется; пар поступает в уже охлажденный воздух и конден¬
сируется.
2. Адвективные туманы возникают в теплой воздушной массе
при продвижении ее в холодные места, например с теплого моря
на холодную сушу. Особенно часты такие туманы в прибрежных
странах, ^апример в Западной Европе.
3. Склоновые туманы образуются на склонах гор в результате
адиабатического охлаждения воздуха при подъеме.
В тумайах испарения также выделяют несколько видов:
4. Морские туманы, которые бывают над полыньями (неза¬
мерзающими участками моря) в зимнее время, когда с водной по¬
верхности пар поступает в морозный воздух.
5. Осенние над реками, озерами, низинами, когда на относи¬
тельно теплую воду натекает холодный воздух с суши.
6. Туманы смешения образуются при горизонтальном смеше¬
нии различных по температуре и влажности воздушных масс.
Они часты в местах встреч теплых и холодных течений, например,
у Ньюфаундленда. Такую же природу имеют гаруа—туманы на
побережьях тропических пустынь (название дано индейцами Ата¬
камы), омываемых холодными течениями. Эти туманы в виде мел¬
кой, все пронизывающей водяной пыли увлажняют песчаную поч¬
ву и обеспечивают влагой растения пустынь.
7. Городские туманы могут быть вызваны любой из указанных
причин, но всегда усиливаются за счет обилия ядер конденса¬
ции — продуктов горения. Кроме обычных туманов из водяных
капель, в индустриальных центрах, особенно Западной Европы,
стал частым смог — удушливая смесь тумана, гари дымовых труб
и выхлопных газов автомобилей.
Как и всякая особенность климата, туманы подчиняются гео¬
графическим закономерностям. В полярных широтах они бывают
часто и держатся устойчиво. В Арктике отмечается 100 дней с
туманами в год. В умеренном поясе особенно ча-сты туманы на
берегах морей: на Аляске число туманных дней достигает 24—28
в месяц, на Дальнем Востоке — около 80 в год. В материковом
климате туманов значительно меньше. В тропическом поясе в об¬
щем туманы редки, но, как уже указывалось, их много на запад¬
ных берегах, омываемых холодными течениями.
Туманы — часто повторяющееся метеорологическое явление,
неблагоприятное для авиации, транспорта и других видов дея¬
тельности людей. Разрабатывается методика их прогнозирования.
Облака. Конденсация и сублимация влаги в свободной атмо¬
сфере дает облака. На ядрах конденсации возникают первичные
очень мелкие облачные капли. Обычно они сразу же замерзают и
становятся ядрами дальнейшего роста капель как путем конден¬
сации, так и коагуляции —взаимного слияния. Это происходит
при температуре на 10—15° ниже 0е С.
175
Таблица 27
Классификация облаков (без разновидностей)
Ярусы и высота
нижней границы
Форма
Описание j
Верхний, выше
6 км
Перистые (cirrus),
Ci
Состоят из ледяных кристаллов и
игл. Белые, тонкие облака волокни¬
стого строения, прозрачные, без соб¬
ственных теней. Виды( нитевидные
и плотные, много разновидностей.
Осадков не дают /
Перисто-кучевые
(cirrocumulus), Сс
1
Состоят из ледяны/ кристаллов и
игл. Белые тонкие слои или гряды
в виде мелких волн и хлопьев, без
собственных теней. Делятся на два
вида — волнистые и кучевообраз¬
ные. Осадков не дают
Перисто-слоистые
(cirrostratus), Cs
Состоят из ледяных кристаллов.
Имеют вид белой однородной тон¬
кой пелены, иногда слегка волни¬
стой. Не размывают солнечного или
лунного диска. Осадки земли не до¬
стигают
Средний, от 2 до
6 км
Высококучевые (al¬
tocumulus), Ac
Состоят из мельчайших капелек,
часто переохлажденных. Белые,
иногда сероватые или синеватые в
виде волн, куч, гряд, хлопьев. Меж¬
ду ними просветы голубого неба.
Иногда могут сливаться. Виды: вол¬
нистые и кучевообразные. Осадки не
выпадают
Высокослоистые
(altostratus), As
Состоят из смеси снежинок и
мельчайших капелек. Серая или си¬
неватая однородная пелена слегка
волнистая. Солнце и Луна просве¬
чивают как сквозь матовое стекло.
Обычно закрывают все небо. Летом
осадки земли не достигают, зимой
дают снегопад. Виды: туманообраз¬
ные и волнистые
Слоисто-кучевые
(slratocumulus), Sc
Состоят из капелек однородных
размеров. Серые крупные гряды,
волны, кучи или пластины. Могут
быть разделены просветами или сли¬
ваться в сплошной покров. От вы¬
сококучевых отличаются меньшей
высотой, большими размерами куч
и большей плотностью. Редко выпа¬
дают слабые непродолжительные
дожди. Обычно осадков не дают:
Виды: волнистые и кучевообразные
176
Продолокение таблицы 27
Ярусы иЛвысота
нижней гоаницы
Форма
Описание
Нижний, \ ниже
2 км, внизу WoryT
сливаться с тума¬
нами ^
\
\
Слоистые (stratus),
St
Однообразный серый слой, сход¬
ный с туманом, иногда внизу разор¬
ван в клочья. Обычно закрывают
все небо, могут быть также в виде-
разорванных масс. Виды: туманооб¬
разные, волнистые, разорваннослои-
стые. Может выпадать морось или.
редкий снег
1
\
Слоисто-дождевые
(nimbostratus), Ns
Состоят из крупных капель внизу
и мелких вверху. Темно-серый об¬
лачный слой как бы слабо освещен¬
ный изнутри; при дожде кажется од¬
нородным, в перерывах видна не¬
однородность. Выпадают обложные
дожди или снег, иногда с перерыва¬
ми. Видов нет
Облака верти¬
кального развития.
В пределах ниж¬
него и среднего
ярусов до 2—3 км
Кучевые (cumulus),
Си
Состоят из капелек, система ус¬
тойчивая, без осадков. Плотные вы¬
сокие облака с белыми кучевыми и.
куполообразными вершинами и плос¬
кими основаниями серого или синего*
цвета. Могут быть в виде отдельных,
облаков или больших скоплений.
Осадки обычно не выпадают. Виды:
плоские, средние, мощные. Много,
разновидностей — разорванно-куче-
вые, башеннообразные, орографиче¬
ские и др.
Кучево-дождевые,
или грозовые (cumu¬
lonimbus), Cb
Состоят из капель внизу и кри¬
сталлов вверху. Белые плотные об¬
лака с темным основанием, имеют
вид огромных наковален, гор и др.
Виды: лысые и волосатые. Выпада¬
ют ливневые дожди, град, сопро¬
вождаемые грозами
Каждое облако представляет собой быстро изменяющееся
образование: в одних его частях капельки испаряются и облако.
«тает», в других образуются новые облачные массы. Они могут
состоять из капель воды, кристаллов льда и быть смешанными.
Поэтому и облака различают водяные, ледяные и смешанные.
Даже наиболее мощные облачные массы содержат воды немного,
до 5 г/м3.
В зависимости от характера вертикальных движений воздуха,,
высоты его подъема, времени года, объема испарения и других
причин облака могут быть весьма .разнообразными. По междуна¬
родной классификации облачность делится на ярусы (нижний —
12 Заказ 371
177
"2 км и ниже, средний — от 2 до 6 км и верхний — выше 6 Лем),
в пределах которых выделяются формы, виды и разновидности?
•облаков (табл. 27). /
При быстром подъеме воздуха в термической конвекции обра¬
зуются кучевые Си и мощные кучево-дождевые и гррзовые СЬ.
облака. Они пронизывают все ярусы до верхней тропосферы:
на каждом высотном уровне при образовании облака выделяется
скрытая теплота парообразования, обеспечивающая непрерыв¬
ность восходящих токов.
Наиболее обширная группа облаков образуется /при восходя¬
щих движениях больших воздушных масс на атмосферных фрон¬
тах. Эти облака весьма разнообразны по генезису /и форме, рас¬
пространяются на большие площади и пронизывают все ярусы пО;
вертикали (см. рис. 65) до 10 км.
При поднятии теплого воздуха сначала появляются перистые
•облака Ci, затем они сменяются перисто-слоистыми Cs, ниже ко¬
торых находятся высокослоистые As, за ними идут слоисто-дож¬
девые Ns и, наконец, слоистые St. Эти облака, называемые облож¬
ными, образуются в результате медленного, окрло 3 см/с или
.2600 м в сутки, подъема воздушных масс на большой территории.
На холодном фронте образуется тоже сложная облачная сис¬
тема, но начинается она мощными кучево-дождевыми СЬ и за¬
канчивается перисто-слоистыми Cs облаками.
Наконец, мощные облачные массы возникают при вынужден¬
ном подъеме воздушных масс по склонам гор.
Так как образование облаков связано с восходящими токами,
то очевидно, что в распределении облачности1 по земному шару
•прослеживаются закономерности, обусловленные циркуляцией
атмосферы.
Экваториальной зоне свойственна значительная облачность,
потому что пассаты приносят много влаги, а мощные восходящие
токи обеспечивают ее конденсацию. Здесь обычны кучевые и гро¬
зовые облака.
В тропических зонах барических максимумов нисходящие токи
исключают образование облаков.
В субэкваториальных поясах облачность изменяется по сезо¬
нам в связи с переменной циркуляцией: в сезон дождей — боль¬
шая, в сухой — отсутствует. В субтропиках облачность большая
зимой, когда в этих широтах находится умеренный воздух, и нич¬
тожная летом — в период господства тропического воздуха.
В умеренных широтах облачность увеличивается в связи с за¬
падным переносом морского умеренного воздуха, фронтальной
деятельностью, циклонами, прорывами фронтов. Здесь наблюда¬
ется сезонность и в количестве и в форме облаков. Зимой господ¬
ствуют слоистые формы. Весной облачность уменьшается, появ-
1 Облачностью называется степень покрытия небосвода облаками. Она из¬
меряется в 10-балльной системе. Один балл равен Ум, или 10% площади види¬
мого неба. Отдельно оценивается нижняя облачность, поскольку нижние облака
•больше затеняют и могут дать осадки.
.178 ’
\ \
ляются кучевые, а летом кучевые и кучево-дождевые. Осень —
наиболее\ пасмурное время с слоистыми и слоисто-дож девы ми:
облакамшВ континентальных районах облачность меньше, в при¬
морских больше. В полярных странах господствуют слоистые'
формы. \
Средняя\ годовая облачность для всей Земли оценивается в 5,4
балла, над сушей — 4,8, над океанами — 5,8 балла. Самые облач¬
ные места—\ северные части Атлантического и Великого океанов,.,
где облачность превышает 8 баллов, самые безоблачные — пусты¬
ни, не более 1—2 баллов.
Географическое значение облаков состоит в том, что из них
выпадают осадки; они задерживают часть солнечной радиации и*
тем самым вл!ияют на световой и тепловой режимы земной по¬
верхности, препятствуют тепловому излучению Земли, создавая
«тепличный эффект». Наконец, облака осложняют работу авиа¬
ции, аэрофотографирование и др.
Образование атмосферных осадков. Атмосферными осадками'
называется вода во всех видах твердой и жидкой фазы, которую
получает земная поверхность из атмосферы. Они распадаются
на две группы: а) наземные, образующиеся непосредственно на
земных предметах, и б) выпадающие из облаков — дождь, снег,
град, крупа, ледяной дождь. Основную массу осадков доставляют'
дождь и снег.
Начальные облачные капли очень малы, их диаметр 7—10 мкм,
В 1 см3 облака содержится несколько сотен капель. Капли таких,
малых размеров упасть на землю не могут, так как они поддер¬
живаются теми восходящими токами, которые обеспечили обра¬
зование самого облака. Вследствие взаимного слияния — коагу¬
ляции капли растут. Если сила*восходящих токов невелика (на¬
пример, при спокойном скольжении по фронтальной плоскости,,
особенно в холодную осеннюю погоду), то даже небольшие капли
преодолевают сопротивление воздуха и выпадают в виде мелких
моросящих дождей. При мощных восходящих токах в жаркие лет¬
ние дни, а также всегда в экваториальном поясе могут упасть..
только крупные капли. Вот почему грозовые и экваториальные *
дожди состоят из больших капель, особенно в начале, когда надо •
пробить мощный восходящий поток теплого воздуха.
Осадки выпадают только из тех облаков, вертикальная мощ¬
ность которых не менее 3 км, а водность не менее 1 г/м3. В этом-
случае идут только моросящие дожди. Интенсивные осадки выпа¬
дают из смешанных облаков, которые коллоидально неустойчивы:
и в которых на ледяных кристаллах быстро осаждается влага.
Водность таких Облаков до 4 г/м3.
При высокой температуре воздуха и мощных восходящих токах
на высотах в 4—6 км, где температура —10, —15° С, образуются
снежинки. Они быстро покрываются переохлажденными каплями,
многократно опускаются и поднимаются, захватывая все новыел
и новые капли, и превращаются в градины, которые в свободном
иадении, обрастая дополнительно льдом, увеличиваются до<
12*
179'
значительных размеров (от 5 мм до 10 см). Град нередко силь-
#ю повреждает сельскохозяйственные культуры. /
Снег выпадает при низких температурах на уровне/облаков
в результате сублимации влаги и последующего роста/кристал¬
лов. Сухой снег выпадает в виде снежинок правильной кристал¬
лической формы, влажный — в виде хлопьев (слепившихся сне¬
жинок) . /
Снежный покров — одно из важнейших образовании географи¬
ческой оболочки. Он постоянно лежит в холодных поясах и в зим¬
ний сезон — на материках северного умеренного пояса. Теплопро¬
водность снежного покрова незначительная, и он рредохраняет
■почву от глубокого промерзания. Вместе с тем благодаря высоко¬
му альбедо, как уже говорилось, снег снижает тепловой эффект
солнечной радиации. Осадки выпадают также в виде снежной,
ледяной крупы, ледяного дождя, мокрого снега.
По интенсивности и продолжительности выделяются осадки:
1) ливневые, выпадающие из СЬ; они начинаются и кончаются
внезапно и обычно интенсивны; 2) обложные, выпадающие из
фронтальных облаков Ns и As; они средней интенсивности, про¬
должительные и выпадают на большой площади; 3) моросящие,
идущие из St и Sc; состоят из мелких капель или снежинок, не
интенсивные.
Океанско-атмосферно-материковый влагооборот. Испарение на
океане и на материках, перенос пара над океанами и в глубь ма¬
териков воздушными течениями, выпадение осадков, потребление
влаги организмами и сток с материков образуют влагообмен
Таблица 28
водный баланс Земли (по М. И. Б уды ко, 1971)
■ .4
.. .4
Элементы баланса
Объем, км3
Слой,
мм
Земля в целом
Осадки . .
Испарение .
Мировой океан
520 ООО
520 000
1020
1020
Осадки
Приток речных вод
Испарение
411000
38 830
448 000
1140
100
1240
Часть суши, имеющая сток в океан
Осадки . .
Речной сток
Испарение .
Часть суши без стока в океан
102000
38 830
65000
870
320
550
Осадки . .
Испарение .
7 400
7 400
230
230
180
между\ компонентами географической оболочки. Его объем досто¬
верно еще не определен, что и нашло отражение в данных ниже
приведенных таблиц в этой (табл. 28, 29 и 32) и в пятой (табл. 44
и 42) главах.
В Taoyi. 29 приведен водный баланс суши по данным IV Все¬
союзного гидрологического съезда (1973).
Таблица 29
Водный баланс суши без полярных ледников
(по О. А. Дроздову, Г. П. Калинину, М. И. Львовичу, 1973)
Соответствующие баланса
Объем, км8
Слой,
мм
Осадки
110 300
834
Полный речной сток
38 000
294
Испарение суммарное
71 500
540
Запас влаги в грунте
83 400
630
Влагооборот — единый и один из важнейших географических
процессов. Им осуществляется обмен веществом (влагой и соля¬
ми) и энергией (теплом) между всеми звеньями природы.
Единовременно в атмосфере находится 13—15 тыс. км3 воды.
Это — наиболее активное звено влагооборота: вода полностью
сменяется каждые 9—10 дней.
На материках различают осадки внешние ОВ, принесенные
непосредственно с океана, и осадки внутренние, или местные ОМ,
образующиеся от испарения с материка.
Водяной пар, поступавший на сушу с океана, частично расхо¬
дуется на осадки внешние ОВ, частично переносится дальше в
глубь материка. Этот перенос называется атмосферным стоком
АС (рис. 80).
Влага с океана.
ИО
ОВ
ИМ
ОМ
Чтобы оценить роль внеш¬
них и внутренних осадков на
материках, необходимо выяс¬
нить соотношение испарения и
осадков. Существенны следую¬
щие закономерности:
1. Испарение интенсивно
при антициклональной цирку¬
ляции (ясное небо, сухой воз¬
дух), но в этом случае влага не
поднимается, не конденсиру¬
ется, а переносится в другие
области атмосферы.
2. При циклонической пого¬
де условия для конденсации благоприятны, но испарение незначи¬
тельно из-за большой облачности и влажности воздуха.
Следовательно, на тех акваториях и территориях, где
0кеаи Ограниченная
территория
Рис. 80. Схема влагооборота
(по X. П. Погосяну):
#0 — испарение с океана, ИМ — испарение
на материке, ОВ — осадки внешние, ОМ —
осадки материковые, АС — атмосферный сток
181
испарение большое, осадков мало, а там, где осадков много/ испа¬
рение невелико. Испарение и осадки, как процессы противополож¬
ные, редко совмещаются в пространстве (например, при внУгримас-
совой конвекции в экваториальном поясе). Действительно, самое
большое испарение в тропических зонах, но осадков здесь мало,
они переносятся в экваториальный пояс. С зеркала Каспийского
моря испаряется слой в 400 дом, а осадков выпадает только 71 мм,
климат его побережий пустынный.
Основная часть осадков, выпадающих на материках, образу¬
ется за счет влаги, принесенной извне, с океана. Однйко и внут¬
реннее испарение, как показали новейшие исследования, играет
далеко не подчиненную роль. Оно увеличивает осадки на каждом
внутриматериковом обороте в несколько раз. Особенно велика
роль заливов, озер, водохранилищ, лесистости. Стимулирующий
эффект материкового испарения оценивается в 2,85 раза (Дроз¬
дов, Калинин, Львович, 1973).
По данным М. И. Будыко, О. А. Дроздова и X. П. Погосяна,
над европейской территорией СССР в год переносится 8507 км3
воды, в глубь Евразии переносится 7579 км3. Над всей террито¬
рией СССР в год выпадает около 11 ООО км3 осадков.
Распределение осадков по земной поверхности. Распределение
осадков на материках и на океанах — результат взаимодействия
звеньев системы океан — атмосфера — материк. Решающую роль
играют: а) солнечная радиация и тепловые свойства воздушных
и водных масс, б) циркуляция атмо- и гидросферы и в) широтное
положение, величина и конфигурация материков.
Так как величину испарения определяют напряжение солнеч¬
ной радиации и температура воздуха и воды, то количество осад¬
ков в общем виде больше в жарких климатах и меньше в холод¬
ных. Действительно, почти половина всех дождей выпадает в поя¬
се между 20° с. ш. и 20° ю. ш. На оба полярных пояса приходится
только 4% влагооборота. В экваториальном поясе среднее годо¬
вое количество осадков приближается к 2000 мм, в полярных
странах оно меньше 200 мм (табл. 30).
Таблица 30
Широтное распределение годовой суммы осадков
Полушария
Широты, град
0—10
10—20
20—30
30—40
40-50
50—60| 60—70 70—80
Северное . .
Южное .
1677
1872
763
1110
513
607
501
564
561
868
510
976
340 | 194
Около 100
Роль динамики атмосферы в распределении осадков двоякая.
Вертикальная ее составляющая — тепловая конвекция, фронталь¬
ное скольжение, орографическое поднятие — обеспечивает конден¬
сацию пара, а нисходящие токи в антициклонах или при опуска¬
нии воздуха по склонам ее исключают. Горизонтальное перемеще¬
182
ние воздушных масс перераспределяет влагу. Теплые и холодные
океанские течения оказывают влияние и на испарение влаги, и
на ее перенос.
Широтное положение каждого материка или острова, их вели¬
чина и конфигурация, а также орография существенны, но пас¬
сивно участвуют в территориальном распределении осадков.
В результате сочетания пе¬
речисленных процессов и гео¬
графических факторов, участ¬
вующих в формировании атмос¬
ферных осадков, распределены
они по поверхности земного
шара зонально-регионально.
Зональность проявляется в
существовании чередующихся
зон максимумов и минимумов
выпадения осадков (рис. 81):
экваториальный максимум сме¬
няется минимумами тропиче¬
ских поясов обоих полушарий,
за которыми идут максимумы
умеренных широт и минимумы
полярных стран.
Региональность состоит в
том, что каждая зона в направ¬
лении с запада на восток рас¬
падается на участки-регионы с
разным количеством осадков.
В распределении атмосферной влаги, как и в циркуляции ат¬
мосферы, есть меридиональный и зональный перенос.
Региональные различия создаются следующими основными
факторами:
1. Взаимодействием звеньев системы океан—атмосфера —
материк; типы его описаны выше.
2. Рельефом: горные страны выступают как влажные острова,
наветренные склоны дождливые, подветренные сухие, за хребтами
сумма осадков уменьшается.
Нетрудно видеть, что зоны осадков повторяют барические по¬
яса, но с обратным знаком. В основе этой жесткой зависимости
лежит адиабатический процесс (рис. 82).
Экваториальная зона максимального количества осадков про¬
стирается приблизительно от 17° с. ш. до 20° ю. ш. В нее входят
Амазония, территории северней и южней ее, Центральная Африка,
область джунглей на южных склонах Гималаев, Зондский архи¬
пелаг, Новая Гвинея.
Образование экваториального максимума дождей вызвано, во-
первых, поступлением огромного количества парообразной влаги
из тропических поясов, во-вторых, мощным подъемом воздуха,
обусловленного выделением скрытой теплоты фазового перехода
см/год
60-
^ 40-
£ -
! 20-
S -
сз
о-
20-
сз
& ■
<g 60^
80
90-
Рис. 81. Зональное распределение
осадков
183
Рис. 82. Распределение осадков в январе (Л) и в июле (Б) в см
воды из пара в жидкость, и его адиабатическим охлаждением с
высотой. Наибольшее количество осадков выпадает на склонах
гор, где поднимаются влажные воздушные массы пассатов:
Кауаи на Гавайских островах—11684 мм, Черрапунджа
на склоне хребта Хассия в Гималаях— 11 633 мм, Дебундша
на склоне Камеруна —10 287 мм, Кибдо в Андах Колумбии —
8992 км.
Плотность ливней жаркого пояса достигает иногда 120 мм/ч.
Максимальное количество дождя —1340 мм за 12 ч, 1870 мм за
сутки и 4110 мм за неделю (12—19 марта 1952 г.)—выпало на
острове Реюньон.
Тропические пояса, от 20 до 32° обоих полушарий, характери¬
зуются господством сухого воздуха. Здесь располагаются два по¬
яса пустынь. Сухость воздуха объясняется его адиабатическим
нагреванием и иссушением в нисходящих токах антициклонов.
У западных берегов, омываемых холодными течениями, темпера¬
турная стратификация неблагоприятна для образования осадков:
у водной поверхности воздух холоднее, чем вверху и над сушей.
Влага, испарившаяся с океанов в тропических широтах, перено¬
сите^ к экватору.
В пустынях осадков меньше: 200 мм в год. Низшее в мире их
количество — только 0,8 мм — наблюдается в Арике в Атакаме;
в Вади-Хальфе в Судане — 2,5 мм, в Адене—43,9 мм, в Мулке в
Австралии—102,9 мм.
Восточные части материков — Флорида и район Рио-де-Жаней¬
ро, Юго-Восточная Азия, Юго-Восток Африки и Восточная Авст¬
ралия— орошаются дождями, приносимыми пассатами, дующими
с океана. Здесь климат влажный тропический.
Начиная от 30° с. ш. и ю. ш. в субтропических и умеренных
поясах количество осадков увеличивается и в средних широтах
(от 40 до 60° с. ш. и ю. ш.) достигает второго максимума, хотя и
значительно меньшего: в среднем 560—860 мм, в прибрежных гор¬
ных странах может достигать 3000 и даже 5000 мм.
Образование максимума осадков умеренных широт обусловле¬
но: а) западным переносом воздушных масс с океана в Евразию,
Северо-Западную Америку и южные Анды, б) циклонической дея¬
тельностью, в) подъемом воздуха на Арктическом и Умеренном
фронтах и г) муссонной циркуляцией в Восточной Азии.
Умеренному поясу в соответствии с наибольшей площадью
материков' именно в этих широтах и особенностями атмосферной
циркуляции свойственны наибольшие региональные различия в
распределении влаги. Взаимодействие звеньев системы океан — ат¬
мосфера— материк таково, что и на материках (табл. 31, 32) и на
океанах ярко выражены секторы с большим и малым количест¬
вом осадков. Ниже увидим, что эти секторы различны и. по годо¬
вому режиму выпадения дождей.
В субтропических и северном умеренном поясах (в южном
умеренном поясе площадь суши незначительна) выделяются три
сектора: западный с обильными осадками, центральный с их
185
минимумом и восточный, в котором количество осадков снова уве¬
личивается (см. табл. 33).
Западные регионы — Западная Европа, Северо-Западная Аме¬
рика, западный склон Анд — первыми воспринимают морские воз¬
душные массы мУВ, на них обрушиваются серии циклонов. То и
другое обусловливает выпадение обильных осадков. На западных
берегах Европы — в Пиренеях, Ирландии, Норвегии выпадает
1000 мм, а в Скандинавских горах — даже 3000 мм осадков. На
склонах Кордильер у Аляски, в Андах южного Чили проходят
изогиеты (линии равного количества осадков) в 2000 и 3000 мм.
Наибольшее для умеренных широт количество осадков зарегист¬
рировано на западном склоне Кордильер в Канаде: в Гендерсон-
Лейке 6655 мм.
В лесной зоне Европы и Северной Америки годовая сумма
осадков колеблется от 1000 до 500 мм, в Заволжье и за Уралом
она уменьшается до 400, а в Восточной Сибири даже до 250 мм.
На Дальневосточной муссонной периферии дождей опять боль¬
ше— от 500 до 1000 мм в год.
Таблица 31
Уменьшение количества осадков в глубь Евразии
(около 52° с. ш.)
Пункты
Долгота 1
Осадки,
мм
Пункты
Долгота
Осадки,
мм
Дублин
6
700
Семипалатинск . .
80
280
Варшава
21
570
Нерчинск ....
119
400
Воронеж
39
490
Николаевск-на-
Оренбург ....
55
380
Амуре .....
140
450
1 Кроме Дублина восточная.
Во внутриконтинентальных частях Евразии и Северной Амери¬
ки образуются зоны и регионы недостаточного и скудного увлаж¬
нения: степные с осадками от 500 на западе до 300 мм на восто¬
ке, полупустынные и пустынные. Самое сухое место в Европе —
Астрахань с годовой суммой осадков 162,6 мм. В умеренных пу¬
стынях Азии и Северной Америки осадков хотя и больше, чем в
тропических, но тоже крайне мало — от 200 до 100 мм (в Турткуле
82 мм).
За полярными кругами находятся два высокоширотных мини¬
мума осадков. Их существование объясняется слабой солнечной
радиацией, низкими температурами воздуха и малым возможным
влагосодержанием холодного воздуха, ничтожным испарением, а
также антициклональной циркуляцией (в Арктике преимущест¬
венно) воздуха. Здесь выпадает в среднем 200—250 мм в год.
Региональные различия не- велики: западные побережья, омывае¬
мые теплыми водами, получают осадков больше (Кола
186
400 мм/год), восточные меньше (устье Лены только 90 мм/год).
При низких температурах и малом испарении эта разница не су-
щественна.
Таблица 32
Количество осадков на материках
(по данным Института географии АН СССР, 1972,
без ледовой зоны)
Материки
Осадки
мм
км3
Южная Америка
Австралия
Европа
Азия
Африка . . .
Северная Америка
1648
736
734
726
686
670
29355
6 405
7 165
32 690
20 780
13 910
Вся суша . . . .
834
110 305
Снежный покров. В умеренных широтах зимой, а в полярных
•странах во все месяцы осадки выпадают преимущественно в виде
снега и образуют снежный покров. В Арктике и Антарктике он
лежит круглый год, на севере Сибири — около 8 месяцев, в сред¬
ней полосе умеренного пояса — меньше полугода, а на- широте
45° — около месяца. Южнее снежный покров — неустойчивый. На
севере Крыма и Средней Азии он лежит в среднем около 20 дней,
на этих же широтах в Западной Европе его не бывает.
Снег выпадает на северных берегах Средиземного моря (в Не¬
аполе 1, в Афинах 6 дней в году), исключительно редко в Атла¬
се, Алжирской Сахаре, Месопотамии, в Южном Китае, на остро¬
ве Кюсю. В Северной Америке снег выпадает до линии Кали¬
форния — Флорида.
В южном полушарии наиболее северными пунктами, где слу¬
чается выпадение снегаг, являются г. Буэнос-Айрес, мыс Доброй
Надежды, г. Сидней, южный остров Новой Зеландии. Снежный
покров в южном полушарии, за исключением Антарктиды, не- об¬
разуется— в соответствующих широтах нет суши.
Снежный покров — результат и показатель климатических усло¬
вий средних и высоких широт, сам оказывает огромное влияние
на климат: отражая большую долю солнечных лучей, содействует
выхолаживанию поверхности.
С другой стороны, он смягчает губительное действие очень
низких температур на почву и предохраняет ее от глубокого про¬
мерзания, а сельскохозяйственные культуры — от вымерзания.
Большую роль играет снежный покров в гидрологическом ре¬
жиме умеренных широт. В холодное время осадки накапливаются,
а весной талые снеговые воды частично стекают, частично попол¬
няют грунтовые воды.
187
Таблица 33-
Распределение осадков по месяцам (в мм)
я
ф
м
А
М
И
И
А
С
о
н
д
Экваториальный равномерный. Амазонская низменность, годовая сумма 3530
335 | 270 | 300 | 400 | 425 | 320 | 320 | 245 | 215 | 200 | 230 | 270
Экваториальный с двумя максимумами. Конго, годовая сумма 1760
75 | 125 | 140 | 180 | 145 | 135 | 70 | 155 | 180 | 190 | 205 | 160
Экваториальный с одним максимумом. Экватор, годовая сумма 1000
245 | 270 | 190| 135 | 55 | 20 | 10 | 0 | 5 | 10 | 10 | 50
Тропический муссонный. Верхняя Гвинея, годовая сумма 4800
0 | 0 | 5 | 35 | 210 | 570 | 1420 | 1160 | 770 | 490 | 140 | 10
Черрапунджи. годовая сумма 11680
18 | 63 | 262 | 807 | 1369 | 2924 | 2870 | 1534 | 1276 | 476 | 68 | 13
Тропический муссонный с максимумом зимой Вьетнам, годовая сумма 2900
175 | 75 | 115 | 50 | 125 | 80 | 70 | 115 | 345 | 595 | 760 | 395
Средиземноморский. Калифорния, годовая сумма 520
105 | 100 | 90 | 35 | 15 | 0 | 0 | 0 | 5 | 25 | 45 | 100
Китайский. Шанхай, годовая сумма 1140
50 | 60 | 85 | 90 | 95 | 180 | 150 | 145 | 130 j 70 | 50 | 35
Морской умеренных широт. Валенсия, годовая сумма 1443
146 | 139 | 109 | 97 | 80 | 89 | 98 | 121 1 116 | 146 | 140 | 162
Материковый умеренных широт. Пермь, годовая сумма 596
35 | 32 | 26 | 27 I 50 | 71 | 78 | 73 | 57 | 49 | 54 | 44
Пустынь умеренных широт. Казалинск, годовая сумма 128
11 | 11 | 12 | 13 | 15 | 9 | 6 | 7 | 6 | И | 13 | 14
Муссонный умеренных широт. Владивосток, годовая сумма 537
5 | 7 | 11 - | 32 I 53 | 66 | 75 | 121 | 102 | 41 1 14 | 11
Субполярный. Салехард, годовая сумма 287
8 | 8 | 8 | 8 | 20 | 36 | 59 | 57 | 42 | 15 | 13 | 13
Годовой режим осадков. Кроме годовой суммы осадков для
природы, особенно для растительного покрова, имеет важное, ча¬
сто решающее значение распределение их по сезонам (см. рис. 82).
Сельскохозяйственная роль водного режима и почвы обще¬
известна.
В природе отчетливо выступают следующие типы сезонного
распределения осадков (табл. 33):
1. Экваториальный. Дожди выпадают во все месяцы, но нерав¬
номерно.
183
Л
k
t
.
a
I Г
Ж ж
Месяцы
ЖИЖ
I м
Тропик
пустыни
Сухие степи
Степи
Саданна
Гиле я-
Экватор?
Теоретически в экваториальном поясе должно быть два мак¬
симума, соответствующих зенитному положению Солнца, и два
минимума во время солнцестояний. Действительно* во многих эк¬
ваториальных странах наблюдается именно такой режим. Он хо¬
рошо выражен в Центральной Африке, особенно в бассейне
р. Конго.
Местные вариации системы океан —
атмосфера — материк обусловливают
довольное сложное распределение
осадков и по территории, и по времени.
Однако практически здесь всюду от¬
сутствует сухой период (в смысле ус¬
ловий существования растений), и это
позволяет говорить о равномерном
увлажнении в течение года.
2. Субэкваториальный муссонный,
свойствен саваннам. Большая часть го¬
довых осадков выпадает летом. Дожд¬
ливый летний сезон продолжительно¬
стью в несколько месяцев сменяется
сухим периодом (рис. 83). Наиболее
ярко этот тип распределения осадков
выражен в Судане, где за сезон дож¬
дей выпадает 90% осадков. На втором
месте стоит Индостан, в котором на ле¬
то приходится 80% осадков, затем Се¬
верная Австралия, Мадагаскар и Юго-
Восточная Африка — до 70%.
В некоторых муссонных странах
дождливый сезон приходится на зиму. Это необычное явление объ¬
ясняется приходом зимнего муссона с моря. Такие области распро¬
странены спорадически.
3. Осадки пустынь тропических широт не*
' только незначительны, но и выпадают слу¬
чайно. В Ассуане за 5 лет упало несколько-
капель, в Атакаме в Икике 14 лет не было-
дождя.
4. В средиземноморских странах отчет¬
ливо выражены зимний максимум осадков,
связанный с умеренными воздушными мас¬
сами, и летнее бездождие в период господ¬
ства тропического воздуха (рис. 84).
5. Восточным окраинам Евразии в суб¬
тропических широтах свойственны муссоны.
Они коренным образом изменяют в срав¬
нении со средиземным годовой ход осадков.
Летний муссон дует с моря и обеспечивает*
летний максимум дождей. Если субтропи¬
кам в целом свойственно сухое лето,.
Рис. 83. Продолжительность,
периода дождей (заштрихован)-
в жарком поясе северного по¬
лушария
105
too
и
9
'0
45
35
1 я
1 ■
1 5 „ 5
1 1 0 0 0 | |
X Ж
Г I 1
I Ш Ж Ш
Ж Ж Ж 2
Месяцы
Рис. 84. Месячные суммы
осадков в средиземно-
морском климате (мм).
Калифорния. Годовая
сумма 510 мм
189"
•то в Юго-Восточной Азии, в Китае оно влажное. Зима в муссонных
странах сухая, однако в Китае и в это время выпадают дожди —
сюда приходит умеренный воздух и Умеренный фронт.
Приблизительно такая же картина наблюдается на Юго-Восто¬
ке США, но типичного муссонного хода осадков, как и муссонной
циркуляции, там нет.
^оподныц.
Тис. 85. Распределение осадков по
•.сезонам в муссонном климате. Благо¬
вещенск
6. Субтропики в глубине ма¬
териков, между средиземномор¬
ской и китайской климатически¬
ми провинциями (например, юг
Средней Азии, Йран), отличают¬
ся засушливостью и именуются
сухими субтропиками. Годовой
ход осадков в них напоминает
средиземноморский, только это
более засушливый вариант.
7. В умеренных широтах вы¬
деляется морской тип годового
хода осадков. Он свойствен стра¬
нам, находящимся под большим
влиянием океана и западного пе¬
реноса воздушных масс,— Запад¬
ной Европе, Северо-Западной
Америке, Южному Чили. Обиль¬
ные дожди выпадают ежемесяч¬
но, максимум приходится на зиму,
когда суша холоднее моря. На
берегах Магелланова пролива в году 325 дождливых дней, а &
Ньюфаундленде 120 дней с туманами.
8. В материковых областях умеренных широт максимум осад¬
ков приходится на лето, когда на суше большое испарение и уси¬
ливаются внутриматериковые влагообороты (см. рис. 80). Увлаж¬
няющий эффект этих осадков в сравнении с осенними снижается
за счет увеличения испарения. Поэтому воздух и почва летомг
суше, чем в другие сезоны года.
9. В пустынях умеренных широт в отличие от тропических
юсадки выпадают ежегодно, хотя и в малом количестве. Летом
сухо, зимой держится снеговой покров, весной количество дождей
и влажность воздуха и почвы увеличиваются, растения вегетиру¬
ют. Весеннее увлажнение — характерная черта внутриматерико-
вых пустынь, она связана с Умеренным фронтом.
10. На восточных окраинах материков, особенно в Восточной
Азии, годовой режим осадков обусловлен сменой муссонов; ясно*
.выступает летний максимум и зимний минимум (рис. 85).
11. В субполярных странах осадки выпадают в каждом меся-
:це. Максимум приходится на лето, когда увеличивается испарение.
Зимние суммы невелики, снега выпадает мало.
Атмосферное увлажнение. Нетрудно видеть, что на земной
поверхности постоянно происходят два противоположно направ¬
i90
ленных процесса — орошение местности осадками и иссушение ее-
испарением. Оба эти процесса сливаются в единый и противо¬
речивый процесс атмосферного увлажнения, под которым пони¬
мается соотношение количества осадков и испаряемости.
Существует более двадцати способов его выражения. Показа¬
тели называются индексами и коэффициентами или сухости воз¬
духа, или атмосферного увлажнения. Наиболее известны следую¬
щие:
1. Гидротермический коэффициент Г. Т. Селянинова:
ГТК=-^р
где R — месячное количество осадков, Et—сумма температур эау
то же время; она близка к показателю испаряемости.
2. Радиационный индекс сухости М. И. Будыко: #i=—
LE
отношение радиационного баланса к сумме тепла, необходимого*
для испарения осадков за год.
В диапазоне радиационного индекса сухости от 0,35 до 1,1 рас¬
полагаются гумидные зоны — тундровая и лесные разных широт;,
от 1,1 до 2,2 — семигумидные зоны — лесостепная, саванновая,
степная; от 2,2 до 3,4 — полупустыни; свыше 3,4 — пустыни.
3. Коэффициент увлажнения Г. Н. Высоцкого — Н. Н. Ива-
ь
нова: К— , где R-r- сумма осадков (в мм) за месяц, Ер —
Ер
месячная испаряемость. Лучше всего его выразить в %. Например,
в европейской тундре осадков выпадает 300 мм, а испаряемость
только 200 мм, следовательно, осадки превосходят испаряемость-
в 1,5 раза, атмосферное увлажнение равно 150%, или К=1,5.
Увлажнение бывает избыточным, больше 100%, или /(>1,0,.
когда осадков выпадает больше, чем может их испариться; доста¬
точным, при котором сумма осадков и испаряемость приблизи¬
тельно равны (около 100%), или /(=1,0; недостаточным, меньше-
100%* или К<1,0, если испаряемость превосходит количество,
осадков; в последней градации полезно выделить ничтожное-
увлажнение, в котором осадки составляют ничтожную (13% и-
меньше, или /(=0,13) долю испаряемости.
4. В Европе и США пользуются коэффициентом Ч. У. Торт-
вейта, довольно сложным и весьма неточным; рассматривать era-’
здесь нет необходимости.
Обилие способов выражения увлажнения воздуха говорит о-
том, что ни один из них не может считаться не только точным, но-
и более верным, чем другие. Довольно широко пользуются фор¬
мулой испаряемости и коэффициентом увлажнения Н. Н. Иванова;
и для целей землеведения он наиболее выразителен.
В зонах тундр, лесов умеренных широт- и экваториальных ле¬
сов увлажнение избыточное (от 100 до 150%).
В лесостепи и саваннах оно нормальное — немного больше илш
меньше 100%, обычно от 99 до 60%г
19Ш
От лесостепи в сторону пустынь умеренных широт и от саванн
<к тропическим пустыням увлажнение падает; оно всюду недоста¬
точное: в степях 60%, в сухих степях от 60 до 30%ь в полупусты¬
нях меньше 30% и в пустынях от 13 до 10%,.
По степени влажности зоны бывают гумидными (лат. humi-
■dus — влажный) — влажными с избыточным увлажнением и арид¬
ными (лат. aridus — сухой) —сухими с недостаточным увлажнени¬
ем. Мы уже видели, что степень гумидности и аридности бывает
различной и выражается соотношением осадков и испаряемости.
Величина атмосферного увлажнения материков, а не просто
сумма осадков, взятая безотносительно к расходу влаги на испа¬
рение, наиболее полно выражает степень влажности или сухости
климата любой зоны и области.
В одной и той же зоне увлажнение изменяется по районам.
В приморских странах, за исключением запада материков в тро¬
пиках, оно никогда не бывает недостаточным, тогда как в глубине
материков обширны аридные области.
Засухи. В зонах лесостепей и степей, где увлажнение 100% и
несколько меньше, даже незначительное уменьшение осадков
приводит к засухам. Между тем изменчивость месячных сумм осад¬
ков здесь колеблется около 50—70%, а местами достигает и 90%i.
Засуха — длительный, иногда до 60—70 дней, весенний или
летний период без дождей или с осадками ниже нормы и с высо¬
кой температурой. В результате иссякают запасы почвенной вла¬
ги, урожай снижается или вовсе гибнет.
За 35 лет, с 1930 по 1965 г., сильные засухи охватывали:
Среднее Поволжье 10—12 раз, Нижнее Поволжье 15—18, Север¬
ный Кавказ 12—14, Южную Украину 11 раз.
Различают атмосферную и почвенную засухи. Первая характе¬
ризуется недостатком осадков, низкой влажностью и высокой
температурой воздуха. Вторая выражается в иссушении почвы,
приводящем к гибели растений. Почвенная засуха может быть
короче атмосферной за счет весенних запасов влаги в почве или
поступлении ее из грунта.
Засухи бывают в годы особенно интенсивной циркуляции атмо¬
сферы, когда на Большой континентальной оси Воейкова анти¬
циклоны устойчивы и обширны, опускающийся воздух нагревается
и иссушается.
КРАТКИЙ ОБЗОР КЛИМАТОВ ЗЕМЛИ
Погода и климат. Основные атмосферные процессы — нагрева¬
ние и охлаждение воздуха, циркуляция атмосферы и влагооборот,
а также оптические, звуковые и электрические явления в атмо¬
сфере образуют погоду.
Погодой называется ход процессов в атмосфере в данное
время. Она характеризуется следующими метеорологическими
элементами: солнечная радиация (продолжительность солнечного
сияния), температура воздуха и поверхности почвы, влажность
.192
воздуха, атмосферное давление, ветер, облачность, осадки (коли¬
чество, время выпадения и виды), снежный покров, горизонталь¬
ная видимость и другие атмосферные явления (иней, изморозь,
гололедица; гроза, полярное сияние, радуга, круги и венцы около
Солнца и Луны).
Если метеоэлементы характеризовать только на срок наблю¬
дений, то погоду можно определить как состояние атмосферы
в данное время. Однако первое определение погоды как хода
процессов лучше, ибо в атмосфере происходят непрерывные изме¬
нения, приводящие к смене одной погоды другой.
Многолетний режим погоды, называемый климатом, характери¬
зуется осредненными климатическими показателями. Так как по
характеру погоды один год отличается от другого, то надежными
оказываются только те климатические показатели, которые выво¬
дятся за длительный (не менее 50) ряд лет.
В климатические характеристики в практических целях обяза¬
тельно вводятся крайние погоды, даже если они случаются раз
в несколько лет. Действительно, растения вегетируют не в «сред¬
них многолетних температурах и осадках», а в реальных услови¬
ях тепла и влаги. Даже кратковременная неблагоприятная по¬
года— заморозок, засуха, необычные морозы — может оказаться
губительной для сельскохозяйственных культур. По этой причине
наша климатология включает такие показатели, как даты наступ¬
ления первых заморозков, вероятность засух и многое другое.
Определение и классификация климатов. Слово климат (точнее
греч. клима) буквально означает наклон солнечных лучей к плос¬
кости горизонта. Ученые древней Греции первыми выделили кли¬
матические пояса. Так как в то время метеорологических прибо¬
ров не было, да и визуальные наблюдения были весьма ограничен¬
ными, то разделение Земли по тепловым условиям могло быть
только астрономическим — по углу падения солнечных лучей в
полдень и по продолжительности дня. Климатом называлось
«пространство между двумя параллельными кругами, в котором
должайший день получасом долее, нежели в другом». Так как на
экваторе день 12 ч, а на полярных кругах 24, то пространство
между ними делилось на 24 «получасовых» климата; между по¬
лярными кругами и полюсами выделялось- еще по 6 «месячных»
климатов. Всего, таким образом, в каждом полушарии было 30,
а на всей Земле 60 климатов.
По мере расширения географических знаний и метеорологиче¬
ских наблюдений астрономическое определение климата наполня¬
лось географическим содержанием. Становилось все яснее, что в
одном и том же широтном поясе климат различен в зависимости
от близости к морю, высоты рельефа, характера растительности
и других черт природы.
Наиболее полное комплексное географическое определение
климата дано А. Гумбольдтом (1863): «Выражение климат в своем
наиболее общем смысле означает все изменения в атмосфере...,
как-то: температура, влажность^ изменение барометрического
13 Заказ 371
193
давления, спокойное состояние воздуха и действие ветров, вели¬
чина электрического напряжения, чистота атмосферы..., наконец,
степень обычной прозрачности и ясности неба».
На рубеже XIX и XX вв., когда сеть метеорологических стан¬
ций была уже обширной и наука обладала многими эксперимен¬
тально полученными количественными характеристиками климата,
определение его стало более кратким не только по формулировке,
но, к сожалению, и по содержанию. Климат стали определять как
совокупность метеорологических явлений, характеризующих сред¬
нее состояние атмосферы в какой-либо точке земной поверхности.
Однако оперирование средними величинами не отвечает потреб¬
ностям народного хозяйства. Да и слово «состояние» подчеркивает
как бы неизменяемость климата и отражает механистический под¬
ход к пониманию климата.
Советские климатологи уже с 20-х годов XX в. определяют
климат как «многолетний режим погоды, присущий данной мест¬
ности в соответствии с ее географическими условиями».
Очевидно, что компонентом природного комплекса географиче¬
ской оболочки является не климат. Природным компонентом мо¬
жет быть только материальное тело, каким и является воздух;
климат же —свойство воздушных масс, и его нельзя ставить в
ряд с вещественными составляющими ландшафта.
Основоположники климатологии Александр Иванович Воейков
(1884) и Юлиус Ганн (1883) были не только климатологами, но
и великими географами. Их книги — классический образец глу¬
бокого и всестороннего анализа климатических процессов в связи
с географической оболочкой.
Из многочисленных классификаций климатов, созданных клас¬
сической климатологией, наибольшее значение имеют две:
В. П. Кеппена и А. С. Берга.
В основу классификации В. Я. Кеппена (1900 и 1938) положены
средние годовые температуры, годовое количество осадков и их
распределение по сезонам. Она согласуется с ботаническими об¬
ластями и в целом с ландшафтным районированием материков.
В настоящее время, когда наука уделяет огромное внимание теп¬
ловому и водному балансам, классификация Кеппена должна по¬
лучить новое признание и подтверждение, поскольку она основана
на ресурсах тепла и влаги.
В. П. Кепиен выделяет климатические пояса и И типов кли¬
матов.
Влажный тропический климат1 А. Средняя температура самого
холодного месяца не ниже 18° С. Годовая сумма осадков при лет¬
них дождях выше 2 (/+14) см, где t — средняя годовая темпера¬
тура в ° С, при зимних дождях выше 21.
1. Жаркий и влажный климат экваториальных лесов Af. Без
1 Большими буквами латинского алфавита (А, В, С, D, Е) обозначены
климатические пояса от экватора к полюсу, вторые буквы — первые буквы не¬
мецких слов: степь — 5, пустыня — W, тундра — Т, мороз — F, лето — s, зи¬
ма — w, влага —f.
194
сухого периода. В наименее дождливом месяце более 60 см
осадков.
2. Климат саванн Aw. С сухим периодом, в самый сухой ме¬
сяц менее 60 см осадков.
В. Сухие климаты. Средняя температура самого теплого месяца
выше 10° С. Годовая сумма осадков менее 2 (/+14) см.
3. Климат пустынь BW. Годовая сумма осадков не более
(/+14) см.
4. Климат степей BS. Годовая сумма осадков более (/+14) см.
Умеренно теплые и влажные климаты С. Средняя температура
самого холодного месяца ниже 18 и выше —3°С. Это значит,
что граница этого пояса со стороны экватора проходит по изотерме
18°, а со стороны полюсов —3°С самого холодного месяца. Годо¬
вая сумма осадков больше 2/ при зимнем максимуме дождей и
больше 2 (/+14) см при летнем максимуме.
5. Теплые климаты с сухим летом Cs (средиземноморские.—■
Л. Ш.).
6. Теплые климаты с сухой зимой Cw (китайский.— Л. Ш.).
7. Теплые с равномерным распределением осадков в году Cf
(западноевропейский.— Л. Ш.).
Умеренно холодный климат D. Температура самого теплого
месяца выше 10° С, а самого холодного ниже —3°С.
8. С сухой зимой Dw (восточносибирский, Л. Ш.).
9. Все месяцы достаточно увлажнены Df (восточноевропейский
и канадский.— JI, Ш.).
Снеговой климат Е. Температура самого теплого месяца ниже
10° С, т. е. по этой изотерме проходит граница с умеренным поясом.
10. Климат тундр ЕТ. Температура теплого месяца от 0° до
10° С.
11. Климат вечного мороза, или ледяной EF. Температура са¬
мого теплого месяца ниже 0° С.
Л. С. Берг (1925 и 1938) в основу своей классификации по¬
ложил принцип географической зональности. На низинах им выде¬
лены 12 зональных типов климатов: 1) вечного мороза, 2) тундры,
3) тайги, 4) лесов умеренного пояса, 5) муссонный умеренных
широт, 6) степей, 7) пустынь внетропических, 8) средиземномор¬
ский, 9) лесов субтропических, 10) пустынь тропических, 11) са¬
ванн и 12) тропических влажных лесов (экваториальных.— Л. Ш.).
В горах выделены климаты нагорий и плато, горных стран и
отдельных гор.
Генетическая классификация климатов Б. П. Алисова. Рассмот¬
ренные выше, а также многочисленные другие здесь не упомяну¬
тые классификации дают характеристику климатов. В работах
Кеппена они достигли вершины. За этой стадией развития климато¬
логии следует вторая, на которой выясняется происхождение кли¬
матов и объясняются их черты.
Основы генетического, или динамического, анализа климатов за¬
ложены А. И. Воейковым, дальнейшее развитие он получил в рабо¬
тах П. И. Броунова (1923) и-особенно в работах Б. П. Алисова.
13*
195
£ f u a> щ sc о S
лоч£5фи2<ик°о.ег
®<3'0«a.ce4!sS,e5<3Q
й„-а*%ёПцЫ
g3‘||>-o^ggo«l
£5.3§ = о>§“|2 1
£ 2 * $ t) 3 £ ^о
s:>>~ *r ^ sc ^ ~ оIT*
(-5зО«а ^ ^
E о « I \o о £ «•«
§з|«°^.1й«.2к‘гз
i?i sSessasgs
”i?g® I °&иёё2 5
St <U л 03 ^ H
* s^L* О S I О i,® x K<
«4gs§i*|Sgs|a
(О ^ СО и 5! ^ ffl ^ к. **• tj
"a gng,?
^S2g‘*g2*og Hffl
*5'*"22i*SS£*5&2
|pg&J?&k'uaSg
S о v S5 S
^ §oS Ss'« «3 к
« §-??si S5I*s"ss
о SI JSo .? ls§0
„ ='e|"85.s|§Re|g.
i«e?§*3 *si“2
« cssSas Ss-
я s S
О
С
p Ол; 3 ~
>o s о 5 5
S3e gEsSggx^g
l* О G H ,o л» ^ О ^ д
2 =I*§§2«2Sg=gl
ё S^E!§SxkSS7S«§
О вД^Х^гадсвЧй»!©*^
«NOs w-a
и о * ** М В О OCM ft(CQ
1 «Г Iя I ^
g I к се I— g^* к .«, • у 3 со <и
« ^S^Il^SSlSSKg
g a!S8***§3?8 Зевй
S Bsr°goS2 8‘sSSe
ft o<u2g-®o а ц a: <u <d
g ькло .*-*« 4e « s
yv о о к S u 5~ й
о <u a « <u tc » 0<ъ x cs 55
o' 0.5! HefacSfti?»
;”•! ?Ptl%t"-
H*
is
H
03
1
й
CD
00
d
sa
;»o«'»6«S
4j£2 ;nok 1 waSwS
3 о л . Д *? » * r
Л Я и I 33о;
3 S и 1 а? и Ч ' 3 S « 5^
л R 2 S s « ,
чйн .айк оЬ^ч
- £«8§й|8я§&5'§|
л S|?j»Sgg|&gSwfc
g«l&Ss°S &з
ta <v
»51 i 1
.Sa**
1 SosSSofS;: .*3 O
. sggBSSgBgrfag.
^ ЭSI I«£gwl?|S
5 я s^n s Й n «>s ^ a s
0 ® & ^ *5 л£з sb«
~ S - caJsrrefS < уй
й2-ос оцЗо.2
•3l“^§S§a:§§gg|
*®2чкIfe_K2S§”
iS°g.5'SS!a?gg.§’S2
§“lll>l^sug
5“<u »о I а н
§o2gggso£Sg§*
* £ 5 § sL E = £ 5*2
S , ,H ;51 о <U к • ► M ^ я
4 Й I I ОН&ЛО <b Д
1 1 с I Uubi;Hei>e;
'оя^ч22<аяЛ2а'и
В основу генетической классификации
климатов Б. П. Алисова положены
географические типы воздушных масс и
их циркуляция. Разделение Земли на
климатические пояса связано с условия¬
ми формирования (а не с описанием)
климатов, которые определяются цирку¬
ляцией воздушных масс.
В каждом полушарии выделяются че¬
тыре основных климатических пояса:
1) экваториального воздуха, 2) тропиче¬
ского воздуха, 3) воздуха умеренных ши¬
рот и 4) арктического (антарктического)
воздуха. В каждом поясе под влиянием
суши и моря формируются континенталь¬
ные и морские подтипы воздушных масс
и климатов.
Вся система Б. П. Алисова включает
следующие климаты (рис. 86).
Жаркие климаты. Экваториаль¬
ный климат жаркий и равномерно влаж¬
ный. Он свойствен внутренней ’Амазонии,
бассейну Конго (Заира) и побережью
Гвинейского залива, п-с?ву Малакка,
Зондским островам и о. Новая Гвинея.
К числу основных климатообразую¬
щих процессов относится радиационный
баланс (остаточное тепло). На материках
он колеблется от 2510 до 4190 МДж/м2
(60—100 ккал/см2) в год, на океанах —
от 4190 до 5010 МДж/м2 (100—
120 ккал/см) в год. Это .меньше,, чем в
тропических широтах. Почти отсутствуют
сезонные колебания солнечной радиации.
Гораздо больше, чем остаточная радиа¬
ция, воздух нагревает скрытая теплота
парообразования — до 4190—5850
МДж/м2 (100—140 ккал/см2) в год. Этот
источник тепла поддерживает равномер¬
ный ход температуры в течение года и
суток.
Циркуляция атмосферы в экватори¬
альном поясе состоит из двух звеньев:
конвергенции пассатов и восходящих то¬
ков (вертикальной конвекции).
Взаимодействие воздушных масс тро¬
пических и экваториальной зон опреде¬
ляет характер влагооборота: пар посту¬
пает с„двух огромных тропических зон
19?
и конденсируется в восходящих токах в сравнительно узкой при¬
экваториальной полосе. Естественно, что здесь выпадает большое,
в среднем около 2000 мм, количество осадков.
Равномерность экваториального климата определяется и мест¬
ными географическими условиями. Мощный растительный по¬
кров— экваториальные леса — поглощает и расходует на испа¬
рение дневную радиацию, уменьшая полуденную жару. Мощная
транспирация влаги деревьями и теплота фазового перехода пара
в воду поддерживают в воздухе равномерное тепло днем и ночью.
Влагу приносят не только пассаты, но и испарение с огромной,
наибольшей на земном шаре растительной массы гилей (табл. 34).
Влажность в Сингапуре от 81 до 85%, годовая сумма осад¬
ков 2414 мм.
Таблица 34
Годовой ход температуры и осадков в Сингапуре
Элементы климата
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
Температура, °С. . . .
Осадки
25,5
246
25,8
181
26,3
185
26,6
197
27,0
166
26,6
177
26,8
169
26,5
198
26,4
175
26,5
201
26,1
256
26,7
263
Тропический климат. Типичный тропический климат жаркий и
сухой, пустынный. Вариации взаимодействия системы океан —
атмосфера — материк обусловливают резко выраженную западно¬
восточную диссимметрию тропической природы зоны (рис. 87):
1) типичные пустынные клима-
[2]/ Ш*
о о о О v, ф I \ fV/ ф If
Рис. 87. Западно-восточная климатиче¬
ская дисимметрия тропического пояса:
1 — пассаты, 2 — теплые течения, 3 — холод¬
ные течения, 4 — климат гаруа, 5 — внутри-
материковых пустынь, 6 — влажных тропиче¬
ских лесов
ты свойственны центральным
материковым регионам; 2) мор¬
ская разновидность пустынно¬
го климата свойственна запад¬
ным берегам материков;
3) влажные тропические лес¬
ные и саванновые климаты
свойственны восточным побе¬
режьям.
Солнечная радиация зна¬
чительна: на материках 7530—
8380 МДж/м2 (180—200
ккал/см2) в год, на океанах — 6800 МДж/м2 (160 ккал/см2) в год.
Радиационный баланс на суше ниже, чем на океанах,— до
2510 МДж/м2 (60 ккал/см2) в год. Это объясняется тем, что 70%
и более радиационного тепла расходуется на нагревание песков
пустынь и затем из-за высокого альбедо песков и безоблачного
неба непроизводительно излучается за пределы Земли. Основной
аккумулятор тепловой энергии — вода — здесь отсутствует. Пусты¬
ни, как уже говорилось выше,— это области охлаждения атмосфе¬
ры и географической оболочки.
198
Характерна антициклональная атмосферная циркуляция. Опус¬
кающиеся воздушные массы адиабатически нагреваются и иссу¬
шаются. Высокое атмосферное давление и радиальное растекание
воздуха препятствуют проникновению воздушных масс с океана
в западный и центральный секторы. Система океан — атмосфера —
материк работает не на пользу этих секторов материка.
Типичные черты климата — жара, большая амплитуда темпе¬
ратуры и сухость.
Большие области оконтурены изотермой июля 30° С, иногда
средняя июльская поднимается до 36,3° (Барбара) и даже 39° С
(в Долине Смерти). Такая жара, кроме солнечной радиации и от¬
сутствия затраты тепла на испарение, объясняется еще нагрева¬
нием опускающегося воздуха.
Зимой температура значительно ниже, между 10 и 20° С. Сред¬
няя годовая амплитуда около 20°. Гораздо больше суточная, она
может достигать 40° в воздухе и 80° С на поверхности песка.
На равнинах температура иногда падает до —5° С, а в горах Ти-
бести до —18° С.
Осадков не только мало, но и выпадают они далеко не каждый
год, часто их не бывает по нескольку (до 14) лет подряд.
Климат западных окраин материков (морская разновидность
пустынного климата) обусловлен холодными течениями, обратной
стратификацией воздуха и пассатной циркуляцией, уносящей во¬
дяной пар от материка в океан.
Для этого климата характерны прибрежные туманы гаруа.
Они пропитывают почву влагой и обеспечивают возможность про¬
израстания пустынных растений. Температура воздуха низка для
этих широт (снижается холодными течениями в океане и тумана¬
ми на суше). В Антофагасте в Атакаме под тропиком темпера¬
тура года 17,2°, января 20,9, июля 14,0° С.
В восточных регионах материков тропических поясов — на бе¬
регах Карибского моря, в восточном Индостане, в районе
Рио-де-Жанейро, в Юго-Восточной Африке и Восточной Австра¬
лии — климат влажный тропический. Сюда поступают морские
воздушные массы пассатов, и осадков выпадает значительное ко¬
личество. В Рио-де-Жанейро, лежащем, как и Антофагаста, под
тропиком, годовая сумма осадков составляет 1099 мм, и дожди
идут в каждом месяце.
Температура воздуха выше, чем на западных берегах: в Рио-де-
Жанейро' в январе 25,8°, в июле 20,4° С.
Таблица 35
Годовой ход температуры и осадков в Бомбее
Элементы климата
I
II
ill
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
Температура, °С. . . .
Осадки, мм .......
23,6
3
23,8
1
25,6
0
27,8
1
29,2
14
28,0
522
26,4
624
26,3
379
26,3
278
27,1
45
26,3
12
24,7
2
199
Летне*
солнце-
1 стояние
ЮТ-
Л РаВно-
денстбие
Субэкваториальный (субэкваториальных муссонов, или саванно-
вый) климат. Он как бы составлен из двух самостоятельных кли¬
матических режимов: экваториального в июльскую часть года в
северном полушарии и тропического в
противоположных сезонах. Поэтому са¬
мая характерная его черта — резкое раз¬
деление на два сезона: дождей и сухой. *
Субэкваториальные климаты занима¬
ют на материках огромную площадь —
16 млн. км2, 13% площади всей Земли.
Районы с этим климатом располагаются
между районами с экваториальными и
тропическими климатами: Гвианское и
Бразильское нагорья и устье Амазонки,
Центральная Африка к северу, востоку
и югу от бассейна Конго (Заира), Индо¬
стан, Индокитай и Северная Австралия
(табл. 35).
Влажность 70 и 87%, годовая сумма
осадков 1880 мм.
Самое жаркое время, как видно из
данных таблицы, весна, когда еще в су¬
хом воздухе солнечное тепло не расходу¬
ется на испарение.
Сезон дождей приходится на лето
каждого полушария. Эти дожди, как и на
экваторе, вызываются восходящими тока¬
ми экваториального воздуха (рис. 88).
Зимой каждого полушария над субэква¬
ториальными широтами господствует тро¬
пический воздух с нисходящими токами,
дающий сухой зимний муссон.
Продолжительность сухого периода от
одного месяца на границе с экваториаль¬
ным климатом до 11 месяцев на границе
с тропическими пустынями (см. рис. 83).
Субтропические климаты
(рис. 89). Они находятся между 25 и 40°
с. ш. и ю. ш. в поясе субтропической пере¬
менной циркуляции. Для них характерна
смена климатического режима по сезо¬
нам: летом господствует тропический воз¬
дух с высоким атмосферным давлением и
стоит сухая погода, зимой в эти широты
распространяется умеренный воздух с
низким давлением и среднеевропейской
погодой.
Южная (в северном полушарии) граница субтропических ши¬
рот обозначается южным пределом зимнего распространения уме-
ЮТ-
Зимнее
солнце¬
стояние
\3и
\со;
ч?
Рис. 88. Перемещение
экваториального ми¬
нимума и области зе-
нитальных дождей
в течение года
200
ренного воздуха УВ или январским положением Умеренного фрон¬
та. Северная граница субтропиков проходит по северному пределу
июльского положения тропического воздуха ТВ, или Тропического
барического максимума, или, наконец, по июльскому положению
Умеренного фронта. Субтропики, таким образом, нельзя считать
полосой постепенного перехода от умеренных климатов к тропиче¬
ским. Это — широты с характерной для них сезонной сменой уме¬
ренного и тропического воздуха.
Рис. 89. Субтропические климаты:
1 — средиземноморский, 2 — влажный, 3 — сухой внутриматериковый
Суммарная солнечная радиация в субтропиках составляет
7510—5850 МДж/м2 (180—140 ккал/см2) в год, т. е. близка к сред¬
ней для всей Земли. Здесь нет избытка тепла, как в жарком поясе,
но нет и отрицательного зимнего баланса, как в умеренном. Факти¬
ческие температуры соответствуют солярным.
Циркуляция атмосферы зимой преимущественно циклониче¬
ская, часто проникают относительно холодные воздушные массы
из умеренных широт. Случаются похолодания и снегопады. Летом,
когда ^меренный фронт смещается почти до 40°, в субтропиках
господствуют антициклоны — отроги тропических максимумов;
устанавливается теплая и сухая погода.
Влагооборот характеризуется резко выраженной сезонностью:
осадки выпадают зимой, лето сухое (кроме муссонных областей).
В субтропическом поясе северного полушария начинается наи¬
большее долготное простирание материков; оно вызывает долгот¬
ную дифференциацию климатического пояса. Формируются три
региона: западный, центральный и восточный (табл. 36). Режим
тепла, циркуляции воздуха и влагооборот в них уже описаны.
201
Таблица 36
Месячные температуры и осадки в субтропических климатах
Климаты
Пункты
Температура, °С
Осадки, мм
самого теплого
месяца
самого холод¬
ного месяца
макси¬
мальные
мини¬
мальные
за год
Средиземный Рим
26,4
6,6
140
20
920
Сухой
Багдад
33,4
9,3
40
0
227
Влажный
Ханькоу
29,7
4,5
240
30
1200
Западным регионам субтропической зоны свойствен средизем¬
ный климат — Атлас, Южная Европа, Передняя Азия, районы
Сан-Франциско, Сант-Яго, Кейптауна и Юго-Западной Австралии,
Южный берег Крыма. Близок к средиземноморскому климат Чер¬
номорского побережья севернее Туапсе.
Для внутриматериковых областей — восточная Турция, Иран,
юг Средней Азии, Гоби, юг среднего Запада США и степи Арген¬
тины— характерен климат сухих субтропиков. От средиземномор¬
ского он отличается нарастанием аридности и континентальности.
Из-з.а пересеченности рельефа общая картина климата весьма
пестрая: в горах увеличивается сумма осадков и падает темпера¬
тура, каждая долина и горный массив характеризуются своим
местным климатом.
На восточных окраинах материков — в среднем Китае и на
Юго-Востоке США — субтропики влажные. Близок к ним климат
Ла-Платы. Во все месяцы выпадают дожди: зимой за счет цикло¬
нической циркуляции воздуха на Умеренном фронте (в условиях
муссона с суши), летом из воздуха морского муссона.
В СССР влажные субтропики приурочены к Западному Закав¬
казью. Своеобразное сочетание суши и моря и специфического
рельефа определяет их разнооб¬
разие. В южном полушарии суб¬
тропические климаты занимают
небольшую площадь, поскольку
около 35° ю. ш. материки заканчи¬
ваются.
Умеренные климаты
(рис. 90). Метеорологическая
южная граница умеренного кли¬
матического пояса проходит по
летнему пределу тропического
барометрического максимума,
приблизительно около 40° с. ш. и
ю. ш. Северная граница совпадает
с зимним положением Арктиче-
Рис. 90. Принципиальная схема раз- ского фронта, Примерно С ЮЖНОЙ
мещения климатов на материках се- Границей тундры, ОКОЛО ПОЛЯрНЫХ
верного полушария кругов.
Вечного мороза
Хал о д н
ы и.
1
Мор- I
i р&-
Континенталь-*
ный лесной
i
1
{ Муст-
У1 м
ской | X0^Z
j нын
1 - -1
е р е к н
/пустынныСс^
\ы и
I ный
I
ч f
С У (f m/p О'П и чес
Средизем- / Сухих
ный сцбтропикоб
\к и. й
I Влаж-
/ ный .
Т \р о п и ч е с /к и Л
Гаоиа ' №т‘1пп,Тп'"ш /Вмажныи—
С цб экваториальный
'Зкдаториальный
202
В умеренный пояс входят, следовательно, Европа, кроме среди¬
земноморских полуостровов, Азия к северу от линии Кара-Богаз-
Гол— середина о. Хонсю и до тундровой зоны, Северная Америка
от параллели устья Миссури до широты середины Гудзонова за¬
лива. В южном полушарии в умеренном климате находятся только
юг Южной Америки и Южный остров Новой Зеландии; здесь в
этом поясе безраздельно господствует океан.
Диосимметрия климатической зональности относительно эква¬
тора очевидна. Материковая площадь, занятая этими климатами,
большая, около 34 млн. км2, что соответствует наибольшему про¬
тяжению суши в средних широтах северного полушария. Поэтому
мы ограничимся характеристикой одного северного умеренного
пояса.
Радиационный баланс в умеренном поясе снижается до 1257 и
837 МДж/м2 (30 и 20 ккал/см2) в год. Очень существенна сезон¬
ная разница радиационного режима: летом баланс около
251 МДж/м2 (6 ккал/см2) в месяц, немногим меньше тропиче¬
ского, а зимой он отрицательный, около 41,9 МДж/м2 (1 ккал/см2)
в месяц. Зимой умеренный пояс не обходится своим радиацион¬
ным теплом; большую роль играет адвекция тепла из тропических
широт. Тепло переносится атмо- и гидросферой. Основная масса
его поступает на океан и периферийные территории, центральные
области выхолаживаются.
В циркуляции атмосферы главное — западный перенос воздуш¬
ных масс, циклоническая и антициклоническая деятельность и
вторжение в средние широты как арктического, так и тропического
воздуха. Все три воздушные массы — умеренные, арктические и
тропические — бывают и континентальными и морскими.
С падением радиационного тепла в умеренном поясе умень¬
шаются испарение и общий объем влагооборота. На большей пло¬
щади умеренного пояса выпадает 500—400 мм осадков, террито¬
риальное их распределение характеризуется последовательным
уменьшением в глубь суши. Во внутренних районах, составляющих
большую часть пояса, выпадает снег и образуется устойчивый,
сохраняющийся до полугода снежный покров.
Соотношение тепла и влаги таково, что атмосферное увлажне¬
ние изменяется и по зонам—с севера на юг, и по регионам — от
окёана к центру материков. Выделяются зоны и регионы избыточ¬
ного увлажнения и ярко выраженные аридные и пустынные об¬
ласти.
В северном умеренном поясе выделяются следующие климаты
(табл. 37).
1. Морской, или западноевропейский, или широколиственных
лесов, или, наконец, климат дуба. Он характерен для Западной
Европы, прибрежной полосы Северо-Западной Америки от Аляс¬
ки до Сан-Франциско и для юга Чили. Наиболее существенная
черта морского климата — постоянная и мощная адвекция тепла
и влаги, переносимых атмо- и гидросферой; она особенно сказы¬
вается зимой, когда радиационный баланс отрицательный. Тепло,
203
Таблица 37
Температура и осадки в климатических провинциях умеренного пояса
Температура, °С
Осадки, мм ■
Метеостанции
|
январь
июль
минимум
максиму^ j год
Морской, или широколиственных лесов
!
I
Оксфорд
| 3,7 | 16,3 | 41, III
1 62, ХЦ |
631
Континентальный, или хвойных лесов
i
Тобольск
| —19,3 | 17,8 | 20, IV
| 80, VII |
440
Резко континентальный, или восточносибирских хвойных лесов
Олек минск
| —35,4 | 18,9 | 10, III
| 50, VIII |
270
Континентальный степной
Камышин
| —10,8 | 24,0 | 40, XI
| 20, III |
340
Континентальный пустынный
Нукус
| —6,3 | 26,0 | 0, VII
| 20, III |
80
Муссонный или дальневосточных смешанных лесов
Владивосток
| —13,7 | 20,6 | 10, I
| 120, VIII |
540
приносимое из низких широт, делает зиму в странах с морским
климатом не по широте теплой (см. карту изаномал).
2. Материковый, или климат тайги. Формируется на континен¬
тах вдали от океана: в Евразии от Швеции до Енисея и от тундры
до степей, в Америке — в лесных континентальных штатах Канады
и США. Эта климатическая провинция характеризуется постепен¬
ным затуханием тех климатообразующих процессов, которые свя¬
заны с океаном, и возрастанием роли процессов, генетически свя¬
занных с сушей.
Радиационный баланс летом немногим меньше, чем в тропи¬
ках,— 251 МДж/м2 (6 ккал/см2) в месяц, зимой отрицательный.
Соответственно этому лето жаркое, зима морозная. Ослабевает
западный перенос, уменьшается, а затем прекращается адвекция
тепла зимой, которая становится продолжительнее и морознее.
Образуется снежный покров, который на севере пояса лежит
полгода. На лето приходится максимум осадков (по дожде¬
меру), при высоких температурах большое испарение, и летние
месяцы сухие; наиболее пасмурно, облачно и сыро осенью. Атмо¬
сферное увлажнение в целом в году во всей зоне избыточное, и
только летом в южных районах недостаточное и случаются засухи.
За Енисеем, в Восточной Сибири образуется единственная на
Земле провинция резко континентального умеренного климата.
Адвекция тепла и влаги с океана здесь наименьшая в силу огром¬
ных размеров Евразии. Материк зимой выхолаживается, образует¬
ся отрицательная температурная аномалия до —22° С. Создается
мощный термический антициклон. Стоит безоблачная ясная мало¬
снежная зима с морозами до —64° С. Огромная область оконтуре¬
на изотермами января в —30, —36 и даже —40° С.
204
Осадков меньше 200 мм; снежный покров тонкий, грунт про¬
мерзает, вечная мерзлота мощностью от 70 м в Забайкалье до
800 м ria Алдане.
3. Аридный степной и пустынный умеренный климат. Внутри
северньщ материков в Евразии к югу, а в Америке к западу от
лесной фны климат меняется в сторону засушливости, леса сме¬
няются степями, полупустынями и пустынями.
Летом температура зонально падает с севера на юг, а количе¬
ство осадков с запада на восток. Их соотношение, выраженное
атмосферным увлажнением, уменьшается «по равнодействующей»
с северо-запада на юго-восток, от Кольского полуострова к Кара¬
кумам, от избыточного до ничтожного.
Кроме ;того, континентальная ось высокого атмосферного дав¬
ления, проходящая по лесостепью, выступает как важный климато¬
раздел: к северу от нее циклоны проходят во все сезоны, а к югу
только зимой; летом же, особенно в годы активного Солнца, на
ней усиливаются антициклоны, дающие суховеи и засухи. Годовое
количество осадков 400—300 мм (в Херсоне 380, в Семипалатин¬
ске 280 мм).
В зоне пустынь осадков меньше—100 мм (Нукус 80 мм), а
испаряемость около 2000 мм. Однако ранней весной, в феврале —
марте, идут дожди, они делают возможным произрастание рас¬
тений.
Температурный режим аридных климатов такой же, как и во
всем умеренном поясе. Лето жаркое, 22, 24 и 26°С (Нукус); зим¬
ние холода усиливаются с запада на восток: температура января
в Николаеве —4°, в Целинограде —17° С.
4. Муссонный климат умеренных широт, или дальневосточных
смешанных лесов, типично выражен на восточной периферии Азии,
от Парапольского дола до Северной Кореи и о. Хоккайдо и не
столь ярко на Лабрадоре.
Летом морской воздух с муссоном проникает на материк до
Забайкалья. Интенсивна циклоническая деятельность. За теплую
часть года, с марта по октябрь, во Владивостоке выпадает 92 %'
годовой суммы осадков. Воздух с моря летом снижает температу¬
ру. Во Владивостоке в июле 20,6°, а на той же широте во Флорен¬
ции 24,6° С. В этом же направлении действуют холодные течения —
Камчатское и Лабрадорское. В Петропавловске-Камчатском, ле¬
жащем на 52° с. ш., температура июля 11,9°, января —11,2°, а на
той же широте в Оксфорде соответственно 16,3 и 3,7°.
Зимой преобладает антициклональная циркуляция. Сухой хо¬
лодный воздух поступает с материка. Осадков на холодные месяцы
(с ноября по март) приходится всего 8—10%. Весной и в начале
лета много туманов; осень сухая и теплая.
Холодные климаты. Холодным, или субарктическим (суб¬
антарктическим), или тундровым, называется климат переменной
циркуляции, при которой летом господствует умеренный воздух УВ,
а зимой арктический АВ.
В связи с материковым или островным характером суши
205
холодный климат распадается на две разновидности: матерйковый
и морской.
Субарктический материковый тундровый климат свойствен
большим площадям полярных окраин Евразии и Северной! Амери¬
ки. Южная граница этого пояса на западе материков, на/Сканди¬
навском полуострове и на Аляске проходит по 68° с. ш., а на вос¬
токе, у Гудзонова залива и Охотского моря, спускается до
60° с. ш.; величина диссимметрии более 800 км.
Климатические границы субарктического пояса проходят с
умеренными климатами по изотерме 10° С, а с климатом ледовой
зоны — по изотерме 0° самого теплого месяца. /
Ландшафтные границы субарктического пояса совпадают с
пределами тундровой зоны.
Остаточная солнечная радиация в тундровой зоне в годовом
выводе положительная, от 209 до 419 МДж/м2 (от 5 до
10 ккал/см2) в год. Это только за счет двух-трех летних месяцев;
большую часть года баланс отрицательный. |
Циркуляция атмосферы кроме уже известных перемещений АВ
и УВ заключается еще в муссонной тенденции: зимой господству¬
ют ветры с суши, летом преобладают ветры северных направле¬
ний. Это снижает температуру. Тепловой режим поддерживается
адвекцией тепла атмо- и гидросферой, особенно в западных рай¬
онах.
Лето короткое и прохладное, безморозный период меньше
90 дней, зима продолжительная и холодная: температура января
от —6° на Мурманском берегу до —40° С в устье Лены.
Осадков немного: от 300 мм на западе до 100 мм в Восточной
Сибири. Но испарение еще меньше. Атмосферное увлажнение из¬
быточное, до 150%. Грунт схвачен вечной мерзлотой.
Океанический тундровый климат присущ островам: Командор¬
ским и Алеутским в северном полушарии, Кергелену, Южным Орк¬
нейским, Южной Георгии и Фальклендским в южном. Как видно,
океанический тундровый климат на островах распространяется до
50° с. ш. и ю. ш. Это обусловлено холодными течениями. Климат
ровный: зима теплая, около —3, —4° С, лето прохладное, ниже 10°.
Осадков много, 400 мм; большая, до 80—90%, облачность во все
месяцы; часты туманы, воздух сырой, много дней с дождем, почти
всегда ветрено.
Климаты вечного мороза. Выделяются Арктический и
Антарктический климаты. Основные климатические процессы в
ледовых зонах существенно иные, чем в умеренных. Зимой сол¬
нечного освещения вообще нет, а* летом оно круглосуточно. Снеж¬
ная поверхность имеет высокое альбедо и действует на тропосферу
охлаждающе.
Наблюдения последних лет показали, что полярная атмосфера
теряет излучением более 4190 МДж/м2 (100 ккал/см2) в год, а
получает солнечного тепла, только от 2080 до 1040 МДж/м2
(50—25 ккал/см2) в год (в зависимости от широты). Таким обра¬
зом, Земля в ледовых зонах из года в год теряет тепло в мировое
206
пространство, и эти зоны выступают как планетарные холодиль¬
ники. \
Летом, в течение 1—2 месяцев, при незаходящем Солнце ба¬
ланс положителен, 20,9—41,9 МДж/м2 (0—1,0 ккал/см2) в месяц.
Остальные 10—11 месяцев земля только излучает. Дефицит сол¬
нечного тепла до 3350 МДж/м2 (80 ккал/см2) в год. При таком
радиационном балансе основным источником атмосферного тепла
служит циркуляция атмо- и гидросферы. Она доставляет 3350—
4190 МДжм2 (80—100 ккал/см2) в год. Воздух в климатах вечного
мороза обычно, за исключением короткого лета, теплее, чем под¬
стилающая снежная поверхность. В Антарктиде, например, темпе¬
ратура воздуха близ снега падает до —90° С.
Условия адвекции тепла в Арктике и Антарктике различны.
В Арктике тропосфера получает от воды непосредственно и
через морской лед около 167 МДм/м2 (4 ккал/см2) в год. Антарк¬
тида лишена этого тепла.
Летом средняя температура воздуха в Арктике около 0°, а на
побережьях' достигает 5°, в Антарктиде — около —30°, —35° С.
В январе в: центральной Арктике —40, на побережье материка
—30° С, а на приатлантических островах поднимается до —16° С
(Шпицберген). И только над Гренландией устойчивый антициклон
снижает температуру июля до —14°, а января до —49° С.
Климат Антарктиды — самый холодный на всей Земле. В Вос¬
точной Антарктиде, на станции Восток температура января
(лето) —32°, августа (зима) —71° С. На побережье несколько
мягче: в Мирном в январе —2°, в августе —18° С.
Описанные зональные климаты свойственны низменностям,
возвышенностям и невысоким плато. В горах климатические усло¬
вия изменяются с высотой, образуя вертикальную поясность.
Изменение и развитие климата. Климат — свойство тропосфе¬
ры, которая входит в географическую оболочку. Естественно по¬
этому, что климат изменяется вместе со всей природой поверхно¬
сти Земли. Как одна из сторон природного комплекса он зависит
от всех остальных компонентов географической оболочки. В то же
время климатические свойства атмосферы теснейшим образом
связаны с деятельностью Солнца.
Зависимость климата с одной стороны от Солнца, а с другой
от географических факторов обусловливает две причины его из¬
менений: космическую и теллурическую.
Показателями изменений климата являются только тепло и
осадки; остальные метеоэлементы — давление, облачность, ветры
и другие — «поглощаются» первыми.
Известно, что по характеру погоды сезонов «год на год не при¬
ходится»: одни зимы морозные и малоснежные, другие теплые и
с обильными снегопадами; жаркие и сухие лета сменяются про¬
хладными и сырыми. Такое засушливое лето, какое было в 1972 г.,
ни разу не наблюдалось за все время существования метеослужбы.
Несовпадение погоды сезонов .из года в год не означает изме¬
нения климата. Это его обычное свойство, которое и заставляет
207.
прибегать к многолетним средним показателям метеоэл/менто/
Понятно, что причины ежегодных вариаций погоды крокжся не в
изменении географических условий — они так быстро преобразо¬
вываться не могут, а, вероятно, в солнечной деятельности, хотя
связь эта еще недостаточно изучена.
Изменение климата — многолетняя или многовековая направ¬
ленная смена одного метеорологического комплекса /другим в
сторону постепенного похолодания или потепления, иссушения или
увлажнения.
Инструментальные измерения температуры воздуха наблюде¬
ния за ледниками и морскими льдами, за растительностью и за¬
болачиванием неопровержимо показали, что с 70-х годов XIX сто¬
летия до середины XX столетия происходило потепление климата
Арктики и Севера. Температура на Шпицбергене повысилась на
2—3°С, в Арктике сократились ледники, уменьшилась ледовость
морей. Затем потепление как будто приостановилось.
От изменений климата надо отличать его колебания, суть ко¬
торых заключается в том, что в рамках в общем однрго климата
на небольших отрезках времени потепление сменяется похолода¬
нием, совокупность влажных лет сухими и наоборот.,'
Новейшие геологические напластования, болотные отложения,
годичные кольца деревьев, данные археологии и летописей свиде¬
тельствуют о значительных изменениях климата за историческую
эпоху. В начале нашей эры климат был близок к современному*
С IV в. началось потепление, продолжавшееся до XIII в. Это —
климатический оптимум исторического времени. С XIII в. климат
стал ухудшаться; о величине похолодания можно судить по тако¬
му факту: Черное море не раз замерзало, и из Крыма в Турцию
устанавливался санный путь. В XVII в. произошло потепление, об¬
легчившее деятельность землепроходцев в Арктике. Однако вплоть
до середины XIX в. температуры оставались низкими. У Пушкина
описан «бег санок по Неве широкой», что невозможно при ледо¬
вом покрове теперешних зим. С середины XIX в. началось по¬
тепление. В Ленинграде средняя годовая температура повысилась
с 3,5° в первой половине XIX в. до 4,6° С в настоящее время.
Сопоставление только что приведенных примеров показывает,
что разница между колебаниями и изменениями климата за исто¬
рическое время условная: периоды потепления или похолодания —
только отрезки колебаний за более длительное время, отнесенное
к этому же пространству. Это первый аспект изменений, времен¬
ной разрез палеоклиматологии.
Второй аспект — пространственный. Может быть: I) потепле¬
ние или иссушение (и наоборот) климата всей планеты, 2) то же
отдельной, пусть значительной акватории и территории, 3) пере¬
мещение климатических зон Земли, что для каждого пространства
воспринимается как изменение его климата, и 4) перемещение
материка из одного климатического пояса в другой, которое исто¬
рическая геология тоже оценивает как изменение климата.
Данные исторической геологии свидетельствуют о том, что
208
климат \ многих территорий был существенно ииым, чем теперь.
В кембрии и силуре на севере нынешней Сибири было тепло, и в
морях жили коралловые полипы. В карбоне и перми на материке
Гондвана было оледенение, о чем говорят ископаемые морены
Индии, Африки, Южной Америки, Австралии. В это же время в
других районах Земли росли мощные древовидные папоротники —
свидетели теплого и влажного климата без резко выраженных
сезонов. В перми на территории нынешней Восточной Европы
было сухС) и отлагались соли, а в Казахстане влажно и тепло.
На Шпицбергене залегает каменный уголь, найден он в Антарк¬
тиде. Следовательно, и в ледовых зонах был теплый и влажный
климат без зимы.
В палеогене и неогене, довольно хорошо изученных, в Грен¬
ландии роали секвой, лавры, магнолии. В Северной Европе широ¬
ко были распространены лиственные леса. В аридных в настоя¬
щее время • районах Юго-Востока СССР господствовал влажный
тропический климат.
В конце, неогена и в антропогене теплый климат сменился хо¬
лодным, началось оледенение. Оно охватило север Евразии и Се¬
верной Америки. В горах Средней Европы и Средней Азии ледни¬
ки опускались ниже современных. Однако жаркого пояса похо¬
лодание не коснулось.
Для объяснения палеоклиматических изменений предложено
несколько гипотез (дальше гипотетических рассуждений наука, к
сожалению, пока еще не пошла, и причина этого заключается в
том, что до сих пор не прочитана главная летопись климата — от-,
ложения океанского дна).
Интенсивность солнечной радиации в настоящее время равна
1,352 кВт/м2-мин. Одни исследователи считают, что за геологиче¬
ское время, за 3—3,5 млрд. лет, солнечная постоянная существен¬
но не изменялась. Однако ее колебания были, как они происхо¬
дят и теперь. Следовательно, общеземной климат в принципе ос¬
тавался всегда сравнительно постоянным, хотя колебания его не¬
прерывно происходили, но в общем в одних и тех же рамках.
Сторонники космических гипотез предполагают, что Солнце —
переменная звезда, и интенсивность ее радиации колеблется в
широком диапазоне—±20%. Если допустить, что правы вторые,
все равно проблема не будет решена. Для того чтобы объяснить
произрастание тропических лесов в Антарктиде, на Шпицбергене
и в Гренландии, надо признать такое увеличение радиации, при
котором погибла бы растительность жаркого пояса. Кроме того,
если Антарктида и Шпицберген были в этих же широтах, то и при
теплом климате полярная ночь исключала бы возможность раз¬
вития лесов.
Следовательно, об изменении солнечной радиации в прошлом
что-нибудь определенное сказать пока нельзя. Лучше исходить из
ее относительного постоянства. Колебания солнечной постоянной
в известных пределах были, и они непременно проявлялись в гео¬
графической оболочке. "
14 Заказ 371
209
/
Теллурические или земные гипотезы причину изменении клима¬
та находят в природе самой земной поверхности. 7
Наиболее убедительна из них теория мобилизма и дрейфа ма¬
териков. Вздутие центра Гондваны, предшествовавшее ее раско¬
лу, подняло территорию в хионосферу и вызвало оледенение.
Леса, давшие каменные угли Антарктиды, росли тогда, когда этот
материк был еще около Африки.
Перемещение блоков земной коры по поверхности геоида не
могло не вызвать смещения его массы относительно оси враще¬
ния. Это утверждает теллурическая гипотеза миграции полюсов
(см. рис. 35). Следовательно, тропические леса Шпицбергена и
магнолии Гренландии росли в других широтах — северный полюс
в то время был в другом месте.
Не трудно видеть, что и дрейф материков, и миграция полюса
объясняют не. изменение климата планеты, а толькр перемену
места отдельных территорий (дрейф) или всёй Земли *в сущности
в тех же климатических поясах.
Перемещение материков, изменение очертаний океанов, их
глубин и береговой линии неизбежно сопровождается существен¬
ными изменениями циркуляции атмо- и гидросферы.
Плейстоценовое оледенение многие исследователи объясняют
ослаблением переноса тепла в Арктику, вызванным, вероятно,
земными факторами, ухудшившими циркуляцию воды и воздуха
в Северной Атлантике.
Теллурической причиной изменений климата является и уве¬
личение содержания в воздухе СОг, который, как известно, созда¬
ет «оранжерейный эффект». Увеличение количества СО2 связыва¬
ют с периодами горообразования, в которые вулканическая дея¬
тельность становится особенно интенсивной. Допускается, что
климат карбона был теплым по этой причине.
При оценке колебаний климата и их проявления в ландшаф¬
тах полезно иметь в виду следующее:
1. В жарком поясе, где тепло и влага в избытке, даже значи¬
тельные их изменения не отражаются на растительности. Это зона
консервативной природы. В других зонах, где тепло (умеренные
и. полярные зоны) или влага (пустыни) находится на пределе по¬
требности растений, даже ничтожные уменьшения или увеличения
их проявляются как заметные изменения климата. По этой при¬
чине к выводам об изменении планетарного климата, сделанным
на основании наблюдений в умеренных широтах (например, за
оледенением), надо отйоситься осторожно.
2. Атмосферные процессы дают импульс изменению ландшаф¬
та. Далее происходит его саморазвитие (см. саморазвитие ледни¬
ков).
Современная наука довольно обоснованно доказывает развитие
климата. Как и всякое развитие, оно идет от простого к слож¬
ному.
В ранние геологические этапы, в архее, когда только что на¬
чали формироваться платформы материков и на Земле господст-
210
вовал неглубокий океан, климат был жарким и влажным, «пар¬
никовым^. Интенсивная вулканическая деятельность доставляла
в воздух \много СО2. Углекислый газ и обильный водяной пар
выравнивали климат.
С увеличением площади суши появляются первые «материко¬
вые» климаты. Бурное горообразование создает условия для оле¬
денения. I связи с дифференциацией земной поверхности возни¬
кают барические области и появляются фронты.
Существеннейшее значение для развития атмосферы и клима¬
тов (а также гидросферы) имело появление растений, а с ними
и фотосинтеза. Атмосфера становится кислородной, изымается
часть воды,\ значительно уменьшается количество СО2.
В кембрии зарождается зональность климата. Этому способст¬
вовали неоднократные поднятия и опускания участков земной
коры, перемещение полюсов. В ордовике на некоторых территори¬
ях проявляется черты аридности, в девоне они усиливаются.
В карбоне климат был теплым и влажным, благоприятным
для произрастания хвощевых и плауновых. Этому способствовало,
вероятно, положение полюсов, богатство атмосферы С02 и водя¬
ным паром.
В перми значительно усиливается континентальность и раз¬
вивается циркуляция, принципиально сходная с современной.
В это же время постепенно усиливается сезонность. Границы
климатических поясов и регионов становятся четкими.
В мезозое происходили расколы и дрейф огромных блоков
земной коры и дальнейшая дифференциация климатов.
Кайнозойская эра ознаменовалась тектоническими движения¬
ми альпийской складчатости. Они не только подняли горные стра¬
ны, но вызвали перераспределение суши и моря. Климат Евра¬
зии и Северной Америки от теплого в палеогене изменился до
ледникового в плейстоцене.
Климатический пессимум плейстоцена 16—10 тыс. лет тому
назад сменился современным климатом.
Тепло и влага атмосферы — важнейшие и постоянно действу¬
ющие природные ресурсы. Им обязано плодородие почвы и воз¬
можность воспроизведения и накопления биомассы. Используя
их, человечество обеспечивает себя продуктами питания. Клима¬
тические природные ресурсы не могут быть ничем заменены.
Общественное производство людей неизбежно влияет на кли¬
мат. Уже древние земледельцы, сводя лес и распахивая землю,
изменяли температуру и влажность воздуха и влагосодержание
грунта, а следовательно, испарение. Современное полезащитное
лесоразведение уменьшает ветры и нисходящие движения воз¬
духа, сокращает непроизводительное испарение, задерживает
снег и этим повышает влажность нижних слоев атмосферы и
почво-грунтов. При осушении болот уменьшается влажность, по¬
вышается температура. Водохранилища, наоборот, увеличивают
количество воды в грунте и пара в тропосфере. Они аккумули¬
руют тепло, уменьшают годовую и суточную амплитуду темпер а-
14*
211
туры. В этом же направлении действует искусственное ороше¬
ние. Конечно, эти мероприятия не вносят существенных измене¬
ний в планетарные процессы тропосферы, они влияют на местный
климат и микроклимат. /
И все-таки климат густо населенных территорий за историче¬
ское время изменился. В частности, изменился речной сток.
В результате сжигания угля и нефти на 10—15% повысилось
содержание в воздухе углекислого газа и продолжает/увеличи¬
ваться примерно на 0,2% в год1. /
Это повышает температуру воздуха. К концу века Она может
увеличиться в средних и высоких широтах на 1°С и больше.
Введение в географическую оболочку новых для нее видов
энергии (от сжигания угля, нефти, газа, а. также атомной) по¬
вышает температуру приземной тропосферы. Пока эта величина
незначительна, но рост энергетики безграничен.
Климат больших городов на несколько градусов теплее, чем
окружающих их районов. Техногенное потепление климата сокра¬
щает длительность сезонного снежного покрова, может сократить
площадь снегов и льдов в Арктике, а этим снизится альбедо
Земли, что также приведет к потеплению. Сведения об этих из¬
менениях наука должна получить задолго до их проявления.
Более того, человечество должно направленно преобразовывать
климат, регулировать его в планетарных размерах и в нужном
направлении.
1 По М. И. Будыко (1971),
ГЛАВА 4
ГИДРОСФЕРА
Происхождение воды. Вода — самый распространенный на
Земле минерал. Богатство водой — космическая особенность на¬
шей планеты. Все или почти все процессы географической оболоч¬
ки протекают при участии воды. Но самое главное, что зарож¬
дение, существование и развитие живого вещества, а тем самым
биосферы и географической оболочки связано с водой. Ей при¬
надлежит важнейшая роль в истории развития Земли. Вода —
это не только природный, в том числе и сельскохозяйственный,
ресурс, но и основа жизни.
В свете изложенной в первой главе космогонической теории
происхождение воды на Земле представляется в следующем виде
(по А. П. Виноградову). Когда Земля по достижении примерно
современной массы стала разогреваться, в мантии начались плав¬
ление и дифференциация вещества на летучие, легкоплавкие и
тугоплавкие компоненты. Тугоплавкие компоненты остались в
мантии, легкоплавкие в виде базальта образовали земную кору,
а летучие, и в их числе водяной пар, поднялись на поверхность.
По мере охлаждения земной поверхности из водяного пара фор¬
мировалась водная оболочка — гидросфера. Она появилась, как
видно, на завершающем этапе формирования планеты.
При формировании первоначальной базальтовой земной коры
материков из вещества мантии выделялось 92% базальта и 8%
воды по массе. Современные вулканические лавы содержат при¬
мерно столько же (от 4 до 8 массовых процентов воды). Ориен¬
тировочные подсчеты показали, что масса гидросферы составляет
около* 7% массы базальтовой коры.
К началу палеозоя гидросфера Земли приобрела объем, близ¬
кий к современному, и с тех пор он существенно не изменился.
Выделение воды из мантии происходит и теперь — около 1 км3
в год. Эта вода называется ювинильной (юной).
Вода поступает и из межпланетного пространства. Исходя из
того что в поступающем из вселенной на Землю межпланетном
веществе содержится в среднем около полпроцента воды,
А. М. Алпатьев (1969) подсчитал, что за геологическое время на
Землю могло выпасть 0,73-1020 г, или слой воды в 15 см. Следо¬
вательно, межпланетное пространство не может рассматриваться
как прародитель воды на Земле.
Уже при выделении из мантии, переходя из парообразного в
капельно-жидкое состояние, вода растворяла другие летучие
213
вещества, поэтому Мировой океан от рождения минерализован.
Одновременно сформировался влагооборот. Вода Пронина в
атмосферу и на материки. Появились реки, озера, подземные
воды и ледники. j
Таким образом две главные физические поверхности Земли —
материковая и океанская — объединены общностью рождения и
неразрывно связаны влагооборотом.
Развитие гидросферы. Водная оболочка Земли развивалась
вместе с литосферой, атмосферой и живой природой^; В архее в
жарком климате интенсивно протекал круговорот воды по сокра¬
щенной схеме океан — атмосфера — океан. Не было зеленых
растений, вода не разлагалась фотосинтезом, поступала интен¬
сивно ювенильная вода. Объем гидросферы увеличивался.
А С протерозоя начинается рост массы живого вещества, в раз¬
витии гидросферы (и атмосферы) начинает активно участвовать
фотосинтез, изымающий значительное количество воды.
В гидросфере появились два противоположно направленных
процесса: поступление воды в результате дегазации мантии и
изъятие ее фотосинтезом. Интенсивность второго процесса изме¬
ряется количеством свободного 02 в атмосфере.
Одновременно шло развитие материков, рост геосинклиналей,
горообразование, формирование мощной коры выветривания.
Эти процессы также связывали значительную массу воды (и кис¬
лорода).
j) *В палеозое литосфера Лавразии и Гондваны переживала бур-
йое геологическое развитие, моря заливали геосинклинали и
трансгрессировали на платформы, которые неоднократно то под¬
нимались, то погружались. В каледонскую и герцинскую склад¬
чатости на месте геосинклиналей возникли горные страны.
Земная поверхность резко дифференцировалась на материко¬
вую и океанскую. Неуклонно росла континентальная часть гидро¬
сферы: реки, озера и, особенно, подземные воды. Неоднократно
значительные массы воды связывались материковыми ледниками.
Это вызывало уменьшение объема океанов и поверхностных вод
суши.
Одновременно увеличивалась масса зеленых растений, достиг¬
нувшая апогея в карбоне. Дифференцировались климаты. Услож¬
нялось взаимодействие системы океан — атмосфера — материки.
Влагообороты дифференцировались.
В. мезозое и палеогену в результате расколов Лавразии и
Гондваны и дрейфа блоков литосферы сформировались современ¬
ные океаны.
Возраст океанов различный. Впадина Великого океана древ¬
нейшая, ее дно образовано архейской литосферой. Индийский
океан возник в палеозое, южная часть Атлантического в мелу,
а северная в палеогене.
Существует три мнения относительно объема гидросферы за
время, начиная с протерозоя: а) он оставался постоянным, б) уве¬
личивался и в) уменьшался.
214
Согласно гипотезе стабильности гидросферы (В. И. Вернад¬
ский) количество атомов Н и О2, из которых образуется вода, в
течение геологического времени величина постоянная, хотя со¬
отношение между жидкой и химически связанной водой может
меняться. Это положение противоречит общеизвестным фактам:
1) улетучиванию в космос водорода, образовавшегося в резуль¬
тате разложения воды фотосинтезом, и поступлению воды из
недр Земли, т. е. в целом обмену веществ между Землей и кос¬
мосом и между геосферами, 2) развитию природы.
Концепция непрерывного увеличения объема гидросферы раз¬
деляется многими учеными (А. П. Виноградов, К. К. Марков
и др.)- По ориентировочным подсчетам (Алпатьев, 1969), нара¬
щивание в среднем равно 1 мм за 1000 лет. От девона до чет¬
вертичного периода оно составило слой около 350 м. Общей
гумизации географической оболочки противостоят криодизация
(оледенения) и аридизация некоторых территорий за счет уве¬
личения площади континентов.
Идея направленного наращивания массы гидросферы обяза¬
тельно включает взаимодействие противоположных процессов:
связывающих (кора выветривания и биомасса) или даже разла¬
гающих воду (фотосинтез), освобождающих ее (разложение био¬
массы, поступление из коры выветривания) и поступления новых
масс воды из недр Земли. Последний процесс, естественно, ко¬
нечный.
Гипотеза убывания гидросферы основана на том, что поступ¬
ление воды из недр Земли закончено, а переход ее в связанное
состояние в результате физических и химических процессов лито¬
сферы непрерывен и бесконечен. Мрачные выводы о постепенном
иссушении Земли подтверждаются аридизацией Сахары и Цент¬
ральной Азии.
Однако развитие в прошлом и современное состояние био¬
сферы не подтверждают уменьшение объема воды в географиче¬
ской оболочке и ее иссушения. В одних районах происходит ари¬
дизация, а в других гумизация.
. Гидросфера развивается направленно. При этом отчетливо
выступают следующие главные процессы: 1) поступление воды в
географическую оболочку в результате дегазации мантии; мы
уже видели, что от середины палеозоя оно дало слой в 350 м;
2) изъятие воды растениями в процессе фотосинтеза; за 600 млн.
лет (с нижнего палеозоя) был связан объем воды, равный слою
330 м; 3) изъятие воды корой выветривания в связанном виде
в слое 4,7 км на суше и 1,2 км на дне океана, в среднем для
планеты 2,6 км (Ермолаев, 1967); 4) высвобождение захоронен¬
ных вод и возвращение их во влагообороты; 5) пространственная
дифференциация гидросферы, непрерывно усложняющаяся с раз¬
витием литосферы.
Особого внимания заслуживает роль фотосинтеза в развитии
гидросферы (атмо- и гидросферы). Фотосинтез изымает и захо-
роняет на некоторое время часть воды. В этом смысле фотосин¬
215
тез выступает в качестве регулятора объема гидросферы. Без
него географической оболочке угрожало бы «затопление». С дру¬
гой стороны, фотосинтез доставляет в атмосферу свободный кис¬
лород. Выше было показано, что в процессе фотосинтеза безвоз¬
вратно разлагается из четырех молекул Н20 только одна, а три
снова образуют воду. Следовательно, из общего объема воды,
идущей на фотосинтез, изымается только 25%. За 600 млн. лет
с начала появления земных растений это дает 16,9 млрд. км3,
т. е. вся свободная гидросфера прошла 12 полных циклов раз¬
ложения воды. При этом 75% (три- молекулы из четырех) ис¬
пользуемой и разлагаемой воды обратно возвращается в гидро¬
сферу. Вот почему все природные воды эндогенно-биогенные.
Единство и части гидросферы. Гидросфера состоит из Миро¬
вого океана, вод суши — рек, озер, ледников, а также подземных
вод, которые залегают всюду на материках, на дне озерных и
морских впадин и под толщей вечных льдов.
Гидросфера, таким образом, непрерывна, как непрерывны
лито- и атмосфера. Более того, можно утверждать не только не¬
прерывность гидросферы, но и ее, по крайней мере, двуслойное
строение. Верхний слой образован наземными водоемами. Ниж¬
ний слой состоит из подземных вод.
В гидросферу обычно не включают парообразную и капельно¬
жидкую воду атмосферы, в которой одновременно содержится
13—15 тыс. км3 воды (приблизительно 0,001% объема гидро¬
сферы).
Роль атмосферной влаги несравненно больше в сравнении с
местом, которое она занимает по объему, и определяется она
интенсивностью влагооборота. Вся атмосферная влага сменяется
через 9—10 дней.
Количество воды на Земле до сих пор достаточно надежно не
определено и главным образом в связи с трудностью подсчета
ее массы внутри земной коры (табл. 38).
По последним расчетам объем гидросферы приблизительно
равен 1,5 млрд. км3. Разные исследователи приводят разные
цифры: Соколов А. А. (1971) — 1,45 млрд.; Алпатьев А. М.
(1969) —1,46 млрд.; Виноградов А. П. (1967) — 1,6 млрд. км3.
Главная масса природной воды сосредоточена в океанах —
1 370 322, по другим данным 1 338 000 тыс. км3 (около 94%).
Из них около 32—35 тыс. км3 приходится на айсберги — это
большой резерв пресной воды.
Второе место по объему занимает вода земной коры. Ее объем
не поддается точному учету. Во-первых, не всегда надежно мож¬
но подсчитать количество свободной и связанной воды, во-вто¬
рых, благодаря мозаичности нижней границы слоя, в котором
термодинамические условия литосферы допускают существование
воды, в-третьих, в силу недостаточной гидрогеологической изу¬
ченности некоторых частей материков.
В настоящее время объем подземной части гидросферы оце¬
нивается следующим образом: а) в верхнем пятикилометровом
216
слое доступной для использования воды находится 60—61 млн.
км3, б) из этого числа в верхнем километровом слое содержится
4 млн. км3 активно циркулирующей воды, в) в 10—15-километро-
вой толще литосферы в химически и физическй связанном состоя¬
нии находится около 150 млн. км3 воды, не участвующей во
влагообороте, но представляющей собой резерв жидкой воды
для географической оболочки.
Расхождения в определении общего объема воды на Земле и
вызваны разными результатами подсчета связанной воды. Мы в
дальнейшем к ней обращаться не будем.
Третье место по объему воды занимают ледники Антарктики,
Арктики и горных стран. В них сосредоточено около 24 млн. км3
пресных вод. Это — тоже резерв чистой пресной воды, и европей¬
ские страны его уже используют. Объем воды в ледниках состав¬
ляет около 1,65% гидросферы и около 90% запасов пресной воды
на Земле.
Поверхностные воды суши сосредоточивают небольшую долю
(0,04—0,06%) воды планеты.
Объем озерной воды оценивается в 230 тыс. км3, в водохрани¬
лищах— 5 тыс. км3.
В реках сосредоточено всего 1,2 тыс. км3, или около 0,0001%
всей гидросферы, но вода рек весьма активна, и ее роль опреде¬
ляется не столько удельным объемом, сколько быстротой смены.
Таким образом, единовременный запас пресной воды на Земле
около 32 млн. км3 (ледники, пресные озера, реки и подземные
воды верхнего слоя).
Таблица 38
Объем гидросферы
Части гидросферы
Объем, тыс. км3
Доля от
общего
объема, %
Океан
Подземные воды
в том числе активные
Ледники
Озера
Реки
Почвенная влага
Атмосферная влага
1 370 322 (1 338 000)
60 000
4 000
24 000
230
1,2
75
14
93,93
4,12
0,27
1,65
0,16
0,0001
0,005
0,001
Всего
145§642,2
100
Гораздо больше, чем в реках, содержится воды в почве, около
0,005% или 75—80 тыс. км3. Почвенная влага играет в географи¬
ческой оболочке огромную роль: она участвует в питании
217
Б
растений, в обеспечении урожая, регулировании стока рек и объ¬
ема озер и т. д.
Условно к гидросфере можно причислить воду, содержащуюся
в живых i организмах. Биологически связанная вода составляет
около 50 км3, или 0,003% водной оболочки. Роль ее в природе
несравненно значительнее, чем удельный
объем. Сухопутные организмы 'на 80%,
водные на 90, споры на 50% состоят из
воды.
Представление о времени обновления
природных вод дают следующие числа:
льды Антарктиды и Гренландии обновля¬
ются за 15 тыс. лет, подземные воды в
верхнем километровом слое за 300 лет,
озерные воды за 3,5 года, почвенные воды
за 8—11 месяцев, речные воды — за 12 су¬
ток. Приняв во внимание быструю смену
воды в организмах, мы поймем, что за
сравнительно короткое время живое ве¬
щество перерабатывает всю природную
воду. Даже океанская вода эндогенно¬
биогенная.
Гидросфера едина. Ее единство в
общности происхождения всех природных
вод из мантии Земли, в единстве их эво¬
люции— звена общего развития геогра¬
фической оболочки, в пространственной
непрерывности, в динамической связи
всех звеньев в системе влагооборота, пе¬
реходе одного вида вод в другой, в един¬
стве функций в природе (обмен вещества¬
ми и энергией), в том, что все природные
воды переработаны живым веществом.
Некоторые свойства воды в аспекте ее
роли в географической оболочке. Вода
НгО — простейшее и устойчивое соедине¬
ние водорода с кислородом: 11,19% водо¬
рода и 88,81 % кислорода по массе. В при¬
роде стабильны изотопы кислорода 160,
170 и 180. На молекулы Н^60 в гидросфе¬
ре приходится 99,73%, на Н|80 — 0,2 и на
Н^70 — только 0,04%. При испарении в
пар переходит преимущественно Н|бО, неиспарившаяся вода обога¬
щается Н2170 и Н*80. Кроме того, в очень малом количестве встре¬
чается тяжелая вода D2O и Т2О. Как окись водорода вода в сравне¬
нии с другими соединениями водородной группы периодической
системы Менделеева обнаруживает много физических аномалий,
играющих существенную роль в природе земной поверхности.
Рис. 91. Строение молекулы
воды (Л, Б, В) и ближай¬
шее окружение молекулы
в структуре льда (Г)
213
Аномалии физических свойств воды объясняются структурой
ее молекул. Атом кислорода и два атома водорода образуют
подобие равнобедренного треугольника с протонами в основании
и кислородом в вершине; угол здесь равен 104°27' (рис. 91, А).
В этом и кроется причина всех аномалий. У атома кислорода 4
отрицательно заряженных электрона, а у каждого атома водорода
их по 2. Если бы атомы располагались н>а одной прямой — по краям
водород, а в середине кислород (рис. 91, £),— их заряды взаим¬
но компенсировались бы и дипольный момент молекулы был бы
равен 0. Но связь Н—О разведена на угол 104°27/, поэтому
молекула электрически активна (угол образован двумя электро¬
нами 5-типа у атома кислорода). Каждая связь Н — О имеет на
одном, водородном, конце положительный, а на другом, кислород¬
ном, конце отрицательный заряд. Молекула воды имеет форму
тетраэдра с четырьмя полюсами зарядов: 2 положительных у
атомов Н и 2 отрицательных у атома О (рис. 91, В). Благодаря
этой полярности у воды высокий дипольный момент. Два неис¬
пользованных s-электрона кислорода усиливают диполь.
Диполи-молекулы сильно сцеплены друг с другом, и, как мы
увидим далее, этим определяются миогие свойства воды.
Молекулы воды соединены одна с другой не только диполь-
ным моментом, но еще и водородными связями: ядра водорода с
положительным зарядом притягиваются не только к кислороду
своей молекулы, но и отрицательным зарядом других молекул.
Сцепление их крепкое.
Своеобразна и внутренняя структура льда и воды (рис. 91, Г).
Во льду каждая молекула окружена соседними так, что в кри¬
сталлической решетке есть пустоты. Поэтому лед легче воды.
При таянии льда пустоты начинают исчезать, объем умень¬
шается. Интенсивнее всего молекулы воды внедряются в пустоты
в интервале температур от 0 до 4° С, поэтому и плотность воды
при этих температурах наибольшая. В сохранившиеся пустоты
попадают молекулы других веществ, растворенных в воде. Даль¬
нейшее нагревание нарушает упорядоченность молекул и вода
расширяется, а при 100° С закипает. В пустоты между молекулами
воды попадает газ.
К числу аномальных относятся следующие свойства воды и
льда.
1. Как окись водорода Н2О вода должна превращаться в пар
уже при —80° С и в земных условиях быть только в газообраз¬
ном состоянии. Однако дипольный момент обусловил сильное
взаимное притяжение молекул. Они сблизились и Н2О стала жид¬
костью с температурой плавления 0°.
В силу этого вода — единственный минерал, который в термо¬
динамических условиях земной поверхности находится в трех со¬
стояниях— жидком, газообразном и твердом и легко переходит
из одного в другое. Температура, при которой жидкая вода, пар
и лед находятся в равновесии, равна +0,01° С.
2. При действии кванта лучистой энергии на хлорофильное
219
зерно в процессе фотосинтеза вода разлагается на кислород и
водород, снабжая атмосферу свободным кислородом и обеспечи¬
вая накопление биологической массы в географической оболочке.
3. Все тела при переходе из жидкой фазы в твердую уплотня¬
ются, лед легче воды. Эта особенность воды играет исключитель¬
ную роль в природе. Лед держится на поверхности водоемов и
предохраняет толщу воды от промерзания, а жизнь в ней от
гибели. Будь лед тяжелее воды, образование его начиналось бы
со дна и все озера и полярные моря были бы многолетнемерз¬
лыми. Весенняя солнечная радиация не могла бы их растопить,
влияние водоемов на климат умеренных и полярных поясов ока¬
залось бы не согревающим, а охлаждающим.
Зимние осадки выпадают в виде мелких кристаллов снега и
образуют снежный покров, утепляющий почву.
4. Максимальной плотности вода достигает при 4° С. По этой
причине зимой невозможна циркуляция воды в водоемах. При по¬
нижении температуры от 4 до 0°С уменьшается плотность воды.
Охлажденная более легкая вода остается на поверхности, а в
глубинах водоемов скапливается теплая вода- с температурой 4°
(точнее 3,98°). Об утепляющем значении льда уже сказано.
Не трудно видеть, что температуры замерзания и максимальной
плотности имеют существенное значение для природы земной
поверхности.
5. Вода — универсальный растворитель. Благодаря тому что
вода — диполь, она взаимодействует со всеми веществами. Как
только в воду попадает кристалл того или иного вещества, мо¬
лекулы воды так сильно на него действуют, что ионы кристалла
отрываются от своей решетки и переходят в воду. Именно поэто¬
му все природные воды — растворы. Даже в самой чистой из
них—дождевой содержатся соли. Универсальная растворительная
способность воды обеспечивает перенос веществ в географической
оболочке, в том числе солевой обмен. Огромна роль химического
воздействия воды в развитии материков, в обмене веществ между
сушей и океаном. Эта способность воды лежит в основе обмена
веществами между организмами и- средой, в основе питания.
Чистая вода благодаря своей высокой растворяющей способно¬
сти была бы вредна для живых тканей. Минерализация ее до
некоторого предела оказывается благоприятной для жизни. Если
бы первичный океан был абсолютно пресным, то те сложные со¬
единения, из синтеза которых получился белок, растворились бы,
и жизнь не могла бы возникнуть. Не случайно состав солей
крови близок к составу солей морской воды.
6. Ослабляя взаимодействие электрических зарядов (в 80 раз
в сравнении с воздухом), вода поддерживает растворенные в ней
вещества в ионизированном состоянии. Биохимические реакции
совершаются между ионами. Это свойство и делает воду носите¬
лем жизни.
Для того чтобы испарить воду, надо затратить большое ко*
личество тепла — 23-105 Дж/кг (539 кал/г) при 100° С. Этим
220
объясняется роль теплоты парообразования в нагревании воздуха
атмосферы (см. главу 3).
7. У воды высокая удельная теплоемкость — 4186,8 Дж/кг-град.
(1 кал/г-град.). Она обеспечивает поглощение большого количе¬
ства тепла водоемами и их умеряющее действие на климат.
При охлаждении 1 м3 воды на 1°С на один градус нагревается
свыше 3000 м3 воздуха. Стометровая толща воды при остывании
на ГС способна повысить температуру всей тропосферы на 6°С.
8. Вода может подниматься по капиллярам. Это — непремен¬
ное условие почвообразования и питания растений, а следова¬
тельно, и сельскохозяйственного производства.
9. У воды большое поверхностное натяжение. Этим обеспечи¬
вается сильное смачивающее действие воды, в том числе на грун¬
ты и почву.
10. Пребывание одновременно в газообразном, жидком и твер¬
дом состояниях и абсолютная подвижность определили везде¬
сущность воды, она пронизывает всю географическую оболочку
и производит в ней разнообразную работу. На Земле нет таких
мест, где бы не было воды в той или иной форме.
11. Вода самоочищается. При прохождении через грунт вода
фильтруется; испаряется только чистая вода, все примеси оста¬
ются на месте. В процессе течения в реках, динамики в озерах и
морях вода очищается. Но только до известного предела. Загряз¬
нение воды, особенно промышленными отходами, нередко пере¬
ходит предел самоочищения. Сохранение чистоты водоемов —
актуальная задача человечества.
МИРОВОЙ ОКЕАН
. Непрерывная водная поверхность Мирового океана господ¬
ствует на 70,8% площади поверхности нашей планеты. Сущест¬
веннейшие черты географической оболочки определяются плане¬
тарным обменом веществом и энергией. Он осуществляется систе¬
мой океан — атмосфера — материк. Непременной составной
частью этой системы является органический мир и океанская
водная эндогенно-биогенная масса: вода и соли выделились из
мантии, а полностью химический состав воды формировался в
биосфере.
Ввиду исключительной роли Мирового океана в природе
нашей планеты надо считать справедливым выделение наряду с
гидросферой океаносферы (В. Н. Степанов, 1974).
Части Мирового океана. Название «океан» происходит от
собственного имени мифической реки Океан, которая по пред¬
ставлению вавилонян и египтян эпохи начала культуры омывала
плоский диск суши. По мере развития мореплавания стало ясно,
что материки омывает не река, но название океан осталось.
В 1650 г., после эпохи Великих географических открытий*
Г. Варений в «Географии генеральной» выделил пять океанов:
Великий, или Тихий, Атлантический, Индийский, Северный Ледо¬
221
витый и Южный Ледовитый. В 1845 г. это деление было подтвер¬
ждено Лондонским географическим обществом. В конце XIX в.
самостоятельность Северного и Южного Ледовитых океанов была
подвергнута сомнению. Северный стал Средиземным морем
Атлантического, Южный был разделен между Тихим, Атлантиче¬
ским и Индийским. В 30-х годах XX в. после изучения Арктики
была восстановлена самостоятельность Северного Ледовитого оке¬
ана, а к началу 70-х годов текущего столетия изучение Антарк¬
тики показало• самобытность южных полярных вод, достаточную
для выделения Южного океана (см. рис. 25).
Изменения в выделении океанов объясняются тем, что их гра¬
ницы не везде проходят по берегам материков, а нередко про¬
водятся условно. И тем не менее каждый океан обладает комп¬
лексом только ему присущих качеств. Для каждого из них при¬
суща своя/система течений,^система приливов и отливов, харак¬
терны свое распределение солености,' свой температурный и ледо¬
вый режим, своя циркуляция атмосферы вместе с течениями,
свои ^характер глубин и господствующие донные отложения. Вот
почему после изучения полярных стран и были восстановлены
Северный и Южный океаны.
При взаимном проникновении частей материков в оке¬
ан и частей океана в материки образуются со стороны суши
острова и полуострова, а со стороны океана моря, заливы и
проливы.
Морем называется обособленная часть океана,! отличающаяся
физико-географическими, главным образом гидрологическими и
климатическими особенностями. Оно может находиться или
между двумя материками, или вдаваться в материк, или, на¬
конец, отделяться от океана полуостровами, островами и подвод^
ным рельефом.
Не всегда уловима разница между морем и заливом. В прин¬
ципе залив меньше моря; каждое море образует заливы, наобо¬
рот же не бывает. Однако исторически сложилось так, что в
Старом свете ц небольшие акватории, например Азовское и даже
Мраморное, называются морями, а в Америке и Австралии, где
названия давали европейские первооткрыватели, даже большие
моря называются заливами — Гудзонов, Мексиканский. Иногда
одинаковые акватории называются одна морем, другая — зали¬
вом— Аравийское море и Бенгальский залив.
В зависимости от характера контакта материков и океанов
моря делятся на три группы:
1. Средиземные. Они располагаются между двумя материка¬
ми: Романское между Евразией и Африкой. Американское между
Северной и Южной Америками и Азиатско-Австралийское. Каж¬
дое из них образует несколько морей. Следует отметить, что
Средиземные моря находятся в поясах разлома земной коры, по¬
этому они характеризуются сильной изрезанностью береговой ли¬
нии, резким перепадом глубин, сейсмичностью и вулканизмом.
2. Внутренние. Они далеко вдаются в глубь материков: Белое,
222
Балтийское, Гудзоново, Азовское\ находятся на шельфе, и глуби¬
ны их небольшие.
3. Окраинные. Отделяются от океана или архипелагами остро¬
вов, или полуостровами; с океанами соединяются на широком
фронте: Северное, Норвежское и Баренцево в Европе; Карскоеу
Лаптевых, Восточно-Сибирское и Чукотское в Северной Азии;
Бофорта и Баффина в Северной Америке; Берингово, Охотское,
Японское, Желтое и Южно-Китайское в Восточной Азии; Аравий¬
ское и Бенгальский залив в Южной Азии. Есть моря и между
островами: Ирландское, Внутреннее японское.
Окраинные моря расположены или на шельфе (Карское, Лап¬
тевых, Желтое) и не глубоки, или на материковом склоне (Берин¬
гово, Охотское, Бенгальское) и характеризуются быстрым нарас¬
танием глубин до океанских.
Географическое положение моря во многом определяет era
гидрологический режим. Внутренние моря слабо связаны с океа¬
ном, поэтому соленость их воды, течения и приливы заметно отли¬
чаются от океанских. Режим окраинных морей в сущности океа¬
нический.
Рассматривая карту Земли, не трудно определить четыре типа
контакта материков и океанов: экваториальный, североатлантиче¬
ский, восточноазиатский и западноамериканский.
У экваториальных континентов Гоидванского праматерика —
Южной Америки, Африки, Австралии, а также у Аравии и Индо¬
стана— морей нет. Береговая линия крайне слабо изрезана, не¬
многочисленны открытые заливы — Гвинейский, Большой Австра¬
лийский.
Северная часть Атлантического и Северный Ледовитый океан
образуют многие внутренние и окраинные моря и многочисленные
заливы; береговая линия сильно изрезана.
Восточноазиатский тип береговой линии выражен островными
дугами — Курильской, Японской, Рю-Кю, Филиппинской, отделяю¬
щими большие и глубокие окраинные моря.
Западноамериканский тип береговой линии характеризуется
контактом океана с подножьем высоких и непрерывных горных
систем Анд и Кордильеров, идущих вдоль берега и определяющих
его прямолинейность (изрезанность берега Северо-Запада экзо¬
генная).
Таким образом, большая часть морей находится у северных
материков, особенно у берегов Евразии.
Уровень океанов и морей. Поверхность Мирового океана, как
мы уже видели, геоидальна. Ее нарушает циркуляция атмо-и гидро¬
сферы— течения, приливы, изменение атмосферного давления и
ветры, а близ берегов нарушения вызываются и местными причи¬
нами, например стоком вод с суши.
Хотя все части Мирового океана и представляют систему сооб¬
щающихся сосудов, уровень их не везде одинаков и он непрерыв¬
но изменяется. Для различных расчетов пользуются средним мно¬
голетним уровнем.
223
В изменении уровня океана в северном умеренном поясе, отли¬
чающемся мозаичностью береговой линии, наблюдаются опреде¬
ленные закономерности.
1. На одной и той же широте уровень океана выше у западных
берегов, чем у восточных (в Кронштадте на 180 см выше, чем во
Владивостоке; в США эта разница составляет 50 см).
2. По меридиану вдоль одного берега уровень повышается с
юга на север (в Белом море он на 24 см выше, чем в Балтий¬
ском).
Причина изменения уровня заклЕОчается в переносе воды те¬
чениями, которые в средних широтах идут преимущественно с
юго-запада на северо-восток (Гольфстрим, Куросио).
Средние уровни морей, определяемые в отдельных точках на
основе многолетних наблюдений, близки к поверхности абсолютно
спокойной воды. Они принимаются за исходные при определе¬
нии абсолютных высот поверхности суши и глубин морей.
Некоторые физико-химические свойства морской воды. Водная
масса Мирового океана обладает определенными химическими,
физическими, динамическими и биологическими свойствами. Рас¬
смотрим их с позиции их роли в жизни биосферы и географиче¬
ской оболочки.
Океанская вода — раствор, в котором, по последним данным
(А. П. Виноградов), обнаружены все химические элементы. Мине¬
рализация воды называется ее соленостью (табл. 39). Она изме¬
ряется в тысячных долях, в промилле и обозначается %о (рис.92).
Средняя соленость Мирового океана 34,7%0 (округлено
35%о). В 1 т воды содержится 35 кг солей, а общее их коли¬
чество так велико, что если бы извлечь все соли и рассыпать по
поверхности материков, то образовался бы слой, мощностью в 135 м
(Л. А. Зенкевич).
Океанская вода может рассматриваться в качестве жидкой
многоэлементной руды. Из нее добываются поваренная соль,
Таблица 39
Состав солей океанической воды
Химические вещества
Содержа¬
ние, %0
Содержание
в % от всех
солей
Хлористый натрий
Хлористый калий
27,2
3,8
Итого хлоридов
Сернокислый магний
Сернокислый кальций
Сернокислый калий
30,0
1,7
1,2
0,9
88,7
Итого сульфатов
3,8
10,8
Карбонаты
0,1
0,3
Прочие
0,1
0,2
Соленость
Заказ 371
35
100
225
калийные соли, магний, бром и многие другие элементы и сое¬
динения.
Первый вопрос, который возникает у географа при ознакомле¬
нии с составом морской воды: благоприятна или нет ее соленость
для жизни? Прежде всего океанская вода, как и почва матери¬
ков, обладает плодородием. Она всегда содержит элементы, ко¬
торые входят в состав пищи морских зеленых растений. И только
фосфаты и иногда нитраты могут быть в недостаточном количе¬
стве. Их содержание зависит от циркуляции водных масс
(см. ниже).
Минерализация воды — непременное условие зарождения жиз¬
ни и развития биосферы в океане. Ультрапресная вода, проникая
в клетки, оказывает на них вредное действие: будучи сильным
растворителем, она изменяет состав протоплазмы. Пресноводные
организмы имеют приспособления в виде водонепроницаемых сли¬
зистых покровов, которыми «изолируются» от среды. В морской
соленой воде осмотическое давление такое же, как внутри орга¬
низма; токи между средой и тканями не возникают. С другой
стороны, растворы высокой концентрации, например сильно соле¬
ные воды озер, совсем убивают жизнь. Морская вода оказывается
оптимальной для жизни.
Почти все морские животные стеногалинны — могут
жить только в узких рамках солености, эвригалинные мало¬
численны.
Географически важно, что морская фауна легко переносит по¬
вышение солености и отрицательно реагирует на ее снижение.
Например, рифовые кораллы чувствительны даже к слабому
опреснению, поэтому коралловые постройки всегда прерываются
против устьев рек. Фауна внутренних морей обедняется парал¬
лельно снижению их солености. Морских рыб в Кильской бухте 75,
в средней части Балтийского моря 40, а в Ботническом заливе
23 вида. Соленость 4°/оо исключает существование каких бы то ни
было морских форм.
Многие животные для построения тела усваивают кальций;
к ним относятся планктонные организмы с известковым скелетом
и кораллы. Усвоение Са протекает нормально при высокой тем¬
пературе и прекращается даже при небольшом ее понижении.
По этой причине коралловые постройки распространены только
в жарком поясе и служат его индикатором, а в расположении
донных илов органического происхождения прослеживается кли¬
матическая зональность.
Вопрос о том, какой была соленость на заре жизни, в какой
воде возникло органическое вещество, решается сравнительно уве¬
ренно. Вода, выделявшаяся из мантии, захватывала и транспорти¬
ровала подвижные компоненты магмы, и в первую очередь соли.
Поэтому первичные океаны были минерализованы. С другой сто¬
роны, фотосинтезом разлагается и изымается только чистая Н20,.
следовательно, соленость океанов неуклонно повышается. Данные
исторической геологии свидетельствуют о том, что водоемы архея
226
были солоноватыми — соленость около 25%о и, может быть, даже
около 10% о.
Проникновение света в воду. Прозрачность и цвет морской
воды. Вегетация фитопланктона возможна только до глубин, на
которые проникает солнечный свет.
Вода прозрачна только для видимых лучей и сильно поглощает
инфракрасные. В верхнем полуметровом слое поглощается ин¬
фракрасная радиация, а ниже последовательно — красные, желтые,
зеленые и синие лучи. Фотопластинка в специальной фотокамере
на глубине 100 м затуманивается при экспозиции 80 мин. Сла¬
бые признаки света обнаружены наблюдениями из батискафов до
глубин 500 м, и совсем ничтожное его количество доходит до
1000 м.
Для фотосинтеза требуется сравнительно много света, поэтому
с глубин 100—150, редко 200 м растения исчезают. Нижняя гра¬
ница фотосинтеза в Средиземном море находится на глубине
150 м, Северном — 45, у Исландии — 50, в Балтийском — всего
20 м.
Проникновение света в воду зависит от ее прозрачности. Она
выражается числом метров, т. е. глубиной, на которой еще виден
белый диск диаметром 30 см. Наибольшая прозрачность (67 м)
наблюдалась в 1971 г. в Центральной части Тихого океана. Близ¬
ка к ней прозрачность Саргассова моря — 62 м по диску диа¬
метром 30 см (обычно указывается глубина 66,5 м, но это по диску
диаметром 200 см). Другие акватории с чистой и прозрачной во¬
дой располагаются тоже в тропиках и субтропиках: в Средизем¬
ном море 60 м, в Индийском океане — 50 м. Высокая прозрач¬
ность тропических акваторий объясняется особенностями циркуля¬
ции воды в них (см. ниже). В морях, где количество взвешенных
частиц увеличивается, прозрачность уменьшается. В Северном
море она равна 23 м, в Балтийском—13, в Белом — 9 м, в Азов¬
ском— 3 м.
За последние десятилетия отмечается большое техногенное за¬
грязнение океанской воды, в частности нефтью. Поэтому охрана
чистоты океанских акваторий стала международной задачей.
Взаимодействие атмосферы и океаносферы.
Океаносфера и атмосфера по динамике и структуре весьма
близки и образуют, как уже сказано было выше, единую систему.
Однако масса воды в океане в 300 раз больше, чем масса воздуха
в атмосфере. Если бы атмосфера имела плотность воды, то толщи¬
на ее равнялась бы всего 10 м. В тепловом отношении активнее оке¬
ан (см. выше усвоение солнечной радиации), а в динамическом —
атмосфера. Большая, чем у воздуха, плотность воды и повышен¬
ная динамическая устойчивость обусловливают более медленный
по сравнению с атмосферой обмен веществами и энергией. Это
способствует стабильности общепланетарных гидрометеорологи¬
ческих процессов. В силу этого фазы развития физико-географи¬
ческих, в частности климатических, условий (периоды потепления,
ледниковые и межледниковые эпохи и т. п.) оказываются настоль-
15*
227
ко продолжительными, что и органическая природа успевает пере¬
страиваться. И в каждый текущий отрезок времени океан дейст¬
вует на атмосферные "процессы успокаивающе.
Взаимодействие воздушной и водной оболочек начинается с
тончайшего, в несколько молекулярных диаметров, но не больше
1 мм слоя. С него происходит испарение, он воспринимает удары
и трение воздуха, на него падают лучи Солнца. При волнении
ветром срываются капли воды с растворенной в них солью. Это —
механическое испарение. Воздушные пузырьки воды лопаются и
в воздухе оказываются водяной пар и кристаллы соли. Под дей¬
ствием солнечного тепла происходит физическое испарение. От по¬
верхности хморя отрываются молекулы воды, а с ними и соль. Так
в атмосферу проникают пар и аэрозоли. При этом происходит
перераспределение ионов соли: хлориды остаются в растворе, а
сульфаты становятся аэрозолями (см. выше: конденсация водя¬
ного пара в атмосфере), а затем поступают в атмосферные осад¬
ки. Этим, а также вымыванием солей из грунта материков объяс¬
няется преобладание в водах суши сульфатов (стр. 279), а в океа¬
не хлоридов. Следовательно, при солевом обмене между океаном
и атмосферой, образно называемым солевым дыханием океана,
соли не только переходят из воды, в воздух, но меняется и их
состав. Речной сток восполняет убыль сульфатов в океане в про¬
цессе обмена солями в системе океан — атмосфера — суша.
Горизонтальный и вертикальный переносы масс воды в океане
осуществляются циркуляционными системами различных разме¬
ров. Принято делить их на микро-, мезо- и макроциркуляционныё.
Обращение воды обычно происходит в форме системы вихрей, ко¬
торые могут быть циклоническими (масса воды движется против
хода часовой стрелки и поднимается) и антициклоническими
(с движением воды по ходу часовой стрелки и вниз). Движения
обоих родов соответствуют атмосферным и порождаются волно¬
выми фронтальными возмущениями. Цикло-антициклоническая
деятельность в тропосфере продолжается вниз, в океаносферу.
Локализована она, как увидим ниже, в соответствии с атмосфер¬
ными фронтами и центрами действия атмосферы.
При постоянном перемещении водных масс в одних местах они
сходятся, в других расходятся. Сходимость называется конверген-
циейу расходимость—дивергенцией. При конвергенции вода на¬
капливается, уровень океана повышается, увеличивается давление
и плотность воды и она опускается. При дивергенции (например,
расхождении течений) происходит понижение уровня и подъем
глубинной воды.
Схождения и расхождения могут быть между движущейся .
водной массой (например, течением) и берегом. Если в резуль¬
тате действия силы Кориолиса течение подходит к берегу, возни¬
кает конвергенция и вода опускается. При удалении течения от
берега наблюдается дивергенция, в результате которой подни¬
мается глубинная вода.
Наконец, и вертикальная и горизонтальная циркуляция вызы-
228
вается разностью, плотностей воды. В среднем на поверхности она
равна 1,02474; с увеличением солености и с понижением темпера¬
туры воды она повышается, с понижением солености и потепле¬
нием— падает (вспомним, что 1%0=1 кг солей на 1 т воды).
Микроциркуляционные системы в океане имеют форму вихрей
циклонического и антициклонического характера диаметром от
200 м до 30 км (Степанов, 1974). Образуются они обычно вдоль
волновых возмущений фронта, в глубину проникают на 30—40 м,
местами до 150 м и существуют несколько суток.
Мезоциркуляционные системы представляют собой круговоро¬
ты воды также цикло- и антициклонического характера диамет¬
ром от 50 до 200 км и глубиной обычно 200—300 м, иногда до
1000 м. Они возникают на изгибах или меандрах фронтов
(см. рис. 67). Замкнутые круговороты воды формируются и вне
связи с фронтами. Их могут вызвать ветер, неровности океанского
дна или конфигурация берегов.
Макроциркуляционные системы — это квазистационарные си¬
стемы планетарного обмена вод, обычно называемые океанскими
течениями. Они рассматриваются ниже.
Структура Мирового океана. Структурой Мирового океана на¬
зывается его строение—вертикальная стратификация вод, гори¬
зонтальная (географическая) поясность, характер водных масс и
океанских фронтов.
В процессе планетарного обмена веществами и энергией в
атмо- и гидросфере формируются свойства вод Мирового океана.
Энергия движения воды, приходящая с солнечной радиацией, в •
океан поступает сверху. Естественно поэтому, что в вертикальном
разрезе толща воды распадается на большие слои, аналогичные
слоям атмосферы; их надо также называть сферами.
Так как в геологическое время океан изменялся (а в планетар*
.ном обмене всегда соблюдается динамическое равновесие), то,
очевидно, что и стратификация океана и горизонтальная циркуля¬
ция воды (течения) в каждую геологическую эпоху имели опре¬
деленные черты.
В современную эпоху океану свойственна четырехслойная стра¬
тификация.
Верхняя сфера формируется непосредственным обменом
энергией и веществом1 с тропосферой в форме микроциркуля-
ционных систем. В этот обмен вовлекается слой 200—300 м
мощностью.
Верхняя сфера характеризуется перемешиванием, проникно¬
вением света и колебаниями температуры. Она распадается на
слои: а) самый верхний толщиной в несколько микрометров; опи¬
сан выше; б) слой воздействия ветра глубиной 10—40 м; участ¬
вует в волнении, реагирует на погоду; в) слой скачка температу¬
ры, в котором она резко падает от верхнего нагретого к нижнему,
не затронутому волнением и не прогретому слою (см. рис. 102); ‘
г) слой проникновения сезонной циркуляции и изменчивости тем¬
ператур.
229
Океанские течения обычно захватывают водные массы только
верхней сферы.
Промежуточная сфера простирается до глубин 1500—2000 м.
Ее воды образуются из поверхностных при их опускании. При этом
они охлаждаются и уплотняются, а затем перемещаются в гори¬
зонтальных направлениях, преимущественно с зональной состав¬
ляющей. Эта сфера подобна стратосфере: преобладают горизон¬
тальные переносы, сверху испытывает влияние верхней сферы.
В глобальном обмене она играет промежуточную роль.
Глубинная сфера не доходит до дна примерно на 1000 м.
Ей свойственна гомогенность (однородность) воды. В этой сфере
толщиной не менее 2000 м заключена почти половина всей воды
океана. В планетарном обмене веществом и энергией на глубин¬
ную сферу приходится очень большая доля.
Придонная сфера толщиной около 1000 м от дна. Ее воды
образуются в холодных поясах, в Антарктике и в Арктике и пере¬
мещаются на огромных пространствах по глубоким (свыше
4000 м) котловинам и желобам. Они воспринимают тепло из недр
Земли и химически взаимодействуют с дном океана. Поэтому
значительно трансформируются.
Различная направленность и скорость переноса вод в верхней,
промежуточной, глубинной и придонной сферах поддерживает
стабильность структуры океана, его динамическое равновесие, что
исключительно важно для глобального обмена веществ (при на- v
рушении стабильности воды бы смешались и обмена не стало бы).
Вертикальная структура океана сопоставима со стратифика¬
цией атмосферы, но только в обратном направлении — сверху
вниз. От дневной поверхности, усваивающей солнечную радиацию,
и океан и атмосфера расслаиваются на генетически родственные
сферы: а) верхняя океана — тропосфера, б) промежуточная —
стратосфера, в) глубинная — термосфера и г) придонная — экзо¬
сфера.
Водные массы и океанские фронты верхней сферы океана.
В верхней сфере формируются водные массы. Их свойства и
пределы распространения определяются зональным характером
обмена веществом и энергией и циркуляцией.
Водной массой называется сравнительно большой объем воды,
формирующейся в определенной акватории Мирового океана и
обладающей в течение длительного времени почти постоянными
физическими (температура, свет), химическими (газы) и биоло¬
гическими (планктон) свойствами; водная масса распространяется
(перемещается) как единое целое. Одна водная масса от другой
отделяется океанским фронтом (рис. 93).
Экваториальные водные массы ограничены экваториальным Э
и субэкваториальным СбЭ фронтами. Они характеризуются самой
высокой в открытом океане температурой, пониженной (до 34—
32%о) соленостью, минимальной плотностью, большим содержа¬
нием кислорода и фосфатов (см. ниже газовый режим океана).
Тропические и субтропические водные массы создаются в об-
230
ластях тропических атмосферных антициклонов и ограничены со
стороны умеренных поясов тропическим северным Тс и тропиче¬
ским южным Тю фронтами, а субтропические — умеренными СбА
и СбАн фронтами. Они характеризуются повышенной (до 37%о и
выше) соленостью и большой прозрачностью, бедностью питатель¬
ными солями и планктоном. Это океанские пустыни.
Рис. 93. Океанские фронты (по В. Н. Степанову)
Умеренные водные массы располагаются в умеренных широ¬
тах и ограничены со стороны полюсов арктическим Ар и антарк¬
тическим Ан фронтами. Отличаются большой изменчивостью
свойств как по географическим широтам, так и по сезонам года.
Характерен интенсивный обмен теплом и влагой с атмосферой.
Полярные водные массы Арктики и Антарктики характери¬
зуются самой низкой температурой, наибольшей плотностью, по¬
вышенным содержанием кислорода. Воды Антарктики интенсивно
погружаются в придонную сферу и снабжают ее кислородом.
Арктическая вода, обладающая низкой соленостью и потому не¬
большой плотностью, не выходит за пределы верхней промежуточ¬
ной сферы.
Водные массы квазистационарны.
Водные массы, из которых состоит верхняя сфера океана, и
разделяющие их фронты генетически родственны тропосферным.
Планетарная циркуляция верхней сферы океана. Океанические
течения. В соответствии с зональным распределением солнечной
энергии по поверхности планеты и в океане, и в атмосфере соз¬
даются однотипные и генетически связанные циркуляционные си¬
стемы. Старое положение о том^что океанские течения вызываютг
ся ветрами, не^ подтвердилось.!Перемещение и водных, и воздуш-
231
Рис. 94. Карта течений Мирового океана:
1 — холодные, 2 — теплые течения
ных масс определяете^ £бщей )1,ля атмо- и гидросферы законо¬
мерностью: неравномерным нагреванием и охлаждением поверхно¬
сти Земли. От этого в одних районах возникают восходящие токи
и убыль массы, в других — нисходящие токи и увеличение массы
(воздуха или воды). Рождается импульс движения. Перенос
масс — приспособление их к полю силы тяжести, стремление к раз¬
номерному распределению^
Большинство макроцирку-
ляционных систем атмо- и гид¬
росферы держится весь год.
Только в северной части Ин¬
дийского океана течения меня¬
ются, вслед за муссонами.
(Циркуляция, обусловленная
распределением энергии, про¬
исходит не в однородной вод-
ной сфере, а в реальных океа¬
нах и, естественно, отражает
их конфигурацию. / Некоторые
циркуляционные'^Системы, на¬
пример Арктическая и Антарк¬
тическая, при зональном сход¬
стве весьма различны. Отсюда
проистекает диссимметрия те¬
чений (см. ниже). п 0
гаг 4 7 Рис. 95. Поворот и затухание ветровою
^Крупных циркуляционных течения с г/убиной. Спираль Э км а на
систем десять (рис. 94): пять
тропических — Североатланти¬
ческая (Азорская), Северотихоокеанская (Гавайская), Южноат¬
лантическая, Южнотихоокеанская и Южноиндийская; Экватори¬
альная; две умеренных северного полушария — Атлантическая
(Исландская), Тихоокеанская (Алеутская); Индийская муссонная;
Антарктическая и Арктическая. Как видно, главные циркуляцион¬
ные системы совпадают с центрами действия атмосферы^ Эта общ¬
ность генетическая, а не причинно-следственная. ^
. (Поверхностное течение отклоняется от направления ветра на
угол до 45° вправо в северном полушарии и влево, в южном/уГак¥
пассатные течения идут с востока на запад, пассаты дуют с севе¬
ро-востока в северном и с юго-востока в южном полушариях.
Верхний слой может и следовать за ветром. Каждый нижележа¬
щий слой продолжает отклоняться вправо (влево) от направления
движения вышележащего слоя. Скорость течения при этом умень¬
шается. На некоторой глубине течение принимает противополож¬
ное направление, что практически "означает его прекращение.
^[Многочисленные измерения показали, что течения оканчиваются
на глубинах не более 300 м^(рис. 95).
•*В географической оболочке как системе более высокого, чем
океаносфера, уровня — океанические течения — это не только по¬
токи воды, но и полосы переноса воздушных масс, направления
233
обмена веществом и энергией, биотопы — акватории с однотип¬
ными условиями жизни, пути миграции животных и др^|
Тропические антициклонические системы океанских течений
самые крупные. Они простираются от одного берега океана до
другого на. 6—7 тыс. км в Атлантическом и 14—15 тыс. км в
Тихом, а по меридиану от экватора до 40° широты, на 4—5 тыс. км.
Течения устойчивые и мощные, особенно в северном полушарии,
в основном замкнутые.
Как и в тропических атмосферных антициклонах, движение
воды идет по часовой стрелке в северном и против ее хода в
южном полушарии. От восточных берегов океанов (западных бе¬
регов материков) поверхностная вода сносится к экватору, на ее
место поднимается из глубины (дивергенция) и компенсационно
поступает из умеренных широт холодная. Так образуются холод¬
ные течения (см. рис. 94) К^анпппклр. (1), Калифорнийское (2).
Перуанское (3), Бенгельское (4) и Западноавстралийское (5).
Скорость течений небольшая, около 10 см/с.
Струи компенсационных течений (1—5) вливаются в Север¬
ное (6) и Южное (7) Пассатные или Экваториальные теплые те¬
чения. Скорость их большая: 25—50 см/с на тропической перифе¬
рии и до 150—200 см/с близ экватора; устойчивость соответствен¬
но 50 и 75%.
Подходя к берегам материков, пассатные течения, естествен¬
но, отклоняются. Образуются сточные течения: Б^а^илмкее (10),
Гвианское и Антильское (11), Восточноавстралииское (13) и Ма¬
дагаскарское (16). Устойчивость сточных течений 75%, скорость
75—100 см/с.
Благодаря отклоняющему действию вращения Земли центр
антициклонической системы течений смещен к западу относитель¬
но центра атмосферного антициклона. Поэтому в субтропиках
перенос водных масс в умеренные широты сосредоточен в узких
полосах у западных берегов океанов.
Гвианское и Антильское течения омывают Антильские острова
и большая часть воды заходит в Мексиканский залив. Из него
начинается стоковое течение Гольфстрим \12). Начальный его
участок во Флоридском проливе называется Флоридским тече¬
нием, глубина которого аномальна—до 700 м, ширина 75 км,
мощность 25 млн. м3/с. Это в 20 раз больше расхода всех рек
Земли. После соединения с восточными ветвями Антильского мощ¬
ность ^^аьфстрима возрастает до^^82—вдди. м3/-с. Температура
воды^26° С) Достигнув средних шир'от, водные массы частично
возвращаются в эту же систему у западных берегов материков
(1—5), частично вовлекаются в циклонические системы умерен¬
ного пояса.
Экваториальная система представлена Экваториальным про¬
тивотечением (9). Исследованиями последних лет в Атлантиче¬
ском океане обнаружено мощное противотечение, названное име¬
нем Ломоносова; ширина его 200 миль (1 миля=1° меридиана=
= 1,85 км), скорость 120 см/с. Такое же течение исследовано и в
234
Тихом океане. Местами эти течения уходят ниже поверхности
океана.
Экваториальное противотечение образуется как компенсацион¬
ное между Пассатными. Теоретически доказано, что поворот
струй в открытом океане происходит в результате бокового тре¬
ния и отсутствия ветра (затишье). Эти выводы проливают свет и
на западные ветры в зоне конвергенции (см. рис. 70).
Циклонические системы умеренных широт различны в север¬
ном и южном полушариях и зависят от расположения материков.
Северные циклонические системы — Исландская и Алеутская —
весьма обширны: с запада на восток они протягиваются на 5—
6 тыс. км и с севера на юг около 2 тыс. км. Система циркуляции
в Северной Атлантике начинается теплым Североатлантическим
течением {17). За ним нередко сохраняется название начального
участка Гольфстрима. Однако собственно Гольфстрим («течение
залива») как стоковое течение продолжается не далее Нью¬
фаундлендской банки. Начиная от 40° с. ш. водные массы вовле¬
каются в циркуляцию умеренных широт и под действием западно¬
го переноса и кориолисовой силы от берегов Америки направляют¬
ся к Европе. Благодаря активному водообмену с Северным Ледо¬
витым океаном Североатлантическое течение проникает в поляр¬
ные широты, где циклоническая деятельность формирует несколько
круговоротов — течений Ирмингера (19), Норвежское (20), Шпиц¬
бергенское (21), Нордкапское (22).
Таким образом, Гольфстримом в узком смысле называется
стоковое течение от Мексиканского залива до 40° с. ш., в широком
смысле — система течений в северной Атлантике и в западной
части Ледовитого океана. Структура его сложная, течение изви¬
листое (меандрическое). В нем образуются микроциркуляционные
вихри, от него отделяются мезоциркуляционные ветви то тупико-
вые, то дающие дочерние течения.
Второй круговорот находится у северо-восточных берегов Аме¬
рики и включает течения Восточногренландское (24) и Лабра¬
дорское (25). Они выносят основную массу арктических вод и
льдов.
Циркуляция северной части Тихого океана аналогична северо¬
атлантической, но отличается от нее меньшим водообменом с
Ледовитым океаном. Стоковое течение Куросио переходит в Севе¬
ротихоокеанское (18), идущее к Северо-Западной Америке, обычно
на всем протяжении оно называется Куросио. В Ледовитый
океан проникает относительно небольшая (36 тыс. км3) масеа
воды. Холодные течения Алеутское, Камчатское и Ойясио (27)
образуются из холодных вод Тихого океана вне связи с Ледо¬
витым.
Циркумполярная антарктическая система Южного океана со¬
ответственно океаничности южного полушария представлена одним
течением Западных ветров (23). Это самое мощное течение в
Мировом океане. Оно охватываеФ Землю сплошным кольцом в
поясе от 35—40 до 50—60° ю. ш. Ширина его около 2000 км, мощ-
235
/
/
Рис. 96. Диссимметрия океанских течений относительно плоскости экватора
ность 185—215 км3/с, скорость 25—30 см/с, устойчивость около
50%. В значительной степени это течение определяет самостоя¬
тельность Южного океана. Как и другие, циркумполярное течение
Западных ветров незамкнутое: от него отходят ветви, вливающие¬
ся в Перуанское, Бенгельское и Западноавстралийское течения,
а с юга, от Антарктиды, в него впадают прибрежные антарктиче¬
ские течения — из морей Уэдделла и Росса.
Арктическая система в циркуляции вод Мирового океана за¬
нимает особое место из-за конфигурации Северного Ледовитого
океана. Генетически она соответствует Арктическому барическо¬
му максимуму и ложбине Исландского минимума. Главное тече¬
ние Ледовитого океана — Западное арктическое (26). Оно пере¬
мещает воды и льды с востока на запад по всему Северному
океану к проливу Нансена между Шпицбергеном и Гренландией.
Дальше оно продолжается Восточногренландским (24) и Лабра¬
дорским (25). На востоке в Чукотском море от Западного тече¬
ния отделяется Полярное, идущее через полюс к Гренландии и
далее тоже в пролив Нансена.
(Циркуляция вод Мирового океана диссимметрична относитель¬
но экваТ^га (рис. 96). Течения, идущие с юга на север, мощные
и простираются на большие расстояния: ^Северное Пассатное —
^Гвианское — Гольфстрим — Североатлантическое от экватора до
иТпицоергена на~80п но меридиану, Северное Пассатное в Вели¬
ком океане — Куросио — Северотихоокеанское тоже от экватора
до Берингова пролива; Перуанское и Бенгельское от Южного
океана до экватора.
Течения, направленные с севера на юг, угнетенные, идут на
небольшие расстояния (не более 30° широты): Бразильское,.
236
Игольного мыса, Западноавстралийское, Лабрадорское и Камчат-^
^ское. Т"
Диссимметрия течений пока не получила должной оценки.
Причина ее, вероятно, заключается в том, что к северу от эква¬
тора господствует меридиональный перенос, а в южном полуша¬
рии— зональный. Объясняется это также положением и формой
материков.
Во внутренних морях, соединяющихся с океанами неширокими
проливами, циркуляция воды и ее соленость всегда индивидуаль¬
ны. Поверхностные течения в них направлены вдоль берегов про¬
тив хода часовой стрелки, так как при любых ветрах струи откло¬
няются вправо до тех пор, пока направление их не будет опреде¬
лено береговой линией. Круговые течения есть в Балтийском,
Белом, Гудзоновом и других морях. Если в море вдаются полу¬
острова, то течения образуют два кольца, как в Черном, или, не¬
сколько, как в Средиземном море.
Соленость внутренних морей определяется водным балансом
системы море — атмосфера. В зонах избыточного увлажнения
осадки и речной сток превышают испарение, соленость снижается:
в Белом море от 34 %0 в Горле до 25°/оо в середине, в Большом
Бельте до 20%о, у Кронштадта 5%0. В зонах недостаточного
увлажнения соленость выше океанско^й: в Средиземном море от
37 до 38%о- По мере углубления морей в сушу с умеренным кли¬
матом соленость снижается: в Мраморном 25, в Черном 18, в
Азовском 12%о-
Циркуляция вод обеспечивает водообмен между океанами, и
тем самым — во всей океаносфере, а также между ней и атмосфе¬
рой. Ниже в качестве примера приводится водообмен Северного
Ледовитого океана (табл. 40).
Таблица 40
Водный баланс Северного Ледовитого океана
(по В. Г. Корту из книги В. Н. Степанова)
Элементы баланса
Объем,
км3/год
% от общего
объема
Приход
Приток из Атлантического океана
Приток из Тихого, океана . . .
Осадки
Речной сток
400 ООО
36 ООО
3 600
4 400
89,4
8,8
0,8
1,0
Расход
Сток в Атлантический океан
Вынос льдов
Испарение . .
436 300
6 000
1700
98,2
1,4
0,4
Анализ водного баланса океанов позволил В.. Н. Степанову
(1974) высчитать время полного обновления водных масс в каж-
237
дом из них. В Тихом океане на это требуется 110 лет, в Атлан¬
тическом 46 лет, в Индийском 40 лет, в Северном Ледовитом
38 лет. Водообмен довольно интенсивен. Главная масса воды
(80—95 %,) переносится в антарктической части Мирового океа¬
на. Как уже говорилось, холодная, плотная и обогащенная кис¬
лородом вода здесь погружается в глубокую и придонную сферы,
обеспечивая благоприятный для жизни газовый режим всех вод¬
ных масс.
Теоретически полный цикл (два прилива и два отлива) дол¬
жен завершаться за 24 ч 50', а каждый прилив и отлив по 6 ч
12'30". Действительная картина осложняется многими причи¬
нами.
1. Приливы образуются не только под действием притя¬
жения Луны, но также и Солнца. Приливообразующая сила
Солнца в связи с его удаленностью меньше лунной (0,46 ее
величины).
В течение месяца взаимное положение Земли, Луны и Солнца
меняется (см. рис. 41). В сизигии — новолуние и полнолуние —
лунный и солнечный приливы совпадают, а в квадратуры — пер¬
вая и последняя четверти — они направлены в разные стороны.
Сизигийные приливы на 40—50%| больше квадратурных.
2. В течение 27*/з суток Луна делает полный оборот вокруг
Земли. За это время ее склонение дважды меняется от 23° север¬
ного до 23° южного. Это вызывает суточное неравенство приливов
по высоте и продолжительности.
3. Расстояние между центрами Земли и Луны меняется в те¬
чение 277з суток от 57 в перигее до 63,7 земных радиусов в апогее.
Расстояние от Земли до Солнца в течение года также различно.
А так как приливообразующая сила зависит от третьей степени
расстояния до светила, то апогейные лунные приливы на 40%, а
солнечные на 10%, больше,'чем перигейные.
4. СДОЖНРРТ*’ еще больше увеличивается от разнообразного
Рис. 97. Уровень полной и ма¬
лой воды на приглубом (Л) и
отмелом берегах (Б)
Уробень полной боды
Величина
У р. малой боды прилива
А
6
Приливы и отливы. Уровень поверх¬
ности океанов и окраинных морей
периодически изменяется. Колебания
уровня называются приливами и от¬
ливами. При приливе уровень посте¬
пенно повышается и достигает наивыс¬
шего положения, которое называется
полной водой (рис. 97). Затем проис¬
ходит отлив, при котором уровень так
же постепенно падает до наинизшего,
называемого малой водой. На отмелых
берегах между уровнями полной и ма¬
лой воды остается полоса осушки.
У высоких и крутых берегов, или кли-
фов, приливы и отливы выражаются
только вертикальными колебаниями
уровня воды.
238
влияния на приливную волну расположения материков и их бере¬
говой линии.
5. Благодаря вязкости воды, трению ее о дно и одного слоя
о другой наступление прилива несколько запаздывает тю отноше¬
нию ко времени прохождения Луны через меридиан данного места.
Величина этого запаздывания называется лунным промежутком,
который представляет собой отрезок времени между прохождени¬
ем Луны через меридиан данного места и ближайшей полной
водой.
Максимальный сизигийный прилив тоже опаздывает сравни¬
тельно с полнолунием или новолунием. Этот промежуток време¬
ни называется возрастом прилива.
6. Благодаря сочетанию всех только что названных причин
продолжительность приливов в разных местах океана довольно
различна. Принято выделять приливы полусуточные, суточные и
смешанные. Полусуточные почти соответствуют теоретическим: за
24 ч 50 мин наступает две полные и две малые воды. При суточ¬
ных наблюдается одна полная и одна малая вода. Смешанные
приливы характеризуются изменением их в течение месяца от
полусуточных до суточных.
Замечательно, что суточные приливы свойственны только
островным дугам и побережьям материков около них, т. е. Восточ¬
ной Азии и Центральной Америке.
Величина приливов еще более разнообразна, чем их период.
Теоретически лунный прилив должен быть высотой 0,53 м, сол¬
нечный 0,24, суммарный 0,77 м.
В открытом океане у островов величина прилива довольно
близка к теоретической: на Гавайских—1,0 м, Святой Елены —
1,1 м, Фиджи—1,7 м. У материков со слабо расчлененными бере¬
гами высота приливов колеблется около 1,5—2,0 м. С усложне¬
нием контуров береговой линии она резко возрастает. Это объяс¬
няется нагоном океанской воды в узкие заливы и проливы.
Самый большой на Земле прилив (до 18 м) бывает в бухте
Ноэль в заливе Фанди у Новой Шотландии. У берегов СССР
самый высокий прилив (до 12 м) образуется на севере Охотского
моря, в Пенжинской губе. Приливы больше 5 м наблюдаются
только в узких заливах и проливах, а у сравнительно прямых бе¬
регов они около 2—3 м.
Во внутренних морях приливы очень незначительны: в Черном
13 см, в Балтийском (Ленинград) 4,8 см, в Средиземном море
около Венеции приливы бывают до 1 м.
Общепланетарное значение океанских приливов, как и ман¬
тийных, заключается в создании приливного трения. Приливы и
отливы играют определенную роль и в развитии географической
оболочки. Они участвуют в перемешивании воды, в формировании
берегов, в создании особых экологических условий в прибрежной
полосе моря. Весьма значительна роль приливов в морском судо¬
ходстве, строительстве портовых сооружений, защите их от раз¬
рушений' моря и заноса морскими песками- Каждая приливная
волна несет огромную энергию. Там, где приливы достаточно
высоки, она может быть использована. В некоторых странах это
уже делается. Первыми установками такого рода были мельни¬
цы; одна из них и сейчас работает в Англии. Энергию приливов
используют электростанции.
Ветер
А
Рис. 98. Движение частиц воды в волне (Л) и профиль ветровой
волны (Б)
Волнение водной поверхности. Волнение водной поверхности
океанов, морей и озер — частный случай ритмических колебатель¬
ных движений в природе. При движении одной жидкой или газо¬
вой массы по другой на плоскости их соприкосновения в резуль¬
тате трения неизбежно возникают волны.
Грейень
Рис. 99. Форма и элементы волны
Волнение водоемов вызывается движением над ними воздуш¬
ной массы — ветром. При малых скоростях ветра (около 0,25 м/с)
от трения воздуха о воду возникает рябь— система мелких рав¬
номерных волн. Они появляются при каждом порыве ветра и
мгновенно затухают. При усилении ветра вода испытывает не
только трение, но и удары, и при скорости ветра больше 1,0 м/с
устанавливаются волны.
Правильная волна, т. е. такая, вершина которой не сорвана
240
ветром, имеет трохоидальную форму (рис. 98). Все водные части^,
цы, равномерно двигаясь, описывают круговые орбиты около
уровня равновесия. Движутся частицы в одну сторону. В каждый
отрезок времени они находятся в разных точках орбит; это и есть
система волн.
Следовательно, волнение представляет собой колебание вод¬
ной поверхности вверх и вниз около среднего уровня. Хорошим
наглядным примером в этом отношении может служить волную¬
щееся хлебное поле: волны по нему бегут, а растения, естествен¬
но, остаются на месте, и только колосья совершают орбитальные
движения.
Волны характеризуются следующими элементами (рис. 99):
наиболее низкая часть волны называется подошвой, самая высо¬
кая— гребнем. Крутизной волны называется угол между ее про¬
филем (склоном) и горизонтальной плоскостью. Расстояние по
вертикали между подошвой и гребнем есть высота волны9 а рас¬
стояние между двумя подошвами или двумя гребнями — ее дли¬
на. Быстрота продвижения волн характеризуется их скоростью
и периодом. Скорость — расстояние, пробегаемое гребнем (или
подошвой) в единицу времени, обычно в секунду. Период волны
равен промежутку времени между прохождением через одну и ту
же точку двух последовательных гребней или подошв.
Наибольшие ветровые волны образуются в южном полушарии,
где океан непрерывен и где западные ветры постоянны и сильны.
Здесь волны достигают 13 м высоты и 400 м длины. Скорость
волн около 20 м/с; период равен 20 с. В морях волны меньше,
даже в Средиземном море они достигают только 5 м.
Под действием ветра волны деформируются. Прежде всего от
ударов ветра нарушается симметричная трохоидальная форма,
гребень срывается, образуются «барашки». При этом поверхност¬
ные частицы получают некоторое поступательное движение. Пред¬
мет (лодка, плавник), находящийся на воде, перемещается благо¬
даря эффекту парусности.
При приближении к берегу на мелководье в результате трения
о дно скорость волн убывает, но возрастает их высота и крутизна.
У самого берега волны опрокидываются и образуют прибой
(рис. 100).
Если в открытом море волны направлены под углом к берегу
или даже параллельно ему, то в прибрежье они становятся пер¬
пендикулярными береговой линии. Это происходит потому, что
фланг волны, который раньше достигает мелководья, раньше и
утрачивает скорость, в то время как другой фланг, находящийся
еще над большой глубиной, движется быстрее. В результате вол¬
на поворачивается, и прибой всегда набегает на берег под пря¬
мым углом.
Ветровые волны несут огромную и неисчерпаемую энергию.
В будущем она, безусловно, будет использована обществом.
Огромные волны — цунами — возникают от землетрясений,
моретрясений и извержений прибрежных вулканов. При взрыве
16 Заказ 371
241
вулкана Кракатау в 1883 г. образовалась волна высотой 35 м и
длиной 524 км. Она перемещалась со скоростью 189 м/с. Через
23 ч 31 мин она достигла мыса Горн, конечно, уже сильно умень¬
шенная.
Тепловой режим океанов. Климат океана. Как и вся географи¬
ческая оболочка, океаносфера получает тепло от солнечной радиа¬
ции. Исследования последних лет показали, что придонная сфера
океана, по крайней мере в
Срединных хребтах, воспри¬
нимает внутреннее тепло
Земли. В рифтах Красного
моря и Срединно-Атланти¬
ческого хребта обнаружена
горячая вода (рассол) с тем¬
пературой 56, 58 и даже
72° С, обогащенная раство¬
ренными металлами. Однако
участие этого тепла в клима¬
тах океана не прослежива¬
ется.
В третьей главе было по¬
казано, что усвоение тепла
океаном и его перераспре¬
деление гидро- и атмосфе¬
рой создают климат плане¬
ты Поэтому ниже даются
только дополнительные све¬
дения о тепловом поле океа-
носферы. «Климат» океана определяет температура воды (слово
«климат» полнее, чем «температура», выражает условия жизни
в океане).
Границы климатических зон в океане из-за подвижности воды
не столь отчетливы, как на суше. Сейчас они проводятся по оке¬
аническим фронтам (см. рис. 93). В умеренном климате северно¬
го полушария выделяются все четыре времени года, причем зима
приходится на январь — март, весна на апрель—июнь, лето на
июль — сентябрь, осень на октябрь — декабрь. В Арктике зима
длится 6—7 месяцев, с ноября по май, лето только 4—6 недель, в
августе и сентябре.
Средняя температура Мирового океана 17,54° С (это на 3,54° С
выше, чем климатическая на всей Земле: 14° С на высоте 2 м от
поверхности). В северном полушарии океан на 3°С теплее, чем в
южном, что объясняется характером циркуляции водных' масс:
к северу от экватора преобладает меридиональный перенос, а в
Южном океане — зональный. Диссимметрия динамики создает
диссимметрию поля температуры 1.
1 Автор вынужден подчеркнуть это обстоятельство, так как в учебниках
часто смещение изотерм к северу неверно объясняется материковостью северного
полушария; материки не являются источниками тепла.
Рис. 100. Превращение волн в прибой (Л)
и рефракция волн у отмелого берега (£)
242
В северной части Атлантического и Тихого океанов меридио¬
нальной циркуляцией выносятся огромные массы хорошо прогре¬
той воды жаркого пояса. У 40° с. ш. температура воды выше на
2° С, у 60° с. ш.— на 4° С температуры этих широт южного полуша¬
рия. Переход через 0°С в южном полушарии наблюдается между
60 и 65° ю. ш., а в северном — между 70 и 75° с. ш.
Рис. 101. Влагообмен океан-атмосфера в г/см2-год. Точками отмечены аква¬
тории, в которых испарение превышает осадки (по В. Н. Степанову)
Самый теплый — Тихий океан (данные приведены без выделе¬
ния Южного океана), его средняя температура 19,3° С; затем
идет Индийский с температурой 17,2°, Атлантический 16,5а
и, наконец, Северный Ледовитый с температурой около — 0,7° С.-
Разница климатов океанов объясняется их географическим по¬
ложением.
На 53% поверхности Мирового океана температура воды выше
20° С, и только 17% площади занято холодной водой. Приведен¬
ные цифры показывают, что океан сосредоточивает большие запа¬
сы тепла, которые передаются атмосфере и материкам и формиру¬
ют климаты.
Хотя максимальное количество солнечной радиации океан
усваивает в тропических зонах, самая высокая годовая темпера¬
тура воды (27,4° С) свойственна зоне от 5 до 10° с. ш. Причина
разницы — затрата тепла на испарение (рис. 101).
За пределами узкой экваториальной зоны температура воды
верхней сферы определяется течениями, так что ход гидроизотерм
вполне соответствует циркуляционным системам.
Течения в зависимости от температуры воды бывают ней¬
тральными, теплыми и холодными. Это деление основано не на абсо¬
16*
243
лютной, а на относительной температуре воды. Теплыми называют¬
ся течения, температура воды в которых выше, чем в окружающих
акваториях. Вода холодных течений холоднее сопредельных с ними
частей океанов. Теплые течения в полярных широтах несут воду
более холодную, чем холодные течения в тропиках. Например, в
августе теплое течение у берегов Шпицбергена имеет температуру
8° С, а холодное у Канарских островов 21° С. Но не участвующая
в течениях вода у Шпицбергена покрыта льдом, а в районе Ка¬
нарских островов нагрета до 25° С.
В умеренном поясе северного полушария, наоборот, холодны¬
ми оказываются западные части океанов, где проходят Лабрадор¬
ское и Курильское течения. Восточные области океанов согрева¬
ются Североатлантическим и Северотихоокеанским течениями.
Даже в зимние месяцы температура воды в них от 10 до 0°С.
Летом на 40° с. ш. она достигает 20° С.
В Южном океане, где нет влияния материков, температура из¬
меняется строго зонально: от 10° С на 40° ю. ш. до 0° на 60° ю. ш.
и далее понижается до границы морских льдов.
В западной части Северного Ледовитого океана вода Северо¬
атлантического течения создает положительную температурную
аномалию, в остальной же части океана температура воды близка
к точке замерзания и образуется лед.
По происхождению льды полярных морей могут быть: а) соб¬
ственно морские, образующиеся путем замерзания морской воды,
б) пресноводные, вынесенные реками, и в) материковые, или
айсберги.
Вода с соленостью 35%о замерзает при температуре —1,9° С.
Море дольше, чем пресные водоемы суши, остается открытым и
согревает сушу.
В Северном Ледовитом океане лед держится весь год и по¬
стоянно дрейфует. Южная граница подвижных полярных льдов
проходит от мыса Святой Нос к западным берегам Шпицбергена,
к о. Ян-Майену, по середине Датского пролива, к юго-западной
Гренландии и в Девисов пролив.
В северной части Тихого океана лед образуется только на се¬
вере Берингова и в Охотском морях. Дрейфуя, он достигает Хок¬
кайдо.
В южном полушарии морские льды идут в умеренные широты
много дальше, чем в северном. Их граница проходит южнее мыса
Горн, в Тихом и Индийском океанах достигает 60—55°, а в Атлан¬
тическом —даже 50° ю. ш.
Особенностью теплового режима океанов (в сравнении с атмо¬
сферой) являются незначительные годовые амплитуды температу¬
ры. Наименьшие они в экваториальной зоне близ 5° с. ш.— всего
1°С. В тропических широтах амплитуда остается еще неболь¬
шой— 3 и 4° С, и только в холодных течениях у западных берегов
увеличивается до 6 и 8° С. С переходом в умеренные широты го*
довая амплитуда резко возрастает и достигает в среднем 9°. Как и
на суше, здесь происходит смена времен года. Особенно ярко она
244
выражена близ восточных берегов Азии в муссонной циркуляции,
где амплитуда достигает 20 и 25° С.
В морях годовые колебания температуры, естественно, выше,
чем в открытом океане: в Персидском заливе, Средиземном и Чер¬
ном морях 10 и 15° С, в Северном, Балтийском и дальневосточных
морях доходит до 15 и 20° С, в Азовском и Желтом—до 25° С.
Сезонные колебания темпера¬
туры воды захватывают только
верхнюю сферу (рис. 102), около
100 м. Ниже они затухают. При¬
чем в акваториях с нисходящими
движениями воды гидроизотермы
погружаются, с восходящими —
поднимаются. Ниже 1500—2000 м
температура остается всюду оди¬
наковой— от 2 до 3°С и.только
в Арктике падает до —0,7° и
даже до—1,4° С.
Газовый режим океаносферы.
В воде растворены азот, кисло¬
род, углекислый газ, т. е. те же
газы, которые образуют и атмо¬
сферу. Иногда в морях глубокие акватории заражены сероводо¬
родом. Наибольшее значение имеет, естественно, кислород, так
как он обеспечивает биохимические процессы океанской части
биосферы и в планетарном газообмене между океаном и атмо¬
сферой участвует в регулировании газового состава всей воздуш¬
ной оболочки Земли.
Кислород в океанскую воду поступает в результате фотосинте¬
за фитопланктона и в процессе газообмена с атмосферой. В ре-,
зультате этих процессов верхний освещенный 100-метровый слой
оказывается близким к насыщению кислородом: содержание кис¬
лорода составляет 93—97% возможного.
Растворимость кислорода больше, чем азота, поэтому в воз¬
духе воды его содержится 35% (азота 63%), тогда как в атмо¬
сфере только 21 % (азота 79%).
Концентрация кислорода увеличивается с понижением темпе¬
ратуры: на экваторе она равна 4,5—6,0 мл/л, в средних широтах
6,0—7Д в Арктике и Антарктике до 7,5—8,0 мл/л.
Расходуется кислород на дыхание и окисление. В верхнем
200-метровом слое разрушается 90% всех органических веществ,
и только 10% их массы опускается ниже. Поэтому в верхних сло¬
ях промежуточной сферы содержание кислорода низкое — около
2,0 мл/л, а местами и до 0,5 мл/л.
В холодных тропических течениях, где поднимается вода про¬
межуточной сферы, содержание кислорода оказывается тоже низ¬
ким— менее 2,0 мл/л и даже до 0,2 мл/л. Но такие акватории —
исключение. В целом же насыщенность верхней сферы от 60% в
низких широтах до 95% в высоких.
Рис. 102. Слой скачка (указан
стрелкой)
.245
Нисходящими 'токами воды, которые наиболее интенсивны в
холодных поясах, особенно в Антарктике, кислород уносится в
глубины океана и придонными течениями разносится по всему
океану, поэтому во всех глубоких водах концентрация кислорода
весьма значительная — от 3,0 до 5,5 мл/л, всюду достаточная для
живых организмов.
При изучении состава атмосферы было указано, что ее кисло¬
род биогенный. В образовании биогенного кислорода океанский
фитопланктон играет весьма значительную роль. Кислород океана
не только обеспечивает живые организмы океанской части био¬
сферы. Огромные его излишки поступают в атмосферу. По
А. П. Виноградову, «океаническая вода регулирует объем кисло¬
рода в атмосфере».
Океаносфера в одних случаях поглощает газы воздуха, в дру¬
гих восполняет их недостаток в тропосфере. Она выступает в роли
главного регулятора динамического равновесия в планетарном
газообмене и главного фактора, с которым связано постоянство
состава атмосферы.
Питательные соли в водах Мирового океана. Океанская вода
' содержит большинство элементов, которые должны входить в со¬
став пищи морских зеленых растений. И только фосфаты, а иног¬
да нитраты могут быть в недостаточном количестве. В каждой
конкретной акватории океана плодородие практически зависит, от
баланса фосфатов, поскольку кислорода всюду достаточно, а ос¬
вещение повсеместно (кроме полярных морей зимой).
Биогенные вещества, потребляемые водорослями, в океан по¬
ступают с речным стоком (50—60%), при разрушении берегов
(10—20%), с ветром с суши (10%,). Около 20% их образуются в
самой океанской воде1. С суши в океан ежегодно поступает
385 млн. т фосфатов. Естественно, что главная масса их сосредо¬
точивается в прибрежных водах, на материковой отмели или
шельфе. В самом океане фосфаты образуются на всех глубинах от
распада органических веществ. Но в верхнем освещенном слое они
почта полностью выбираются фитопланктоном.
Богатство или бедность акваторий питательными солями зави¬
сит от макроциркуляции воды. Восходящие токи в умеренных и
субполярных широтах и частично под экватором доставляют к
поверхности фосфаты из глубинных сфер. Тропические акватории
типа Саргассова моря с нисходящими токами воды крайне бедны
фосфатами, и поэтому, несмотря на обилие света и тепла, уподо¬
бляются тропическим пустыням.
Донные отложения. Дно океанов и морей пркрыто осадочными
отложениями, которые называются морскими осадками, грунтами
или илами. Состав и свойства этих природных образований, а
также места их накопления (распространение) определяются пер¬
вичным- источником материала и географическими условиями от¬
ложения.
1 Количественные оценки приведены по М. В. Федосову (Степанов, 1974).
246
Главные виды морских отложений — терригенные и биоген- /
ные.
Терригенные приносятся с суши реками, ветром, ледниками,
прибоем и отливами в виде продуктов разрушения горных пород.
Близ берега они представлены валунами, дальше галькой, крупно¬
зернистыми, потом мелкозернистыми песками, наконец, алеврита¬
ми и глинами. Они покрывают lU Дна Мирового океана, залегают
преимущественно на шельфе и материковом склоне.
Большую часть океанского дна устилают органические илы,
образованные скелетами планктонных организмов. Они бывают
либо известковыми (фораминиферовые и радиоляриевые илы),
либо кремнистыми (диатомовый ил).
В их распространении прослеживается климатическая зональ¬
ность, вертикальная поясность и циркумконтинентальная регио¬
нальное^. Первая проявляется в том, что наибольшая продуктив¬
ность планктона приходится на три влажных пояса: экваториаль¬
ный и два умеренных, где поднимаются глубинные воды, обога¬
щенные питательными веществами; тропические пояса, как уже
указано,— пустыни в океане.
На распространение планктонных организмов с известковым
скелетом влияет содержание в воде СОг, который способствует
растворению извести. В теплой воде тропических акваторий его
содержится мало и карбонатонакопление идет на обширных про¬
странствах. В полярных морях с понижением температуры содер¬
жание СОг увеличивается, поэтому организмы с известковым ске¬
летом замещаются диатомовыми водорослями с кремнистым
скелетом. На океанском дне здесь распространены диатомовые
илы. Климатическая зональность осадконакопления осложняется
теплыми и холодными океанскими течениями.
Вертикальная поясность проявляется в том, что карбонатные
фораминиферовый и радиоляриевый илы распространены на глу¬
бинах не более 4000 м. Ниже с понижением температуры увели¬
чивается содержание СО2, и известковые частицы полностью
растворяются. На глубинах ниже 4000 м дно покрыто красной
глиной — полигенным осадком, состоящим из нерастворимого ос¬
татка планктоногенных осадков, из принесенной ветром пыли, а
также космогенного вещества. Накопление красной глины идет
медленно: около 1 см за 1000 лет.
В образовании морских донных отложений участвует и вулка¬
ногенный материал (стр. 348).
Циркумконтинентальная региональность, как уже очевидно из
сказанного, заключается в распространении терригенных отложе¬
ний пород айсбергового разноса, во влиянии речных вод на мор¬
ские, в закономерностях распространения коралловых рифов и
вулканов, в зависимости океанских течений и приливов от берегов
материков и островов (рис. 103).
Океан как среда жизни и источник природных ресурсов орга¬
нического происхождения. Мировой океан, занимающий 70,8% пло¬
щади Земли,— самый большой биоцикл, или жизненная область,
247
нашей планеты. Два других биоцикла — суша и внутренние водо¬
емы — значительно меньше. Кроме того, морская фауна много
старше сухопутной.
Для океана характерна равномерность экологических условий,
связь между всеми акваториями и отсутствие границ для рассе¬
ления.
Рис. 103. Грунты дна Тихого океана:
1 — терригенные отложения, 2— диатомовый ил, 3 —форамини-
феровый ил, 4 — красная глина, 5 — радиоляриевый ил, 6 —
вулканогенный материал
Биоцикл океана и моря распадается на два основных биохора
(пространства, занятые группами сходных биотопов): а) донную
поверхность, или бентальную область, или бентос (benthos — глу¬
бина), и б) толщу воды, или пелагиальную область, открытого
моря — пелагиаль (pelagos— море).
Соответственно этому морские биоценозы делятся на бенталь
и пелагиаль. Бентальные организмы — бентос всю жизнь или боль¬
шую ее часть проводят на дне. Пелагические животные обитают
только в воде. Среди них есть пассивно плавающие животные и
растения — зоопланктон и фитопланктон и активно плавающие жи¬
вотные — нектон.
В зависимости от освещения и- бентальная, и пелагическая об¬
ласти распадаются на две ступени; верхнюю освещенную, или
эвфотическую, до глубины не более 200 м и нижнюю, лишенную
света,— афотическую. По этому признаку бентос делится на осве-
248
Высокая бода прилида
щенный литоральный, или прибрежный, и абиссальный, свойствен¬
ный глубоководному морскому дну, лишенному света.
Пелагиаль распадается на неритическую — прибрежную, лежа¬
щую над литоралью, и океаническую.
\ Литораль образуется на контакте
трех основных оболочек — гидро-,
лито- и атмосферы; естественно, что
ей свойственно наибольшее разнообра¬
зие экологических условий. В бенталь-
ной части прибрежной полосы выде¬
ляются (сверху вниз): а) супралито¬
раль, расположенная на скалах выше
уровня полной воды приливов; б) соб¬
ственно литораль — часть берега, осу¬
шающаяся при отливе (осушка);
в) сублитораль — морское дно в пре¬
делах шельфа.
Область открытого океана и моря —
пелагиаль охватывает все океаниче¬
ские и морские просторы вдали от
берегов, за границами шельфа, т. е. над
материковым склоном и ложем океа¬
нов. В вертикальном направлении она не однородна. Верхний
эвфотический слой не более 200 м — собственно пелагиаль; средний
до глубин 1000 м сумеречный (дисфотический)—батипелагиаль;
об-
Рис. 104. Экологические
ласти океана:
1 — супралитораль, 2 — литораль,
3 ■— сублитораль, 4 — неритическая,
5 — пелагиаль освещенная, 6 — пе¬
лагиаль сумеречная, 7 — абиссаль
Таблица 4
Экологические области океана
Океан
Ступени литосферы
Придонная биохора
Водная биохора
I. Литоральный, бен¬
тос:
а) супралитораль
б) литораль
в) сублитораль
I. Неритическая пе¬
лагиаль
Береговой откос
осушка
Шельф
Площадь 28 млн. км2,
или 8% общей
II. Абиссальный бен¬
тос
11. Океаническая пе¬
лагиаль:
а) пелагиаль осве¬
щенная эвфотическая
б) батипелагиаль су¬
меречная дисфотиче-
ская
в) абиссаль неосве¬
щенная афотическая
II.' Материковый склон,
ложе и глубоководные же¬
лоба
Площадь 333 млн. км2,
или 92% общей
249
нижний, простирающийся до дна, совсем не получает света (афо¬
тический)— абиссаль.
-^Глубоководная область, или абиссаль, охватывает, таким обра¬
зом, и морское дно (или абиссальный бентос), и глубоководную1
пелагиаль (или абиссопелагиаль). Верхняя граница абиссали не¬
четкая— свет ослабевает постепенно (табл. 41, рис. 104).
Океан располагает энергетическими, биологическими и мине¬
ральными ресурсами. При всей значимости минеральных и энерге¬
тических ресурсов важнейшими следует считать, конечно, биоло¬
гические, значение которых по мере роста населения будет все-
больше возрастать.
Основную: часть, 55% мирового улова, дает Тихий океан, при¬
чем более половины вылавливается в северной части, треть — в юж¬
ной и меньшая доля — в тропической. В Атлантическом океане
добывается 41% всех морских продуктов и тоже более половины
(68%) в северной его части. На Индийский океан приходится
только 5% мирового улова. Основные морские промыслы распо¬
лагаются в пределах шельфа; 5% акватории Мирового океана (за
исключением мелководной полярных ледовых зон) дают около-
90% мировой добычи биологической массы1.
Охрана чистоты океана. Современное общество производит ма¬
териалы, чуждые планетарной экологической системе. По мате¬
риальному балансу, если отвлечься от прихода космического веще¬
ства и от диссипации водорода, Земля — это замкнутая система.
Все вредные для экосистемы техногенные вещества на Земле и:
остаются. С суши их сбрасывают через реки в океан. Но он не
бесконечен и даже не настолько велик, чтобы безболезненно мог
принимать все отходы производства. Может пострадать газовый
режим и химический состав воды, и тогда создастся угроза самому
большому на Земле биотопу. В океан поступают прежде всего
химические отходы промышленности, нефть. Нефть несет в себе
смерть живым организмам. При катастрофических разливах ее
гибнут даже птицы. Не меньшее зло причиняет и ДДТ/ смытый
в океан; он не уничтожаем' в течение тысяч лет. ДДТ обнаружен-
даже в яйцах антарктических пингвинов. Свинец, ртуть и ртутные
соединения, висмут — все это тоже оказывается в океане. Однако
океан еще не отравлен даже нефтью. Загрязнение океана — опас¬
ность будущего. Охрана океана — интернациональная задача.
Виды вод суши. Атмосферные осадки после выпадения их на
поверхность материков и островов делятся на четыре неравных и
изменчивых во времени и в пространстве части: одна испаряется
и переносится дальше в глубь континента уже известным намт
атмосферным стоком; вторая просачивается в почву и в грунт и на
1 Осокин С. Д. Мировой океан. М., «Просвещение», 1972, с. 73—75.
ВОДЫ СУШИ
250
некоторое время задерживается в них в виде почвенной и подзем¬
ной воды, в конечном результате стекающей в реки и в моря в
форме грунтового стока; третья в ручьях и реках стекает в моря
и океаны, образуя поверхностный сток; четвертая превращается
в горные или материковые ледники, которые в конце концов тают
и стекают в океан. Соответственно этому на суше выделяют четы¬
ре типа скопления воды: подземные воды, реки, озера и ледники
(см. табл. 38).
Сток вод с суши и водный баланс. Стекание дождевой и талой
воды небольшими струйками по склонам называется плоскостным
или склоновым стоком. Струи склонового стока собираются в
ручьи и реки, образуя русловой, или линейный, называемый реч¬
ным, сток. В реки стекают грунтовые воды в виде грунтового, или
подземного стока. Полный речной сток R, как уже было сказано
ранее, образуется из поверхностного S и подземного U: R — S+U
(см. табл. 28, 29). Полный речной сток равен 38 800 км3 (294 мм),
поверхностный сток — 26 900 км3 (204 мм), подземный сток —
11 900 км3 (90 мм). Этими величинами мы и будем оперировать.
Полный сток с суши включает также ледниковый сток (2500—
3000 км3) и сток подземных вод прямо в моря вдоль береговой
линии 2000—4000 км3. Общая величина стока оценивается от
41 тыс. до 47 тыс. км3 в год.
Поверхностный сток непосредственно зависит от погоды. Он
неустойчивый, временный, паводочный, почву питает слабо, часто
оказывается катастрофическим и нуждается в регулировании (сне¬
гозадержание, пруды, водохранилища).
Грунтовый сток (см. рис. 78) возникает в грунтах. Во влажное
время года грунт принимает избыток воды на поверхности и в
реках, а в сухие летние месяцы и зимой грунтовые воды питают
реки. Они обеспечивают постоянство течения воды в реках и нор¬
мальный водный режим почвы. Перевод поверхностного стока в
грунтовый — важная хозяйственная задача.
Общий объем и соотношение поверхностного и подземного сто¬
ка меняются по зонам и регионам. В одних частях материков рек
много и они полноводные, густота речной сети большая, в дру*
гих — речная сеть редкая, реки маловодные или даже пересы¬
хают. Многочисленны бессточные области. Достаточно срав*<
нить Центральную Африку с Северной, Южную Америку с Авст*
р алией.
Густота речной сети и многоводность рек — функция стока или
водного баланса территории. То и другое определяется физико-
географическими условиями местности, на учете которых и осно¬
ван гидролого-географический метод изучения вод суши.
Величины, характеризующие сток. Сток е суши измеряется че¬
тырьмя взаимно связанными величинами: слоем стока, модулем
стока, коэффициентом стока и объемом стока.
. Наиболее наглядно сток выражать слоем, который, как и коли*
чество осадков, измеряется в мм. Например, на Кольском полу*
острове слой осадков равен 640 мм, а слой стока — 382 мм (334
251
поверхностный и 48 подземный); в Калмыцкой АССР слой осад¬
ков 385 мм, а слой стока всего 6,8 мм.
В инженерно-технических и агро-мелиоративных целях сток
удобно выражать модулем. Так называется количество воды в лит¬
рах, стекающее с 1 км2 в секунду (рис, 105)* Например, в бассей-
Рис. 105. Изолинии среднего многолетнего модуля стока евро¬
пейской части СССР (л/км2 ♦ с)
не Невы модуль стока равен 9, на Кольском полуострове — 8,
а в Нижнем Поволжье — только 1 л/км2-с.
Коэффициент стока Кс показывает, какая доля (%) атмосфер¬
ных осадков стекает в реки (остальная испаряется). Например,
на Кольском полуострове /(с = 60%, или 0,60, в Калмыцкой АССР
только 0,02, или 2%. Для всей суши средний многолетний коэф¬
фициент стока К=0,35, или 35% годовой суммы осадков стекает.
Объем стекающей воды измеряется в кубических километрах.
252
На Кольском полуострове в год осадки приносят 92,6 км3 воды,
а стекает 55,2 км3, в Калмыцкой АССР — соответственно 29,2 и
0,52 км3.
Зависимость стока от климата. Роль климата в гидрологиче¬
ском режиме суши огромна: чем больше осадков и меньше испа¬
рение, тем больше сток, и наоборот. При увлажнении больше
100% сток следует за количеством осадков независимо от вели¬
чины испарения. При увлажнении меньше 100% сток уменьшается
вслед за испарением.
Однако роль климата не следует переоценивать в ущерб влия¬
нию других факторов. Если признать климатические факторы ре
тающими, а остальные малозначащими, то мы лишимся возмож
ности регулировать сток.
Широко распространено выражение: «Реки — продукт клима¬
та»; при этом ссылаются на А. И. Воейкова. В действительности
великий климатолог писал: «При прочих равных условиях (под¬
черкнуто мною.— J1. Ш.) страна будет тем богаче текучими вода¬
ми, чем обильнее осадки и менее испарение... Таким образом,
реки можно рассматривать как продукт климата». Как видим,
A. И. Воейков учитывал роль всех географических факторов,
но в книге о климате он подчеркнул значение одного клима¬
тического.
Зависимость стока от почвенного покрова. А. И. Воейков и
B. В. Докучаев, а также их последователи придавали огромное
значение изучению роли почво-грунтов в гидрологическом режиме
суши. Почва и грунты впитывают и накапливают (аккумулируют)
благу. Почвенный покров преобразует атмосферные осадки в эле¬
мент водного режима и служит средой, в которой формируется
речной сток. Если инфильтрационные свойства и водопроницае¬
мость почво-грунтов невелики, то в них мало попадает воды, боль¬
ше расходуется на испарение и поверхностный сток. Хорошо обра¬
ботанная почва в метровом слое может запасать до 200 мм осад¬
ков, а потом медленно отдавать их растениям и рекам.
Зависимость стока от рельефа. Нужно различать значение для
стока макро-, мезо- и микрорельефа.
Уже с незначительных возвышенностей сток больше, чем с при¬
легающих к. ним равнин. Так, на Валдайской возвышенности мо¬
дуль стока 12, а на соседних равнинах только 6 м/км2-с. Еще боль¬
ший сток в горах. На северном склоне Кавказа он достигает 50,
а в западном Закавказье — 75 л/км2-с. Если на пустынных равни¬
нах Средней Азии стока нет, то в Памиро-Алае и Тянь-Шане он
достигает 25 и 50 л/км2-с. В целом гидрологический режим и вод¬
ный баланс горных стран иной, чем равнин.
В равнинах проявляется действие на сток мезо- и микрорелье¬
фа. Они перераспределяют сток и влияют на его темп. На плоских
участках равнин сток медленный, почво-грунты насыщены влагой,
возможно заболачивание. На склонах плоскостный сток быстро
превращается в линейный и эродирует. Возникают овраги и речные
долины. Они в свою очередь ускоряют сток и дренируют местность.
Совершенно изменяют сток карстовые формы рельефа-^ значи¬
тельная доля поверхностного стока переходит в подземный.
Долины й другие понижения в рельефе, в которых скапливается
вода, снабжают грунт водой. Это особенно существенно в зонах
недостаточного увлажнения, где почво-грунты не промачиваются
и грунтовые воды образуются только при питании за счет речных
долин.
Влияние растительности на сток. Воздействие растительности
на сток и водный баланс весьма сложно. Растения увеличивают
испарение (транспирация) и осушают тем самым местность. Вме¬
сте с тем они уменьшают нагревание почвы и на 50—70% сокра¬
щают испарение с нее. Лесная подстилка обладает большой вла-
гоемкостью и повышенной водопроницаемостью. Она увеличивает
инфильтрацию осадков в грунт и этим регулирует сток. Раститель¬
ность содействует накоплению снега и замедляет его таянье, по¬
этому в грунт просачивается воды больше, чем с поверхности,
лишенной растительного покрова. С другой стороны, часть дождя
задерживается листвой и испаряется, не достигнув почвы. Расти¬
тельный покров противодействует эрозии, замедляет сток и пере¬
водит его из поверхностного в подземный. Растительность поддер¬
живает влажность воздуха и этим усиливает внутриматериковые
влагообороты и увеличивает количество осадков. Она влияет на
влагооборот путем изменения почвы и ее водоприемных свойств.
Влияние растительности различно в разных зонах. В. В. Доку¬
чаев (1892) и П. А. Костычев (1893) считали, что степные леса —
надежные и верные регуляторы водного режима степной зоны.
В таежной зоне леса осушают местность путем большего, чем на
полях, испарения. В степях лесные полосы содействуют накопле¬
нию влаги путем снегозадержания и уменьшения стока и испаре¬
ния с почвы.
Различно влияние на сток болот в зонах избыточного и недо¬
статочного увлажнения. В лесной зоне они являются регулятора¬
ми стока. В лесостепи и степях их влияние отрицательное, они
всасывают поверхностные и грунтовые воды и испаряют их в
атмосферу.
Кора выветривания и сток. Песчаные и галечные отложения ак¬
кумулируют воду; нередко по ним фильтруются потоки из отда¬
ленных мест, например в пустынях с гор. На массивно-кристалли¬
ческих породах вся поверхностная вода стекает; на щитах подзем¬
ные воды циркулируют только в трещинах.
Значение озер для регулирования стока. Одним из наиболее
мощных регуляторов стока являются крупные проточные озера.
Большие озерно-речные системы, подобные Невской или Святого
Лаврентия, имеют совершенно зарегулированный сток и этим су¬
щественно отличаются от всех остальных речных систем.
Комплекс физико-географических факторов стока. Валовое
увлажнение. Все перечисленные выше факторы действуют сово¬
купно, влияя один на другой в целостной системе географической
оболочки, определяют валовое увлажнение территории (Львович,
254
1950). Так называется та часть атмосферных осадков, которая за
вычетом быстро стекающего поверхностного стока просачивается
в почву и аккумулируется в почвенном покрове и в грунте, а за¬
тем медленно расходуется. Очевидно, что именно валовое увлаж¬
нение имеет наибольшее биологическое (произрастание растений)
и сельскохозяйственное (земледелие) значение. Это наиболее
существенная часть водного баланса.
Хозяйственная деятельность лю¬
дей и водный баланс. Воздействие
людей на водный баланс может быть
как косвенным, так и непосредст¬
венным. Косвенное влияние осуще¬
ствляется через изменение других
компонентов природы — вырубку
лесов, распашку полей, застройку
местности городами с их большим
водозабором и сбросом отработан¬
ных вод.
Непосредственное изменение и
преобразование водного баланса
осуществляется специальными меро¬
приятиями: орошение и обводнение,
осушение земель, полезащитное лес¬
ное насаждение, регулирование сто¬
ка водохранилищами. В бассейне
Днепра, Дона и Волги регулирование стока привело к увеличению
в сухие летние месяцы объема воды на 12 км3. Искусственные оро¬
сительные каналы только в СССР имеют общий годовой расход
(подачу воды) около 400 км3, что в 1,5 раза больше стока Волги
(табл. 42, рис. 106).
Распределение стока по земной поверхности. Распределение
стока по земной поверхности отражает гидрографическая сеть.
Проанализировав карты материков, увидим, что сток распреде¬
ляется чрезвычайно неравномерно. С большей части материков и
со всех островов он направляется в моря и океаны. Такие терри¬
тории называются периферическими. Кроме них, на каждом мате¬
рике есть площади, сток с которых направлен не в океан, а во-
внутренние озера. Такие территории называются областями внут¬
реннего стока. Наконец, на всех материках есть площади, преиму¬
щественно пустынные, с которых нет стока. Они называются бес¬
сточными.
По направлению стока принято выделять две периферические
области: ледовито-атлантическую и индийско-тихоокеанскую. Глав¬
ный водораздел Земли проходит от мыса Флоуэрд по Андам и
Кордильерам до Берингова пролива, затем по хребтам Восточ¬
ной, Центральной и Передней Азии и по Восточной Африке. Ин-
дийско-тихоокеанский бассейн оказывается гористым и меньшим
по площади, а атлантико-ледовитый низменным и большим
(табл. 43).
Рис. 106. Структура водного ба¬
ланса в подзоне южной тайги
Западно-Сибирской равнины:
1 — испарение, 2 — сток подземный, 3 —
сток поверхностный. В центре пока¬
зано количество осадков
255
Таблица 42;
Водный баланс (слой в мм) некоторых территорий
Названия территорий
Осадки
суммар¬
ный
Сток
поверх¬
ностный
подзем¬
ный
Испарение
Таеотая подзона:
700
350
225
125
350
Норвегия .
1330
1188
872
316
142
Карелия, СССР
710 '
306
253
53
404
Якутия, СССР . . .
371
168
148
20
203
Камчатка, СССР
745
519
341
178
226
Смешанных лесов:
715
170
110
60
545
Франция
1022
540
325
215
482
Белоруссия, СССР
745
175
111
64
570
Московская область, СССР . . .
680
188
128
60
492
Приморский край, СССР . . . .
865
294
232
62
571
Лесостепная:
650
100
70
30
550
Воронежская область, СССР . • .
600
72
53
19
528
Омская область, СССР
514
48
31
17
466
Степная:
495
40
31
9
455
Херсонская область, СССР ....
447
5
5
0
442
П устынная
Туркмения, СССР
205
2
1,5
0,5
203
Хорезмская область, СССР ....
124
0
0
0
124
Западная Сахара
36
4
3
1
32
Саванновая:
Восточная Африка
836
125
84
39
710
Гилея:
Центральная Африка •••■•«•
1309
344
209
135
965
Таблица 43
Распределение площадей и объема речяого стока по бассейнам
Области суши
Площадь,
тыс. км2
Годовой сток
объем, км8
слой, мм.
Бассейн Атлантического и Ледовитого океанов # .
64 625
21300
316
Бассейн Тихого и Индийского океанов
52 889
15 080
304
Области внутреннего стока и бессточные
31 124
740
21
Формирование областей внутреннего стока связано с особенно¬
стями влагооборота внутриматериковых территорий. В них отчет¬
ливо выступают три кольцевые площади (рис. 107):
1. Влажная внешняя; она может быть равнинной (верхняя
Волга) или горной (истоки Сырдарьи, Тарима и др.). Здесь реки
получают питание.
256
2. Среднее кольцо, в котором реки текут транзитно, не полу¬
чая притоков.
3. Центр каждой бессточной области; в них количество прино¬
симой реками воды уравновешивается йспарением ее. Реки вли¬
вают свои воды в замкнутые впадины, занятые озерами. Уровень
озер поднимается до той
высоты, на которой испа¬
рение с зеркала уравно¬
вешивается поступлением
воды. Баланс водной мас¬
сы колеблется в обе сто¬
роны в зависимости от
климатических измене¬
ний. Стекание рек в зам¬
кнутые бассейны — суще¬
ственная в водохозяйст¬
венном отношении черта
гидрографической сети.
Например, судьба Каспия
и Арала связана с поступ¬
лением вод из Волги,
Куры, Урала, Сырдарьи и
Амударьи. Следователь¬
но, при использовании
водных богатств этих рек
необходимо учитывать, рис> До7. Схема гидрографического строения
как Отразится это исполь- областей внутреннего стока
зование на режиме озер-
морей (стр. 286).
Бессточные области охватывают пустыни жаркого пояса.
Бессточные и внутристочные области занимают значительные
площади: в Африке 8940 тыс. км2, или свыше 30% поверхности
материка, в Азии около 9 млн. км2, или около 20% площади мате¬
рика. Особенно велика (относительно) — свыше 40%—бессточная
площадь в сухой Австралии. В Южной Америке, где рельеф осо¬
бенно благоприятен для стока, площади без выхода в океан зани¬
мают около 1400 тыс. км2. В Северной Америке бессточные бас¬
сейны площадью больше 1 млн. км2 лежат внутри Кордильер.
Из 38 830 км3 всего речного стока на замкнутые области при¬
ходится 740 км3.
Зонально-региональные величины стока. Выделяют следующие
зоны и регионы стока:
1. Экваториальная зона обильного стока. Слой стока свыше
1500 мм (Конго 1606—1720 мм), по месяцам сток распределен
относительно равномерно.
2. Субэкваториальные (саванновые) зоны характеризуются -
уменьшением стока от экваториальных лесов к. тропическим пус¬
тыням от 1500 до 50 мм в год (бассейн озера Чад — 30 мм, река
Замбези —951 мм). Во времени сток распределен крайне неравно-
17 Заказ 371
257
мерно: больше половины, а местами весь приходится на сезон
дождей.
3. Тропические зоны распадаются на два заметно различных
региона или сектора: а) западные и центральные части матери¬
ков — пустынные или лишенные стока (внутренняя Сахара), или
он ничтожен (Мавритания — 8 мм); б) восточные окраины мате¬
риков, увлажняемые пассатами, со стоком около 1000 мм (Мозам¬
бик— 750 мм). В целом в тропиках сток незначительный и рек
мало.
4. Субтропические зоны состоят из трех секторов на каждом
материке: а) западные средиземноморские со средней величиной
стока около 400 мм (Португалия — 385, Испания—186, Италия —
542, Греция — 506, Алжир — 13, Марокко — 71 км);сток приуро¬
чен преимущественно к зимнему периоду; б) центральные полу¬
пустынные и пустынные со стоком менее 50 мм в год и в) восточ¬
ные с муссонным климатом и со значительным стоком в пределах
200—400 мм. Сток в субтропической зоне благодаря пересеченно¬
сти рельефа (пояс разлома) исключительно мозаичен.
5. Умеренный пояс северного полушария распадается на четы¬
ре сектора: а) западные части материков со стоком 400—1000 мм
(Норвегия — 1188, Дания — 350, Франция — 540 мм); б) внутри-
материковые с недостаточным увлажнением — лесостепные и степ¬
ные со стоком 30—100 мм (Донбасс — 39, Крым — 32, Оренбург¬
ская область — 59, Омская — 49 мм); в) восточные с муссонным
климатом и со стоком 300—500 мм (Приморский край — 294, Са¬
халин — 455 мм); г) пустынные с транзитным стоком.
6. Субполярная тундровая зона северного полушария, в кото¬
рой слой стока 200 мм и менее.
7. Полярные зоны с ледниковым стоком, слой которого (в пере¬
воде на воду) около 180 мм в Гренландии и 150 мм в Антарктиде
или 700 и 2200 км3/год.
На единицу площади наиболее значителен сток в Южной Аме¬
рике — в среднем 583 мм; на втором месте стоит Европа со стоком
319 мм, затем Азия — 293 мм, Северная Америка — 287 мм, Аф¬
рика — 239 мм и Австралия — 226 мм.
На всей суше, таким образом, слой речного стока равен 294—
300 мм. Объем полного стока с материков зависит, естественно,
от их площадей (табл. 44).
Таблица 44
Объем (км3/год) стока (включая ледниковый) с материков по данным
Гидрологического съезда 1973 г.
Материки
Сток
Материки
Сток
Азия
14 410
Африка
4 570
Южная Америка
11770
Европа
3210
Северная Америка
7 530
Австралия
2 390
Вся Земля
43 880
258
Реки
Речные системы и строение гидрографической сети. Несмотря
на общеупотребительность слова «река», исчерпывающего опреде¬
ления этого термина до сих пор нет, так как многие свойства рек
присущи не всем потокам (например, постоянство во времени, при¬
уроченность к одному руслу, взаимоотношения с озерами).
Рекой называется естественный водный поток, текущий по од¬
ному и тому же месту (руслу) постоянно или с перерывами на
сухой сезон (пересыхающие реки). Приуроченность рек к одной
линии относительна: в процессе своей деятельности каждая река
под действием кориолисовой силы смещается вправо (в северном
полушарии).
По причинам, вызывающим течение, все реки довольно четко
разделяются на две группы: 1) реки, собирающие атмосферные
осадки на поверхности и в грунте и текущие по уклону местности
под действием силы тяжести, 2) протоки между озерами, спускаю¬
щие озерные воды тоже по уклону и под действием силы тяжести;
в отличие от рек первого типа вода в них течет под напором озер¬
ной, а русло может быть ниже уровня и даже дна моря. Истоки
Невы находятся на высоте 4,8 м над у. м., а глубина в реке 8—11
и до 24 м; на всем протяжении дно Невы лежит ниже уровня Бал¬
тийского моря. Следовательно, она течет вследствие напора воды
Ладожского озера, проталкивающего воду в Финский залив.
Каждая река (и протока) характеризуется длиной, шириной,
глубиной, площадью бассейна, падением и уклонами, скоростями
течения, расходами воды, твердым стоком (наносами) и химиче¬
ским расходом.
Совокупность ручьев, рек и озер образует гидрографическую
сеть страны. Большая ее часть состоит из очень малых (до 25 км)
и малых (от 25 до 100 км) рек; больших и очень больших немного
не только по числу, но и по длине (табл. 45).
Таким образом, общее число рек в СССР около 3 млн., длина
их около 10 млн. км. Если водотоки длиной менее 10 км считать
ручьями, то в СССР 150 809 рек. Суммарная длина их около
8 млн. км. Из этого числа в Европейской части и на Кавказе
36 600, в Сибири и на Дальнем Востоке 104 800 и в Средней Азии
9400 рек.
Волжская система состоит из 19 675 рек, не считая очень ма¬
лых длиной меньше 10 км (141 042 ручья).
В каждой речной системе есть одна главная река к многочис¬
ленные ее притоки. Выделение главной реки должно основываться
на ее многоводности, направлении, величине и характере долины,
а также длине и площади бассейна. Часто главной рекой считает¬
ся не гидрологически и морфологически основная, а та, которую
люди так приняли при освоении территории. Так, в волжской
системе гидрологически главной является Кама. Но посколь¬
ку освоение бассейна русскими шло от Москвы, за главную
была принята верхняя Волга. Нередко реке, образовавшейся от
17*
259
Таблица 45
Строение гидрографической сети СССР
(по А. П. Доманицкому и др., 1971)
Градации рек по длине
Длина» км
Коли¬
чество
% от общего
количества
Суммарная
Длина
% от об¬
щей длины
Очень малые
<10
2 812 587
94,9
5 624 881
58,3
10—25
113 974
3,9
1 697 939
17,6
Малые
26—50
24 110
0,8
834 082
8,6
51—100
8623
0,3
, 592 206
6,1
Средние
101—200
2857
0,1
386 509
4,0
201—300
630
0,0
150 277
1,6
301—500
357
0,0
133 075
1,4
Большие
501—1000
197
0,0
127 241
1,3
Очень большие
>1000
63
0,0
101 654
1,1
Всего | — 129633981 100 | 9 647 864 | 100
слияния сравнительно одинаковых по величине притоков, присваи-
вается новое название: после слияния Сухоны и Вычегды река
называется Северной Двиной.
Реки, впадающие в главную, называются притоками первого
порядка, их притоки — притоками второго порядка и так далее.
Порядковый номер притока указывает на удаленность от главной
реки, но ничего не говорит о его величине. У любой реки есть
очень мелкие притоки первого порядка и большие реки, имеющие
далекий номер. Поэтому существует другая система деления рек
в зависимости от их размера — по классам. К первому классу
относятся элементарные реки, не имеющие притоков. К рекам вто¬
рого класса относятся те, которые принимают элементарные реки,
и так далее. Главная река будет иметь тем больший класс, чем
разветвлеинее ее система.
Совершенно особенно устроены озерно-речные системы. Они
состоят из многих больших и малых озер и соединяющих их корот¬
ких, но полноводных рек. Главной рекой в таких системах назы¬
вается последняя, вливающая все воды в море. Так, Нева длиной
всего 74 км является конечной и главной рекой огромной системы,
в которую входят величайшие озера Европы Ладожское и Онеж¬
ское, Ильмень, Сайма и многочисленные другие, большие реки
Свирь, Волхов, Вуокса и их притоки. Всего в бассейн Невы входит
260
48 308 рек общей длиной 126 574 км и около 50 000 озер. Даже
если не считать рек до 10 км длиной, и то число их в системе
Невы около 7400.
Истоки рек. Место, где начинается река, называется ее
истоком. Исток, как способ рождения реки, играет значительную
роль в ее режиме. Озерные реки (Нева, Святого Лаврентия) уже
в начале многоводные и масса воды в них почти не зависит от
осадков. Несколько менее многоводны ледниковые реки (Сыр¬
дарья), и чем жарче лето, тем больше в них воды. Реки, начинаю¬
щиеся из ручьев и родников (Волга, Днепр) или в небольших
озерах (Западная Двина, Дон), в начале получают мало воды и
сильно зависят от погоды сезонов.
Русла рек. Ниже истока вода течет под действием силы тяже¬
сти или под напором озерной воды и выпахивает (эродирует)
ложе, называемое руслом. Обычно реки используют уже имею¬
щиеся тектонические понижения рельефа. В дальнейшем они в
процессе эрозии, переноса продуктов разрушения и его аккумуля¬
ции вырабатывают собственные долины и формируют русла. Фор¬
ма русел характеризуется извилистостью в плане, поперечным и
продольным профилем.
На первый взгляд кажется, что водный поток должен течь пря¬
молинейно, по кратчайшему расстоянию между истоком и устьем.
В действительности прямолинейное течение неустойчиво и в при¬
роде никогда не наблюдается. Причина этого заключается в тур¬
булентности (turbulentus — лат. беспорядочный) течения. Оно
пульсирующее, мгновенные скорости и направления в любой его
точке непрерывно меняются. В турбулентном потоке сравнительно
устойчивое соотношение между массой воды и скоростью течения
достигается плавной извилистостью русла, образованием излучин,
или меандр.
Нередко извилистость течения рек объясняют неоднородностью
литологии и рельефа местности. Действительно, и литология и
рельеф влияют на характер течения рек. Однако основная причина
заключается в гидродинамике потока. Вспомним, что и океанские
течения имеют излучины.
Благодаря неоднородности течения поток отклоняется в сторо¬
ну. На один берег русла приходится больший удар, чем на другой,
здесь река подмывает берег и он становится крутым. На противо¬
положном берегу откладывается песок, который образовался при
размыве. От высокого берега вниз по течению вода отклоняется
к другому и его подмывает, откладывая на противоположном сер¬
повидные прирусловые пески. И так происходит до тех пор, пока
на однородном по рельефу участке все русло примет устойчивое
извилистое течение (рис. 108).
Подмывание берегов постепенно сближает концы излучины.
Самое узкое место между ними называетсся шейкой излучи¬
ны. В половодье река прорывает шейку. Новый отрезок русла
называется прорвой, а оставленное рекой — староречьем или ста¬
рицей.
261
На участках крутого падения реки текут по прямолинейным
плёсам.
В поперечном сечении (рис. 109) русла рек в излучинах дис-
симметричны: глубокие у вогнутых берегов, где река эродирует,
и мелкие у выпуклых, где откладывается песок. Прямолинейные
плёсы корытообразные, с одинаковым падением обоих русловых
берегов.
Рис. 108. Излучины реки:
1 — высокие коренные берега, 2 — прирусловые песчаные
наносы, 3 —шейки излучин, 4 —стрежень и линия наиболь¬
ших глубин. Очевидна симметрия излучин относительно оси
полосы извилистости
в
Рис. 109. Поперечные профили русла:
А — диссимметричное в излучинах, Б — симметричное на
плёсах, В — выще равнины
Линия наибольших глубин, или форватер, по середине реки
проходит только в плёсах, в излучинах она прижата к вогнутым
подмываемым берегам, т. е. она последовательно переходит от
одного берега к другому.
Русла многих рек находятся выше равнин, по которым они
текут. Чтобы реки не заливали поля, обваловывают их берега.
Русло Хуанхэ возвышается над Великой Китайской равниной на
3—10 м; выше Поданской равнины находится и русло По в ниж¬
нем течении. При паводках случаются прорывы дамб и бедствен¬
ные наводнения.
Немногочисленные реки, текут в переуглубленных руслах, на¬
пример Нева.
262
Линия падения русла от истока к устью называется его. про¬
дольным профилем.
Уклон дна русла или поверхности воды реки (i) выражается
отношением разности высот в начале Яi и в конце Я2 изучаемого
участка к расстоянию (L) между этими точками:
,Нг~Н2
Обычно он измеряется в промилле (%о), т. е. тысячными долями.
1°/оо равна падению в 1 м на 1 км протяжения реки.
Уклоны равнинных рек обычно невелики (табл. 46).
Таблица 46
Средние уклоны некоторых рек
Реки
Уклон» °/00
Реки
Уклон, °/00
Обь
0,04
Днепр
0,09
Нева
0,06
Амур
0,11
Северная Двина
0,07
Енисей
0,37
Волга
0,07
Кубань
1,46
Дон
0,09
Терек
4,77
Выработка реками долин и профиля падения. В турбулентном
потоке струи ударяют в дно и берега русла и отрывают от него
частицы грунта. Таким путем река эродирует местность. Эрозия
вниз, или размывание дна, называется глубинной, в стороны, или
размывание берегов,— боковой.
Струйное перемешивание обеспечивает удержание оторванного
материала во взвешенном состоянии и перекатывание 'его по дну.
Эта деятельность рек называется транспортирующей.
При замедлении течения продукты эрозии осаждаются, накап¬
ливаются, или аккумулируются, в виде аллювиальных (намывных)
отложений.
Интенсивность работы реки определяется живой силой F пото¬
ка, которая равна половине произведения массы m на квадрат
скорости v:
2
и остается одинаковой на всем протяжении реки. Это значит, что
если в верховьях масса воды небольшая, а к низовьям она увели¬
чивается, то скорость течения в этом же направлении уменьшается
за счет уменьшения уклона русла.
Падение речного русла на геологически однородной местности
не однообразно, а образует вогнутую линию, называемую профи¬
лем нормального падения или профилем равновесия (рис. 110).
Теоретическая кривая нормального падения в верховьях падает
круто, в низовьях касательна к горизонтальной плоскости.
263
Продольный профиль начинает формироваться снизу, от ни¬
зовьев реки, поскольку здесь самая большая масса воды, а следо¬
вательно, и живая сила реки. Отсюда эрозия идет вспять, к вер¬
ховьям, поэтому ее называют пятящейся или регрессивной. Вре-
Рис. 110. Последовательность выработки водным потоком продольного про¬
филя (А) и профиль Волги (Б) до постройки водохранилищ:
1 — уровень моря, 2, 3, 4, 5 — последовательно вырабатываемые профили падения
заясь в водоразделы, реки нередко перехватывают другие, теку¬
щие рядом или по противоположному склону.
До тех пор пока река не выработала профиль нормального
падения, она эродирует преимущественно в глубину. Поэтому в
горных странах, где реки высоко подняты над уровнем моря, до-
Устоичивые
лины имеют форму ущелий (Дарьяльское). Они узкие и глубокие
с крутыми склонами.
Глубинная эрозия может идти вниз только до уровня воды в
месте впадения реки в море или озеро. Эта точка называется
базисом эрозии (рис. 111). Конечный базис эрозии для всех рек —
Мировой океан. В озерно-рёчных системах местными базисами
264
эрозии служат зеркала озер. Если река пересекает выходы массив¬
но-кристаллических пород, то они также выступают как местные
базисы эрозии.
По мере приближения продольного профиля реки к нормаль¬
ному в ней усиливается боковая эрозия. Река расширяет свою
долину (рис. 112), русло становится извилистым и тем больше,
чем длительнее время ее развития (больше возраст).
Изменение соотношения высот между
базисом эрозии и территорией, по которой
река протекает, называется колебанием
базиса эрозии. Причина колебания может
быть гидрократической, заключающейся
в понижении или повышении уровня во¬
доема при постоянстве высоты материка,
и теократической — опускание или под¬
нятие суши при неизменном уровне во¬
доема.
Если уровень моря понижается (на¬
пример, в начале ледниковой эпохи, когда
большие массы воды консервируются в
ледниках) или суша изостатически под¬
нимается (Балтийский щит), то - базис
эрозии понижается, увеличивается ампли¬
туда высот между бассейнами и устьями
рек. Естественно, что это вызывает ожив¬
ление эрозионной работы реки или, как
принято говорить, ее омоложение. При
повышении базиса эрозии, т. е. при опу¬
скании суши или подъеме уровня моря,
течение реки замедляется, эрозия зату¬
хает, русло загромождается наносами и
зарастает, река стареет.
Описанная выше работа рек и измене¬
ние их русел и долин показывает, что ре¬
ки, как и всякое природное образование,
развиваются.
Американский географ У. М. Девис
предложил выделять в жизни каждой реки Рис. п2 Боковая эрозия
три стадии: ЮНОСТИ, зрелости и старости, и выработка рекой долины
В стадию юности реки еще не выра¬
ботали профиля нормального падения. Это проявляется прежде
всего в глубинной эрозии и отсутствии боковой. Русла прямолиней¬
ны, излучин нет. В горах молодые реки текут в ущельях (Терек,
Колорадо), на равнинах — в слабо врезанных неразработанных до¬
линах (верховья).
В стадии юности до сих пор остаются все озерно-речные систе¬
мы. Они падают в море ступенями, на каждой из которых лежит
озеро, а между ними протекают полноводные, обычно порожистые
и даже с водопадами реки — протоки (вуоксы по-фински).
265
Вторым ярким показателем невыработанного профиля рек слу¬
жат быстрины, пороги, водопады (табл. 47) и каскады. Все они
образуются на выходах трудно эродируемых кристаллических
пород.
Таблица 47
Крупнейшие водопады мира и СССР на равнинах
Название
Река
Место нахождения
Высо¬
та, м
Шири¬
на, м
Виктория
Замбези
Африка
120
1800
Стенли
Конго
Африка
60
Игуасу
Игуасу
Южная Америка
72
4000
Ниагара
Ниагара
Северная Америка
51
1237
Иматра
Вуокса
Финляндия
18
Кивач
Суна
СССР, Карелия
11
В зрелом возрасте соотношение глубинной и боковой эрозии,
транспортирующей и аккумулятивной деятельности реки таково,
что она вырабатывает широкую ящикообразную долину с плоским
дном.
В озерно-речных системах на этой стадии котловины озер за¬
полняются речным аллювием и превращаются в плоские равни¬
ны — озеровидные расширения речных долин. В это же время
межозерные участки эродируются и падение рек на них становится
равномерным.
Водопады, разрушаемые падением воды, постепенно отступа¬
ют вверх по реке. Ниагарский, например, перемещается со ско¬
ростью 70—90 см/год, а всего за время существования отступил
на И км.
В стадию старости река на всем протяжении достигает нор¬
мального профиля, падение ее становится равномерным, течение
медленным, эрозионная и транспортирующая деятельность ничтож¬
ны, доминируют заполнение долины наносами с берегов и зара¬
стание.
Описанная последовательность развития рек обычно нарушает¬
ся поднятиями и опусканиями земной коры, колебаниями уровней
морей и озер, изменениями климата, которые вносят в жизнь рек
непрерывные изменения, вызывают то усиление, то * замедление
эрозии, то «омоложение», то быстрое «старение» реки.
Кроме того, результаты работы реки в большой степени зави¬
сят от горных пород, слагающих территорию бассейна. Реки, теку¬
щие по массивно-кристаллическим породам Балтийского и Канад¬
ского щитов, образовались после схода ледникового покрова 10—
13 тыс. лет тому назад (абсолютный возраст), но они еще очень
долго будут оставаться в стадии юности — порожистыми, озерны¬
ми, без террас, потому что граниты трудно поддаются эрозии. Реч¬
ные системы такого же абсолютного возраста, но протекающие
266
по местности, сложенной рыхлыми песчаными и супесчаными отло¬
жениями, уже давно приобрели черты старости.
Таким образом, каждая стадия отражает не абсолютный, а
относительный возраст реки. Термины «юность», «зрелость» и «ста¬
рость» надо понимать как образные выражения, удачно отражаю¬
щие гидродинамику реки, ее геоморфологическую деятельность и
общий ландшафтный облик в данное время.
Сформировавшиеся речные системы — это показатель уже до¬
вольно высокого уровня развития природы территории, ее рельефа
и путей стока воды.
Речные бассейны и водоразделы. Каждая речная система соби¬
рает поверхностные и подземные воды с занятой ею территории,
которая называется водосборной площадью или бассейном реки
(табл. 48).
Таблица 48
Длина и площади бассейнов крупнейших рек
Реки
Длина,
км
Площадь
бассейна,
тыс. км2
Реки
Длина,
км
Площадь
бассейна,
тыс. км2
Нил
6671
2870
Реки СССР:
Миссури — Миссисипи
6420
3238
Амазонка
6400
7180
Енисей
4092
2580
Янцзы
5800
1808
Енисей с Селенгой . .
5940
2580
Парана
4700
3100
Обь . ......
3680
2975
Меконг
4500
810
Обь от истока Иртыша
5410
2975
Конго (Заир) ....
4320
3690
Лена
4400
2490
Нигер
4160
2092
Волга
3700
1380
Юкон
3700
855
Амур
2846
1855
Инд
3180
960
Амур от истока Шилки
4416
1855
Сырдарья
2206
219
- ...
Сырдарья с Нарыном
3078
219
Один бассейн от другого отделяется водоразделом. В горных
странах водоразделы проходят по гребням хребтов и всегда четко
выражены. На равнинах водоразделами обычно служат широкие
полосы, или, по выражению Г. Н. Высоцкого, плакоры.
Иногда водоразделы настолько слабо выражены, что происхо¬
дит раздвоение, или буфуркация, течения реки. Классической яв¬
ляется буфуркация Ориноко, которая отделяет рукав, текущий
в Рио-Негро.
Каждая речная система и ее бассейн имеют свою историю раз¬
вития, в котором есть два ведущих начала: а) геолого-геоморфо-
логическое строение местности и б) работа самой реки.
С каждой, кроме пустынных, территории стекает несколько
крупных рек, много средних и еще больше мелких. Формирова¬
ние этой важной особенности гидрографии материков М. А. Вели¬
кановым объясняется следующим образом. Допустим, что перво¬
начально с материка стекало несколько равновеликих рек. В про¬
цессе эрозии одни реки захватили в свои системы притоки и
267
верховья других и стали крупными, тогда как остальные преврати¬
лись в короткие, второстепенные (рис. 113).
Так же образовались и чрезвычайно характерные в общем
эллиптические формы речных систем.
Нередко одна или несколько рек начич
наются по одну сторону хребта, затем его
прорезают, образуя сквозные долины про¬
рыва, и продолжают течь по другую
(Инд, Брахмапутра, Колорадо, Белая,
Верхний Урал и др.). Такое течение рек
возникло тоже в результате регрессивной
эрозии и перехвата горных рек противо¬
положного склона.
Однако основные закономерности в
расположении больших речных систем
обусловлены рельефом материков и не¬
сут черты геоморфологической поясности
и секториальности.
Густота речной сети. Густота, или
плотность, речной сети выражается отно¬
шением длины водотоков на территории
к площади последней:
Рис. 113. Схема формирова¬
ния гидрографической сети
и эллиптической формы бас¬
сейнов (по М. А. Велика¬
нову):
1 — первоначальное направле¬
ние стока, 2 — современные реки
N=
Зонально-региональные показатели ее
приведены в табл. 49, составленной по
карте Доманицкого А. П. и др. (1971).
Таблица 49
Густота речной сети на территории СССР
Зоны и регионы
Густота рек
А. Равнины
Тундровая:
европейская часть СССР
Восточная Сибирь
Лесная:
Северо-Запад СССР
Восточная Сибирь
Степная:
европейская часть СССР
азиатская часть СССР
Полупустынная:
Прикаспийская низменность
Б. Горные страны
Кавказ
Тянь-Шань
0,50-0,70
0,25—0,60
0,70—1,00
0,30—0,40
0,15—0,22
0,10—0,20
меньше 0,10
до 2,03
до 1,80
268
I В ряду региональных закономерностей, уже рассмотренных
|при описании осадков и стока, особенно проявляется влияние
рельефа на густоту сети. Тот факт, что реки начинаются в горах
или на возвышенностях, объясняется не только тем, что вода
j течет вниз под действием силы тяжести, но и тем, что на высоких
уровнях рельефа больше осадков.
Течение воды в реках. Рас¬
ходы рек. Продольный профиль
русла реки и течецие воды в
ней взаимно связаны ее живой
силой. Вдоль по течению скоро¬
сти уменьшаются соответствен¬
но падению русла сначала бы¬
стро, а потом медленно. Поэто¬
му у реки зрелого возраста до¬
вольно отчетливо выделяются
верховья с быстрым движени¬
ем воды, среднее течение, где
скорости средней величины, и
нижнее течение, где вода дви¬
жется медленно.
В поперечном разрезе ско¬
рость течения изменяется от од¬
ного берега к середине и к
другому берегу. На прямых
плёсах стрежень проходит по середине реки и подчиняется симмет¬
рии стрелы, а на излучинах он прижимается к вогнутому берегу, и
течение резко диссимметрично. Симметрии или диссимметрии вод¬
ного потока соответствует и форма русла: стрежень и фарватер со¬
впадают.
В вертикальном разрезе скорости уменьшаются от поверхности
к дну, так как у дна сильнее трение. Вода испытывает трение
и о воздух. Поэтому максимальные скорости при отсутствии ветра
находятся не на поверхности, а на 7i6 части глубины. Линии рав¬
ных скоростей, или изотахи, в живом сечении русла располагают¬
ся так, как показано на рис. 114.
Для использования рек на орошение, для строительства гидро¬
электростанций, устройства водохранилищ и в других целях необ¬
ходимо знать количество воды, проходящее по руслу в единицу
времени, или расход Q. Для его определения измеряют площадь
живого сечения S и среднюю скорость vcv:
Q=Svc p.
Обычно расход определяется за секунду, иногда за минуту, час
или сутки в кубических метрах. Расход воды за длительное вре¬
мя — месяц, сезон, год называется стоком. Он исчисляется в куби¬
ческих километрах.
Количество воды, которое несут-реки в среднем за год, назы¬
А
Рис. 114. Изотахи в открытом русле (А)
и подо льдом (В)
269
вается их водоносностью. Она выражается средним многолетним
расходом в м3/с (табл. 50).
Твердый сток (снос) рек. На суше непрерывно происходит вы¬
ветривание горных пород и образование рыхлых продуктов раз¬
рушения. Поверхностным стоком последние сносятся в реки.
Кроме того, реки сами эродируют русла. Подземные воды также
приносят в долины частицы грунта. Все это образует твердый
сток рек. Величина его выражается в г/м3.
Таблица 50
Водоносность наибольших рек мира
Названия рек
Среднегодо¬
вой расход,
м8/о
Названия рек
Среднегодо¬
вой расход,
м*/с
Амазонка
120 0001
Меконг
12 000
Конго (Заир)
39 000
Амур
И 500
Янцзы
31000
Волга
8000
Енисей
•19 600
Дунай ...
6 430
Миссисипи
19000
Печора
4 060
Лена
16 400
Колыма
3 800
Парана
14 880
Северная Двина
3 560
Ориноко
14 000
Нева
2 600
Ганг
13 000
Нил
2 284
Обь
12 600
Днепр
1660
Брахмапутра
12 100
Амударья
1 330
1 До недавнего времени годовой сток Амазонки принимался равным 3500 км8, по новым
подсчетам — 5000 км3.
Исследования показали, что основным источником твердых
наносов является поверхностный сток. Продукты линейной эрозии
реки составляют сотые и тысячные доли от всего твердого стока
(на Волге от Vsoo до V2000), поэтому размер твердого расхода и,
в частности, мутность воды зависит не от скорости течения, а от
плоскостной эрозии в бассейне.
Твердый сток состоит из взвешенных в воде и перекатываемых
по дну частиц грунта.
Сток (или снос) речных взвешенных наносов с местности зави¬
сит от рельефа. В горных странах СССР он более 2500 т/км2
территории, на возвышенностях — от 20 до 100 т/км2, на низмен¬
ных равнинах — менее 5 т/км2.
Сток взвешенных наносов в устьях рек очень велик (миллионы
тонн в год): Амударьи —94, Куры —36, Волги —25, Амура —25,
Оби — 15, Лены — 15, Енисея — 13, Кубани — 8, Дона — 6, Невы —
0,4 млн. т/год (по Физико-географическому атласу мира, 1964).
Огромная масса наносов откладывается частично в руслах, на
выпуклых берегах, частично в долинах, а главным образом в
устьях рек. Здесь они образуют специфическую форму рельефа,
получившую название конуса выноса (рис. 115). Отсюда стано¬
вится понятым заполнение речными осадками — аллювием —
270
эзерных котловин и создание аллювиальных низменностей на ме¬
сте мелководных заливов и морей.
Устья рек. Место впадения реки в другую, в озеро или в море
взывается ее устьем. В устье протекают особые процессы, свя¬
занные с взаимодействием вод реки и водоема, в который она
впадает, а также с отложением твердых наносов. Характер устья
зависит и от движений материка.
Обычно в устьях рек от¬
лагаются влекомые по дну
наносы и выпадает взвешен¬
ный материал. По мере рос¬
та наносов из них возникает
равнина, которая в плане
имеет форму треугольника,
сходного с греческой буквой
Д — дельта. Поэтому обшир¬
ные наносные равнины в
устьях рек называют дельта¬
ми. Русло реки в пределах
дельты ветвится на множест¬
во рукавов и проток. Рис 115 Конус
выноса водного потока
В зависимости от соотно¬
шений течения реки и движе¬
ний морской воды (течения, приливы), от формы берегов и разницы
высот суши и морского дна развиваются дельты разных форм. В на¬
чальной стадии образуются подводные дельты (у Инда, Северной
Двины). Далее с увеличением мощности наносов возникают соб¬
ственно дельты, которые могут быть выполненными, т. е. располо¬
женными в глубине залива (дельта Ганга и Брахмапутры), и
выдвинутыми, выступающими в море (хорошо выражены у Лены,
Волги, Миссисипи и многих других рек). Образование и рост
дельт происходит при активном участии моря. Течениями и при¬
боем насыпаются предустьевые валы из морского песка, способст¬
вующие росту дельт. Некоторые дельты (например, рек Камчат¬
ки) состоят из отложений, принесенных морским течением; роль
реки в этом случае только пассивная. Наконец, некоторые реки
имеют ложные дельты, например Нева. Она несет исключительно
чистую воду; речные наносы образуют очень тонкий слой — под¬
водную дельту и предустьевой бар. Острова, на которых располо¬
жен Ленинград, сложены не речными наносами, а представляют
собой участки древней низменной части материка, рассеченной
Невой. Это — псевдодельта.
Дельты непрерывно растут. Дельта Миссисипи увеличивается
в год от 4 до 100 м, Сырдарьи — от 97 до 108 м, Амударьи — до
2000 м. Дельты других рек (Дунай, По) обнаруживают очень
слабый прирост. В случае быстрого роста дельт формируются
аллювиальные равнины (табл. 51).
Устья некоторых рек расширены в форме залива; они называ¬
ются эстуариями и имеют свое собственное имя: Жиронда — устье
Площади дельт некоторых рек
Таблица 51
Реки
Площади
дельт, км2
Реки
Площади
дельт, км2
Хуанхэ
Ганг и Брахмапутра . .
Лена
Нил
445000
82 700
45000
22 000
Волга
Амударья
Терек
Нева
18 000
11 400
8 000
50
Гаронны, Ла-Плата — устье Параны, Обская губа и др. Эстуарии
образуются при проникновении в устье рек морской воды при>
опускании морского дна или в результате действия приливов, ког¬
да отливная волна выносит речные наносы.
Немноговодные пустынные реки оканчиваются слепыми устья¬
ми, не доходят до водоема. В населенных оазисах пустынных пред¬
горий многие реки полностью разбираются на орошение, их устья
заменяются оросительными веерами.
Питание рек. Типы водного режима и климатическая класси¬
фикация рек. Питанием рек называется поступление воды в их
русла; ее приносят поверхностный и подземный стоки. Различают
три вида питания: дождевыми, талыми снеговыми и талыми лед¬
никовыми водами или, сокращенно, дождевое, снеговое и леднико¬
вое. До недавнего времени выделяли еще грунтовое питание, од¬
нако совершенно очевидно, что оно составляет часть дождевого,
снегового или ледникового. Еще раз подчеркнем, что только под¬
земные воды обеспечивают непрерывность течения рек и регули¬
руют их уровень. В тех зонах, где атмосферное увлажнение недо¬
статочное и грунт не промачивается осадками, реки пересыхают
на сезон без дождей или даже текут только во время весеннего
таянья снега.
От суммарного объема поступающей в русла воды зависит
водоносность рек. Например, среднегодовой расход реки Урал
при длине ее в 2534 км равен только 360 м3/с, тогда как в Зам¬
бези (длина 2660 км) уже у водопада Виктория (в 1200 км от
устья) он равен 1400 м3/с.
Очень важно сезонное распределение поступающей в русла
воды. С ним связано колебание уровней рек. Так, минимальный
расход Урала в том же пункте, для которого выше приведен сред¬
негодовой расход, 13,6 м3/с, а максимальный 13 500 м3/с. Замбези
во все сезоны многоводна.
Первая классификация рек по условиям питания и по режиму
создана в 1884 г. А. Е. Воейковым. Он выделил шесть типов рек
и два вида стран, лишенных речного стока. Советские гидрологи
Б. Д. Зайков, П. С. Кузин, М. И. Львович, опираясь на большой
новый фактический материал и на принципы Воейкова, создали
детальные классификации как рек СССР, так и всей Земли. В по*
272
следнее время, как мы уже видели, разработан новый, гидролого-
географический метод характеристики водного баланса рек и их.
режима.
Выделяют следующие зональные типы водного режима рек:
1. Экваториальный тип. Питание только дождевое, обильное
и равномерное в течение всего года. На месяцы равноденствия
приходятся распластанные — растянутые во времени, не бурные
половодья. Такой режим рек обеспечивается водным балансом:
осадков около 2000 мм, испарение около 1000 мм, на сток расхо¬
дуется до 50%, подземное питание обильное, иногда до 50% пол¬
ного стока, так как мощный почвенный покров впитывает много
влаги.
2. Субэкваториальный, или саванновый, тип. Питание только
дождевое. Большая часть или все осадки (900—1800 мм) выпада¬
ют в сезон дождей продолжительностью 5—8 месяцев. В сухом
сезоне испарение настолько велико, что к концу его все запасы
почвенной влаги истощаются, и расход воды в реках становится
крайне малым или сток прекращается совсем и реки пересыхают.
Первые дожди полностью идут на насыщение почвы и только по¬
сле этого расход в реках резко возрастает. От середины сезона
дождей уровень рек быстро повышается и становится очень высо¬
ким. На реке Шари в октябре — ноябре он поднимается на 35—
40 м, вся местность в нижнем течении превращается в обширное
болото. Река Дарлинг в сухие годы распадается на отдельные
плёсы, в сезон дождей ее уровень повышается на 10 м и она ста¬
новится судоходной.
3. Тропический пустынный. Тропические пустыни, как извест¬
но, бессточны. Все осадки (менее 200 м) расходуются на испаре¬
ние. Эпизодические ливневые короткие дожди могут дать только
поверхностный сток в виде бурных паводков, инфильтрация влаги
незначительна и наблюдается только в песках или трещиноватых
известняках. Реки транзитные, например Нил. Подземные воды за
счет современных осадков не образуются.
4. Субтропический■ средиземноморский. Питание рек почти
исключительно дождевое. Основная масса осадков приходится на
зиму. В это время года повышается уровень рек. В сухой сезон
реки маловодны, многие пересыхают. При большом испарении (до
90%. суммы осадков) инфильтрация в грунт ничтожна, и подзем¬
ное питание рек практического значения не имеет, они несут толь¬
ко поверхностную воду. Естественно, что режим их неравномер¬
ный, паводочный. На реке Тахо максимальный зимний расход ра¬
вен 15 000 м3/с, а минимальный летний только 5 м3/с.
5. Субтропический муссонный. Питание рек тоже дождевое, но
в отличие от средиземноморского типа осадков больше и реки
полноводнее. Осадки выпадают и зимой и летом, причем макси¬
мум дают летние муссонные дожди; течение рек в это время паво-
дочное, бурное; зимой уровень падает. Амплитуда уровня Хуан¬
хэ на равнине достигает 5 м с максимумом в июле — августе и
минимумом в январе — феврале. -
18 Заказ 371
273
6. Умеренный морской, или западноевропейский. Питание почти
только дождевое. Оно сравнительно равномерно распределяется
по сезонам. Осадки примерно пополам расходуются на испарение
и речной сток. Подземное питание составляет также около поло¬
вины от полного стока. Зимой осадков несколько больше, а испа¬
рение меньше. Реки всегда полноводны, максимальный уровень
бывает зимой. В Темзе зимний расход достигает 180 м3/с, а лет¬
ний падает до 18 м3/с.
Рис. 116. Совмещенный график колебания уровня Северной
Двины у с. Абрамково. Черные полосы показывают месяцы
с ледяным покровом
Режим описанных пяти (без пустынных) типов рек характери¬
зуется еще одной очень существенной чертой; на них не бывает
ледяного покрова. Реки остальных типов, описанных ниже, еже¬
годно замерзают с поверхности. Ледяной покров — важное звено
«сего режима рек — водного, теплового, газового — и существен¬
ное условие жизни в реках.
7. Умеренный континентальный, или русский, тип. Питание
дождевое и снеговое. Летом и осенью только дождевое, зимой
только грунтовое, весной — талыми водами и меньше дождевыми.
Подземное питание составляет от 25 до 30% общего стока; оно
обеспечивает течение рек и зимой подо льдом, и в жаркие летние
месяцы. Водный режим рек неравномерный: бурное весеннее поло¬
водье сменяется низкой летней меженью; осенью водность повы¬
шается за счет сокращения испарения и уменьшается зимой —
зимняя межень. В Северной Двине за весенний период проходит
55—60%, за летний 15—18, осенний 13—15 и зимний 10—18%
общего годового стока (рис. 116).
На заболоченных равнинах, например в Западной Сибири, по¬
ловодье растягивается на значительное время. Соответственно рас¬
тягивается и гидрограф — кривая колебания уровня.
.274
8. Умеренный полупустынный, или казахстанский. Питание
дождевое и снеговое, преобладают талые снеговые воды весеннего
периода. Ничтожные летние дожди не промачивают почво-грунты,
и грунтовое питание настолько мало, что летом многие реки пере¬
сыхают, в других сток так мал, что вода становится солоноватой,
а реки не доходят до моря или озера и заканчиваются слепыми
устьями (Тургай, Иргиз). Общая водность рек ничтожна, в бас¬
сейне Эмбы модуль стока всего 0,5 л/с -км2. В бассейне Тургая
и Иргиза слой стока 5—7 мм, подземного нет.
9. У меренный пустынный. Сток только за счет весенних талых
вод в виде кратковременных потоков. Общая величина стока близ¬
ка к нулю. Реки только транзитные. В Туркменской ССР 98%<
водных ресурсов принадлежит притоку из смежных районов. На
ее территории формируется только 1,5% водной массы, или 1 км3,
и он приходится на предгорья. Это один из двух видов стран,
лишенных стока.
10. Умеренный муссонный, или дальневосточный. Питание дож¬
девое и снеговое, общий сток значительный, около 300 мм; пре¬
обладает летнее за счет муссонных дождей. Высокие паводки в
конце июля — начале августа приобретают характер катастрофи¬
ческих наводнений. Весеннее таянье снегов в отличие от рек рус¬
ского типа не вызывает половодья. Низка зимняя межень, однако
грунтовое питание все-таки обеспечивает постоянство даже малых
рек. В бассейне Амура слой стока равен 310 мм, поверхностного
265, подземного 45 мм. В питании Шилки 83% приходится на дож¬
девые воды и только 17% на снеговые.
11. Вечномерзлотный, или восточносибирский. Сильные зимние
морозы, малое количество осадков, ничтожный снеговой покров
и особенно вечная мерзлота придают водному балансу и рекам
Восточной Сибири значительное своеобразие. Слой осадков изме¬
няется от 330 на Яне до 540 мм на Витиме, на испарение расхо¬
дуется соответственно 200 и 230 мм. Слой стока, таким образом,
130 и 310. Благодаря вечной мерзлоте крайне мал подземный сток:
21 и 58 мм; зато в летнюю жару таянье мерзлоты дает рекам еще
один источник питания. Реки Якутии отличаются малой водонос¬
ностью, в два-три раза меньше, чем у европейских рек той же
таежной зоны. Индигирка по площади бассейна равна Северной
Двине (360 и 357 тыс. км2), а по водоносности вдвое меньше ее:
57 и 110 км2/год. Питание почти исключительно снеговое и мерз¬
лотными водами, на дождевое приходится 1—2%. По этой причи¬
не, а также из-за мерзлоты, которая служит водоупором, весеннее
половодье бурное, уровень поднимается на 10—15 м. Летний ре¬
жим паводочный от дождей. Характерна зимняя перемерзаемость,
т. е. промерзание воды до дна. Малые реки промерзают по всей
длине, большие только на перекатах. Так как зимой грунтового
питания из-за мерзлоты нет, то и сток прекращается не только на
малых реках, но даже на Яне, Индигирке, Вилюе. Ледяной покров
примерзает к берегам и висит над пустым руслом реки. Такой лед
называется «сушняком». Зимой на реках образуются наледи.
18*
275
12. Полярный. Сток происходит только в короткое полярное
лето в виде временных водотоков, питающихся талой водой; на¬
стоящих рек нет. Это второй тип территории Воейкова без рек.
13. Озерный тип. К нему относятся реки Нева, Свирь, Святого
Лаврентия, Нельсон, Макензи, Ангара. Они несут почти исключи¬
тельно озерную воду, поверхностный и подземный* сток удельно
ничтожны. Реки — протоки всегда полноводны и совершенно заре¬
гулированы огромными озерами, уровень их не зависит от атмо¬
сферных осадков, склонового стока и даже таянья снега.
14. Горный тип. Горным рекам свойственна вертикальная пояс¬
ность питания и режима. В высокогорьях они питаются талой лед¬
никовой водой, поэтому сток увеличивается летом. На склонах
средней высоты к талой воде прибавляется дождевая, причем
осадков в горах много. В низовьях режим рек определяется при¬
родой географической зоны, в которой находятся подножья горной
страны.
В горном типе различают два подтипа: среднеазиатский и аль¬
пийский. Реки пустынь Средней и Центральной Азии и других
аридных зон по выходе из гор осадков не получают, текут тран-
зитно, в низовьях объем воды в них уменьшается и они или впа¬
дают в замкнутые озера, или оканчиваются слепыми устьями.
В реках альпийского типа — Альп, Кавказа, Алтая и других гор¬
ных стран гумидных зон — обильное ледниковое питание внизу
дополняется столь же обильным дождевым. Реки многоводны.
Водные режимы без искажений проявляются на малых и сред¬
них реках. У больших рек, протекающих по нескольким географи¬
ческим зонам, режим оказывается довольно сложным.
Из сказанного выше следует, что речной сток состоит из паво-
дочного и устойчивого. В обеспечении водой почв, растений, и осо¬
бенно в водоснабжении населения Земли важен, конечно, устой¬
чивый сток.
Объем устойчивого подземного стока на всей суше равен
11 900 км3, зарегулированного озерами — 285 км3, зарегулирован¬
ного водохранилищами— 1840 км3, суммарного—14 025 км3.
Озерами зарегулировано больше всего вод в Северной Амери¬
ке— 150 км3, а водохранилищами в Азии — 560 км3.
Устойчивый речной сток равен 1300 км3, или 31% полного
стока.
Объем зарегулированного стока — пример сознательного воз¬
действия людей на гидрологические процессы в природе. Паводоч-
ный сток, пока еще приносящий хозяйству немалый ущерб, сле¬
дует рассматривать как ресурс водоснабжения.
Непериодические колебания уровней рек. Кроме периодических
половодий на реках случаются эпизодические увеличения массы
воды и повышения уровней. К ним относятся паводки и навод¬
нения.
Паводком называется быстрое, кратковременное поднятие уров¬
ня воды в реке, вызванное сильными ливнями, быстрым таяньем
снега, загромождением русла льдом. Вниз по реке паводок рас¬
276
пространяется волной, высокой в лобовой части и сниженной в
тыльной. Скорость движения паводковой волны изменяется от 45
в горах до 3 км/ч на равнинах. Постепенно распластываясь, волна
затухает.
Иногда паводки сопровождаются наводнениями — значитель¬
ными затоплениями местности. Они часты на реках Дальнего
Востока, случаются на Огайо и Миссисипи, на Дунае, Роне, По.
Очень часто наводнения бывают на Неве. С 1703 г. было свыше
200 наводнений. Первое случилось в 1706 г., катастрофические
наводнения были в 1724, 1777, 1824 и 1924 г. Вода поднималась
до 4 м 21 см (1824) над ординаром.
Наводнения вызывает циклон: восходящие токи в его центре,
подобно насосу, втягивают огромные массы воды моря с перифе¬
рии циклона и создают вспученность в виде большой по площади
волны. С продвижением циклона на восток подгоняемая ветром
с моря волна заходит в Неву. Здесь, сжатая берегами, она наби¬
рает большую высоту, и вода выступает из берегов.
Преобразование водного баланса и регулирование стока.
Важнейшая особенность речного стока — его высокая динамич¬
ность. Она создает трудности в использовании водных ресурсов,
требует регулирования стока. В СССР структура речного стока
такова, что непосредственно доступные для использования реч¬
ные воды составляют всего 1200 км3, или 30% общего стока. 70%,
воды стекает паводочно и, следовательно, чтобы ее использовать,
необходимо регулирование стока. Вместе с тем обеспеченность
населения водньши ресурсами в расчете на одного человека в
СССР выше, чем на Земле в целом: устойчивый сток подземного
происхождения на 1 млн. жителей составляет на Земле 3,8, в
СССР 4,4 км3, а весь устойчивый сток — соответственно 4,7 и
5,7 км3. Но и потребность в воде у нас в связи с мощной про¬
мышленностью и большой долей городского населения больше,
чем в целом на Земле.
Путей преобразования водного баланса и регулирования сто¬
ка два: а) воздействие на гидрологические процессы в начальной
стадии — до сосредоточения воды в руслах рек; оно достигается
почвенно-мелиоративными приемами — обработкой почвы, снего¬
задержанием, лесными полезащитными полосами; б) регулирова¬
ние руслового стока гидротехническими средствами — устройством
прудов в оврагах и водохранилищ на реках.
Мощным средством преобразования водного баланса является
транспортировка воды из районов ее избытка в районы ее дефи¬
цита, которая осуществляется прежде всего оросительными кана¬
лами. Примерами их могут служить Каракумский, Большой
Ферганский, многие в Закавказье, в нижнем Приднепровье. Для
водоснабжения, в том числе сельскохозяйственного, построены
большие трубопроводы в Казахстане, Болгарии, Калифорнии, в
Австралии.
Проектируется транспортировка воды в масштабах целых мате¬
риков.
277
Транспортные каналы Волго-Балтайский, Волго-Донской, Бело¬
морско-Балтийский, многочисленные в Западной Европе, Юго-
Восточной Азии и Северной Америке, для переброски воды не
используются.
Химический сток рек. Прежде чем попасть в реку, вода про¬
ходит сравнительно длинный путь или по поверхности суши, или
в грунте. В том и другом случае она растворяет соли. Атмосфер¬
ные осадки также содержат соли (см. испарение с океана). Поэто¬
му речная вода — всегда раствор, хотя и малой концентрации.
Небольшая концентрация солей объясняется быстрой сменой те¬
кучей воды, выпадением атмосферных осадков, поступлением та¬
лых вод, воздействием биохимических процессов и соприкоснове¬
нием речных вод с хорошо промытыми верхними грунтовыми
водами. Все эти факторы, кроме течения воды, зональны, следо¬
вательно, гидрохимические свойства рек также зональны.
В зонах избыточного увлажнения минерализация незначитель¬
на, например, в Печоре 40 мг/л, в Яне — 37 мг/л. Так как при
избыточном увлажнении хорошо растворимые хлорные и суль¬
фатные соединения промываются, то минерализация рек в этих
зонах гидрокарбонатно-кальциевая. Реки богаты кислородом, осо¬
бенно летом во время вегетации водных растений. Зимой содер¬
жание кислорода в воде снижается и может быть даже .недоста¬
точным. Сток болотных вод повышает количество органических
веществ в реках; за счет гумуса вода может приобрести корич¬
невый цвет, который часто определяет название многочисленных
«черных» речек.
В зонах недостаточного увлажнения речные воды сильно ми¬
нерализованы: Эмба до 1641 мг/л, Ишим—1212 мг/л, Калаус на
Ставропольской возвышенности — 7904 мг/л. В составе солей уве¬
личивается количество хлора и натрия. В среднем в солях речной
воды приходится на карбонаты 60,1%» сульфаты 9,9, хлориды 5,2,
на прочие соли — 24,8%,.
Ниже приводятся данные по количеству солей, ежегодно сно¬
симых в море некоторыми реками (по О. А. Алекину):
Название рек
Количество
Название рек
Количество
солей, т
солей, т
Волга
До 50 ООО ООО
Днепр
8 637 000
Лена
41 300 000
Дон
6 190 ООО
Обь
30 200 000
Печора
5 500 000:
Енисей
29 500 000
Урал
3 320 000
Амур
18 700 000
Днестр
3 040 000
Амударья
17 700 000
Нева
2 870 000
Биогенный сток. Реки — весьма активный компонент биосфе¬
ры. Их вода содержит питательные вещества, необходимые для
жизни в самих реках. Они несут биогенные соли в озера, моря и
океаны, повышая их плодородие. Изменение стока воды, естест¬
278
венно, сопровождается перераспределением биогенных веществ.
Например, регулирование стока Волги вызывает необходимость
дополнительного удобрения акваторий Каспия.
Озера
В процессе стока атмосферных осадков с суши в океан часть
воды на некоторое время задерживается в понижениях рельефа,
образуя озера.
Озерами называются внутренние водоемы суши со стоячей или
мало проточной водой без двусторонней взаимной связи с океа¬
ном, с особыми, им свойственными условиями жизни и специфи¬
ческими организмами.
В отличие от рек озера — водоемы замедленного водообмена.
С этим связаны многие черты их режима: вертикальная и гори¬
зонтальная неоднородность и циркуляция воды, отложение в кот¬
ловине твердого материала, характер биоценозов и, наконец, эво¬
люция и отмирание водоема. Противопоставление озер рекам не
должно быть формальным: многие реки имеют озеровидные рас¬
ширения или включают длинные и узкие озера с достаточно
быстро сменяющейся водой. В аридных зонах нередко летом реки
распадаются на цепочки озер. Каспийское море, если судить по
формальным признакам (нет связи с океаном),— озеро, но по раз*
мерам, гидродинамике, химизму воды, животному миру его можно
считать морем. В дальнейшем по отношению к Каспию — одному
из интереснейших водоемов Земли — будут применяться оба тер¬
мина, а также третий море-озеро.
Почти все озера, за исключением соленых самосадочных и вре¬
менных ледниковых, населены животными и растениями. Каждое
озеро — биотоп и биоценоз, биоакваценоз, аналогичный биогеоце¬
нозу.
Каждое озеро состоит из трех взаимно связанных крупных
частей: 1) котловины — формы .рельефа земной коры, 2) воды и рас¬
творенных в ней веществ — части гидросферы и 3) растительного
и животного населения водоема — части живого вещества пла¬
неты. Отсюда очевидна неточность таких выражений, как «текто¬
ническое озеро», «ледниковое озеро» и др., так как тектонической,
ледниковой, вулканической может быть котловина — форма релье¬
фа, а не все озеро с его водной массой, солями, живыми орга¬
низмами.
Площадь всех озер может быть подсчитана только приблизи¬
тельно, так как поверхность многих из них не постоянна, много
временных водоемов. Принято считать, что общая площадь озер
равна 2 700000 км2, что составляет около 1,8%( поверхности суши
и примерно в 7 раз больше площади Каспия (372,4 тыс. км2).
Происхождение озерных котловин. Озерные котловины — эле¬
мент рельефа. Образование самых больших и глубоких из них
связано с жизнью земной коры,- с тектоническими процессами,
Многие озера занимают понижения рельефа, созданные экзоген¬
279
U1
—j—Ом
—I—200
—m
-600
-1000
*■—1620
600
800 —
995m
ными процессами. Есть котловины, образование которых обязано
функциям живого вещества. Таким образом, не только озера в
целом, но и котловины есть результат взаимодействия частей еди¬
ной и целостной природы.
А Котловины тектонического проис¬
хождения (рис. 117) могут быть сбро¬
совыми, мульдовыми, сложного строе¬
ния и вулканическими.
В сбросовых котловинах находятся
Байкал, Великие американские, Вели¬
кие африканские озера, Ладожское,
Онежское, Мертвое, а также крупные
озера Балтийского и Канадского щи¬
тов. Самые глубокие озера—Байкал
(1620 м) и Танганьика (1435 м), все
остальные не глубже 1000 м.
Положение сбросовых котловин и,
следовательно, крупных озер подчиня¬
ется строгим закономерностям: они
приурочены к тектонически активным
линиям. Мертвое и Великие африкан¬
ские находятся в Сирийско-Африкан¬
ском разломе земной коры, относящем¬
ся к рифтовой полосе Индийского океа¬
на. Рифтовую природу имеет и Бай¬
кальский сброс, находящийся на мери¬
диане 105° в. д. Котловины Ладожско¬
го и Онежского, Великих американ¬
ских (канадских) озер образовались
на склонах Балтийского и Канадского
щитов, поднятых на широте эпейроге-
нической параллели 62° с. ш. при пере¬
сечении ее с активным меридианом
15° в. д.
Близки к описанным тектонические
трещинные котловины озер Скандина¬
вии, Финляндии, Карелии и Канады.
Все они узкие, длинные, вытянуты с се¬
веро-запада на юго-восток, в Канаде с
северо-востока на юго-запад; берега
скалистые, озера глубокие. Котловины
занимают тектонические трещины кристаллических массивов, обра¬
ботанные материковыми льдами.
Мульдовые озерные котловины встречаются повсюду, посколь¬
ку прогибы (мульда — прогиб или синклиналь с примерно ровны-
ными длиной и шириной) земной коры распространены широко.
Примерами озер в мульдовых котловинах могут служить Чад,
Эйр, северная часть Каспия, многие озера плоскогорий и нагорий.
Котловины сложного тектонического происхождения созданы
Г
100
200
300м
Рис, 117. Профили некото¬
рых озерных котловин (по
ФГАМ, 1964):
А — Байкал у Ольхона, В —>
'Каспий от устья Куры на вос¬
ток. В — Аральское море по
середине с запада на восток,
Г — Верхнее в восточной части
с юго-запада на северо-восток.
Масштабы разные
280
разнородными движениями земной коры пликативного и дизъюнк¬
тивного характера (Каспийское море, озеро Виктория, Титикака,
Поопо).
Вулканические озерные котловины бывают кратерными нкаль-
дерными. Кратерные многочисленны на Яве, в Новой Зеландии,
на Канарских островах. Кальдерные близки по происхождению и
морфологии к кратерным; к ним относятся, например, ванны*
Курильского и Кроноцкого озер на Камчатке.
Своеобразными вулканическими котловинами являются маары.
Довольно многочисленна группа озерных котловин, которые
обобщенно называют ледниковыми. Они могут быть равнинными
и горными.
На равнинах котловины ледникового происхождения распро¬
странены на территории, подвергавшейся последнему, Валдайско¬
му оледенению. Выделяют пять генетических и морфологических
типов ледниковых котловин — эрозионные, холмисто-аккумулятив¬
ные, равнинно-аккумулятивные, камовые и моренно-запрудные.
Эрозионные ледниковые котловины распространены в преде¬
лах Балтийского и Канадского щитов, которые были центрами
оледенения. Материковые льды сползали отсюда и эродировали
тектонические трещины. Следовательно, эти котловины одновре¬
менно и тектонические, и ледниковые.
Аккумулятивные озерные котловины образовались там, где
ледник откладывал морену — рыхлые горные породы, снесенные
из центральных областей. Озерные котловины в пределах морен-
но-равнинного рельефа широкие, овальной формы и мелкие (Иль¬
мень, Белое, Псковско-Чудское, Воже, Лача), в понижениях мо¬
ренно-холмистого рельефа — сложной лопастной формы с многими
полуостровами, заливами, островами и проливами (Селигер).
Камовые котловины и озера в них невелики — обычно несколь¬
ко десятков метров в поперечнике, овальные или круглые, относи¬
тельно глубокие.
Моренно-запрудные котловины возникли при запруживании
моренной доледниковой долины стока. Конечно-моренная гряда
Сальпяуселькя в Финляндии, подпрудив воды эрозионных долин,
создала котловины озер Сайма, Пяйянне и др.
В горах ледниковые озерные котловины представлены морен-
но-запрудными и каровыми. Моренно-запрудные образовались
так же, как и на равнинах,— при запруживании плейстоценовыми
ледниками речных долин. В таких котловинах находятся крупные
альпийские озера. Карами называются небольшие округлые кот¬
ловины близ снеговой линии, выработанные снежниками и лед¬
никами. Каровые озера небольшие, с чистой и холодной водой.
Водноэрозионные и водноаккумулятивные котловины находят¬
ся в долинах равнинных рек и по берегам морей. Они представ¬
лены старицами, дельтовыми и прибрежными озерными ваннами.
В связи со значительной интенсивностью эрозионных и аккуму¬
лятивных процессов и небольшими размерами долинные и при¬
брежные котловины сравнительно быстро заполняются наносами
281
и зарастают в одних местах и вновь образуются в других.
Карстовые озерные котловины возникают в областях, сложен¬
ных растворимыми породами — известняками, гипсами, доломита¬
ми. Растворение этих пород приводит к образованию глубоких, но
незначительных по площади котловин. Здесь же нередко слу¬
чаются провалы, обусловленные растворением и выносом ниже¬
лежащих толщ (см. ниже карст).
В областях многолетней мерзлоты многочисленны термокар¬
стовые котловины, обязанные таянию ископаемого льда и мерз¬
лых пород и просадкам грунта. К термокарстовым относятся
аласы Витимской низменности и котловины многих тундровых
озерков. Все они имеют небольшую глубину и невелики по пло¬
щади. Многие камовые котловины тоже термокарстового проис¬
хождения.
Суффозионные озерные котловины обязаны просадкам грунта
в связи с выносом грунтовыми водами растворимых, а также
легко подвижных горных пород верхних слоев коры выветривания
(многие озера степной части Западно-Сибирской равнины, Казах¬
стана и Центральной Азии).
Органогенные котловины возникают на сфагновых болотах
тайги, лесотундры и тундры, а также да коралловых островах;
они обязаны неравномерному нарастанию в первом случае мхов,
во втором — полипов.
Котловины, независимо от того, как они образовались, в даль¬
нейшем развиваются под воздействием речной эрозии и аккуму¬
ляции, абразионной деятельности волн, снежного и ледяного по¬
кровов, течений, растительного и животного мира водоема и др.
Озерные впадины непрерывно изменяются, исчезают и возникают
вновь.
Физико-географические условия образования озер. На геогра¬
фических картах крупного масштаба видно, что озер много, с од¬
ной стороны, в областях избыточного увлажнения (например, на
Северо-Западе Европы, на Северо-Востоке Америки), а с другой —
в резко аридных зонах (например, в Средней Азии). И еще при¬
мер: две соседние возвышенности — Валдайская и Среднерус¬
ская— совершенно различны по озерности: на первой их много,
на второй нет совсем.
В формировании озерности территории наибольшее значение
имеют атмосферное увлажнение и рельеф. Чем больше увлажне¬
ние, тем больше должно быть озер. По этой причине гумидные
области Земли — Северо-Западная Европа, Север Сибири, Кана¬
да— богаты озерами.
Однако положительный водный баланс и большой сток спо¬
собствуют эрозионному расчленению рельефа, эродированию бор¬
тов котловин, спуску озер и заполнению их наносами, и в це¬
лом— уменьшению озерности. Эрозионное расчленение местности
увеличивается с ее возрастом. Поэтому в одной и той же клима¬
тической области озерность зависит от возраста рельефа: терри¬
тории с молодым рельефом, например Валдайская возвышенность,
282
богаты озерами, с древним, например Среднерусская, бедны ими.
Возвышенности обильнее увлажняются, с них начинаются реки,
и пока возвышенности молоды, озер на них много, а затем именно
благодаря обилию влаги, расчленяющей рельеф, озера оказывают¬
ся спущенными.
В пустынной Средней Азии площадь озер тоже большая (если
считать Каспий, Арал и Балхаш), не соответствующая ничтожно¬
му атмосферному увлажнению. В аридном климате эрозионные
процессы идут слабо, много замкнутых котловин. Реки, несущие
сюда воду из других климатических районов, достигают ближай¬
шей котловины и заполняют ее. В силу высокого испарения воды
в реках недостаточно для переполнения котловины, эродирования
ее краев и дальнейшего течения. Так образуются многочисленные
замкнутые озера Казахстана, Средней, Центральной и Передней
Азии, Тибета, Большого бассейна, Мексиканского нагорья и'Авст¬
ралии.
Следовательно, взаимодействие климата (атмосферной влаги)
и рельефа (горных пород) в образовании озер противоречивое.
От характера этого взаимодействия зависит озерность террито¬
рии. Расчленение страны определяется не только геологическим
возрастом рельефа, но и характером горных пород и высотой над
уровнем моря (см. выше о стадиях развития рек). Так, граниты
Балтийского щита, лишь немного поднятые над уровнем моря,
слабо поддаются расчленению. Если учесть также влажный кли¬
мат и послеледниковый возраст рельефа, станет понятным изоби¬
лие озер в Финляндии и Карелии.
Водная масса озер. Как и в морях, в озерах водной массой
называется не только вода, но и растворенные в ней газы и соли.
Вода во всех озерах современного атмосферного происхождения.
Она попадает в котловину путем поверхностного притока Упр,
подземного притока или оттока У и осадков на зеркало водо¬
ема X, в том числе и конденсации пара. Расход воды происходит
через сток из озера Уст и испарение с поверхности воды Z. В отли¬
чие от речного в балансе озер есть еще одна величина — запасы,
воды или их накопление А. Расчет водного баланса озера произ¬
водится по уравнению
Р=Уnp-j-У+Х+А —- Уст — •£.
В большинстве озер в годовом выводе приход и расход урав¬
новешиваются и баланс равен 0. В бессточных озерах, как уви¬
дим ниже, он обычно или положительный, или отрицательный.
Уровень таких озер то повышается, то понижается. Соответствен¬
но изменяется и площадь.
По приходу и расходу водной массы озера делятся на четыре
группы (табл. 52).
1. Хорошо проточные. В такие озера впадает несколько рек и
одна вытекает. Вода в них непрерывно сменяется. Естественно,
что она пресная и всегда чистая. Хорошо проточные озера нахо-
283
Водный баланс крупных озер
я
к
ч
\о
се
н
£ х
>>о
(J Л
<м
<М
CN
(N
СТ>
О
С">
LO
о
LO
СО
00
со
оГ
СО
СО
о
2 §
£ °
£ X
>>s
и о,
с
г
£
S
*
С". сч
СЧ
<М о>
(N *-«
<м —•
—< 'ЧГ
00
00
о
lO
05
оо
О
со
CN)
о»
о
ст>
оо
о
оо
s л о
(и ч я
(О So
ogS.
О о о
С5 X
с
4"s‘si
г**
*s о о
та о о
[Q О LO
со—«
(N со
о «
»=3 3
с w
Зя
5
О) .
§ яй
§ Шл
03 И”
2f- §
ISg
tQ ОТ Р
S
\о 3 h
о «
„ о
W О О
|sg'°.
О Оео 2
o.g 2 «
со * со
О о.
£ JTC0 ^
^ <ч <М си
та о^о
S т-1 CD К
дятся в зонах избыточного ат¬
мосферного увлажнения и име^
ют высоко положительный ба¬
ланс.
2. Мало проточные. В них
тоже впадают реки, но сток
осуществляется или периоди¬
чески, или через одну неболь¬
шую реку. Такие озера прису¬
щи зонам с недостаточным ув¬
лажнением.
3. Бессточные, или устье-
.вые, озера. В них впадают ре¬
ки, иногда очень значительные,
например, в Каспийское и
Аральское моря, но стока из.
них нет.
4. Глухие, или замкнутые,
озера. Они не имеют ни прито¬
ка, ни стока в виде рек, пита¬
ются дождевой, снеговой и
грунтовой водой. Расходуется
вода на испарение и подземный ,
сток. Глухими являются не¬
большие озерки среди тундр, в
лесах таежной зоны, степные
блюдца, а также соленые озе¬
ра полупустынной зоны. Сюда
же относятся каровые озера
высокогорий, кратерные вулка¬
нические и многие другие, все¬
гда небольшие.
Вне групп оказываются кар¬
стовые озера, питающиеся не
столько поверхностным и грун¬
товым стоком, сколько мощным
потоком воды в подземных пу¬
стотах.
Слой годового водообмена в
среднем колеблется от 1 м в
бессточных озерах, до 2 м в
малопроточных и до 3—4 м и
несколько более в хорошо про¬
точных.
Отношение объемов воды,
участвующих и не участвую¬
щих в водообмене, во многом
зависит от размеров и формы
котловины. В Ладожском озере
284
оно равно 8,8%, в Байкале 0,3, в Каспии 0,6, в Псковско-Чуд¬
ском даже 56,5%.
Не участвующая в обмене вода и составляет тот запас, кото¬
рый в уравнении баланса обозначен индексом А.
В водном балансе крупных озер СССР участвует 336,7 кма
воды, или 1,5%, их общего объема, который равен 27 140 км3.
Различают сезонные и много¬
летние колебания уровней озер.
Сезонные определяются годовым
режимом осадков и испаряемости
и происходят на фоне многолет¬
них. Наибольшие изменения уров¬
ней как в течение каждого года,
так и за ряд лет свойственны озе¬
рам аридных зон. Питаясь пре¬
имущественно за счет речного при¬
тока и расходуя воду только на
испарение, эти озера чутко реаги¬
руют на осадки И испаряемость. Рис. 118. Изменение водной поверх-
С колебаниями уровней СО- ”ости озера Эйр (пр Ф Г AM, 1964):
пряжены значительные изменения в-°ноябрь191951Г* г.. г-8а£рель 1952 г.г "
и площади водоемов. Австралий¬
ское озеро Эйр, лежащее в депрессии на 12 м ниже уровня моря, в
сезон дождей влажных лет представляет собой огромный водоем
площадью до 15000 км2, а в сухие сезоны засушливых лет вода
сохраняется лишь в немногих заливах южной части озера! Озеро
Эйр — потенциальный центр стока обширной области. За историче¬
ское время впадина его только один раз — в 1949—1950 г. наполни¬
лась водой. Средняя глубина его тогда была 2 м, а максимальная
3,9 м. Но уже к 1953 г. озеро полностью пересохло (рис. 118).
Понижается уровень Каспийского моря. С 1880 по 1930 г. он
упал примерно на 1 м, а с 1930 по 1960 г.— на 3 м. Площадь за
эти годы сократилась на 30000 км2, исчезли или уменьшились не¬
которые заливы — Кайдак, Комсомолец, Гасан-Кули, в два-три
раза увеличилась площадь островов, некоторые острова стали
полуостровами (Челекен, Долгий и др.)- Современное понижение
уровня не является исторически непрерывным процессом. На кав¬
казских берегах ниже современного уровня находятся некоторые
портовые сооружения, свидетельствующие о том, что уровень
Каспия был еще ниже, затем произошло повышение, сменив¬
шееся современным понижением. Изменения объема водной мас¬
сы Каспия связаны с колебаниями климата в бассейнах впадаю¬
щих в него рек, по преимуществу Волги.
Колебания уровней проточных озер, расположенных в зонах
избыточного увлажнения, незначительны и тем меньше, чем боль¬
ше их площадь. На Байкале, Онежском и Ладожском, Великих
Американских, Виктории и Танганьике они не более 1 м. Уровень
мало проточных озер изменяется несколько больше — у Балатона
на 1,5 м.
28S
В умеренном поясе значительны и внутривековые изменения
уровней и зеркала больших по площади, но неглубоких озер.
Наибольшая глубина Ильмень-озера меняется от 2 до 10 м, а
площадь — от 659 до 2230 км2. Площадь Белого озера изменяется
от 1220 до 1370 км2.
Водохранилища. Водохранилища — искусственные водоемы, ре¬
жим которых аналогичен озерному. Как правило, они создаются
в долинах рек водоподпорными плотинами для перераспределения
стока во времени, а иногда (вместе с оросительными каналами)
и по территории. Размеры их весьма разнообразны. Суммарная
емкость водохранилищ земного шара равна приблизительно
5000 км3 (в 5 раз больше, чем Аральское озеро,—1023 км3), по¬
лезная емкость 2050 км3. По частям света емкость распределяет¬
ся следующим образом: в Америке 755 км3, в Азии 525, в Афри¬
ке 460, в Европе 280, в Австралии 30 км3.
В СССР в 1972 г. было 1080 водохранилищ общей площадью
зеркала 12 млн. га и объемом воды 834 км3 (табл. 53).
Таблица 53
Крупнейшие водохранилища мира
Название
Реки
Страна
Площадь,
км2
Объем,
км3
Вольта
Вольта
Гана
8480
148
Братское
Ангара
СССР
5470
169
Насер
Нил
АРЕ
5120
157
Кариба
Замбези
Замбия
4450
160
Куйбышевское
Волга
СССР
5650
58
Волгоградское
Волга
СССР
3500
33
Рыбинское
Волга
СССР
3800
25
Кременчугское
Днепр
СССР
2252
13
Маникуаган
Маникуаган
Канада
1940
142
Глен-каньон
Колорадо
США
646
33
Водообмен в водохранилищах в отличие от озер интенсивный:
вся водная масса в течение года сменяется несколько раз. Напри¬
мер, в Горьковском водохранилище объемом 9 км3 приход воды
в год равен 54 км3 (приток 53, осадки 1 км3), такой же и расход,
т. е. вода обменивается в течение двух месяцев, или шесть раз
в год.
Химический режим озер. Мы уже видели, что реки, впадаю¬
щие в озера, несут растворенные в воде соли. Если озера проточ¬
ные, то соли вместе с водой выносятся в моря, и вода озер
остается пресной. Если озера бессточные, то соли, приносимые ре¬
ками, естественно, накапливаются, вода озер становится минера¬
лизованной.
По количеству растворенных в воде веществ озера делятся на
пресные, солоноватые и соленые. В качестве границы между
пресными и солоноватыми принята минерализация в 3 %о. Соле-
286
Таблица 54
Размеры и соленость некоторых озер (>1000 км2)
Названия
Площадь,
ТЫС. КМ2
Глуби¬
на, м
Высота
над у. м.,
м
Соленость, %0
Каспийское
394
980
—8
12,8
Верхнее
82,4
393
183
—
Виктория
68
80
1134
—
Аральское
64,1
68
52
11,3
Г урон
59,6
208
177
—
Мичиган
58
263
177
Танганьика
34
1470
774
.
Байкал
31,5
1620
455
Ньяса
30
706
472
, ,
Большое Медвежье
30
137
119
Большое Невольничье
28,6
150
150
Эри
25,7
62
174
Виннипег
24,3
28
217
Онтарио
19,4
237
75
Ладожское
17,7
230
4
Балхаш
16,5—19
Пресное и со¬
26
339
лоноватое
Чад
10—18
4—7
240
—
Эйр
до 15
среднее
—
—12
Соленое
Онежское
9,7
127
33
Рудольфа
8,5
73
375
Солоноватое
Никарагуа
70
Слегка соло¬
Титикака
6,9—8,3
272
3812
новатое
Иссык-Куль
6,2
702
1609
Соленое
Резайе (Урмия)
5,8
15
1275
,150—230
Торренс
до 5,7
—
30
Соленое
Альберт
5,6
58
617
Зайсан
5,5
89
Венерн
5,5
100
44
Большое Соленое :
2,5—6,0
13—15
1230
130—300
Таймыр
4,5
26
6
Сайма собственно
1,8
82
Сайма система
4,4
Ханка
4,19
10
68
Г ерднер
до 4
100
Ок.
Лобнор
50x100 км
Ок. 5
780
Ван
3,7
145
1720
19
Чудско-Псковское
3,5
15
30
Чаны
2,4—1,9
9
105
Соленое
Алакуль
2,6
22
350
Солоноватое
Эдуард
2,1
111
912
Веттер н
1,9
119
88
Севан
1,26
99
Выгозеро
1,1
18
89
Белое
1,2
20
113
Меларн
1,1
64
Пяйянне
1,1
93
78
Мертвое
1,0
356
—392
260
Эльтон
0,152
0,1
—18
291
Баскунчак
0,106
0,1
—21
284
287
яыми считаются водоемы с концентрацией солей 24,695%о и выше.
При такой солености температура замерзания воды равна темпе¬
ратуре наибольшей плотности— 1,33°.
Химический режим озер определяется прежде всего атмос¬
ферным увлажнением местности и обусловленным им водным ба¬
лансом озера. В природных зонах с избыточным увлажнением —
тундровой и лесных всех широт — озера хорошо проточные, вод¬
ная масса в них непрерывно обновляется, пресные. Опреснению
•озер способствуют и другие геохимические процессы гумидных
зон — сток пресных грунтовых и болотных вод и биохимический
влагооборот.
ч В зонах с недостаточным и скудным увлажнением — степных,
полупустынных, пустынных, частично саванновых —озера бессточ¬
ные, в расходе преобладает испарение. Так как реки и грунтовые
воды всегда приносят соли, а испаряется только чистая вода, то
солевой баланс озер оказывается положительным, а вода их
минерализованной до рапы — раствора, из которого происходит
осаждение соли на дно озера (табл. 54).
На зональном фоне проявляются местные особенности озер.
Так., Кулайские озера в бассейне Пинеги соленые. Минерализация
их объясняется близостью соленосных пластов земной коры. Озе¬
ро Чад хотя и бессточное, но пресное благодаря грунтовому сто¬
ку. В заливе Кара-Богаз-Гол, окруженном пустынями, большое
испарение; он поглощает воду Каспия и, с одной стороны, опрес¬
няет ее, а с другой — накапливает глауберовую соль в своей кот¬
ловине.
Состав солей в водах озер, а также интенсивность соленакоп-
ления зависят от солености грунтов.
В собственно соленых озерах преобладают хлориды — NaCl,
MgCl2 (Эльтон, Баскунчак, Мертвое, Большое Соленое и многие
другие). В содовых озерах наряду с хлористым натрием содер¬
жатся сода Na2C03 и сернокислый натрий Na2S04 (Ван и некото¬
рые озера в степях Западной Сибири и Забайкалья). Борные озе¬
ра кроме перечисленных солей содержат буру Na2B407-ЮН20.
Они встречаются в Тибете, Калифорнии, Неваде.
Тепловой режим озер. Основным источником тепла для воды
озер служит солнечная радиация. Расходуется тепло озерной воды
главным образом на испарение и излучение в атмосферу, вес¬
ной—на таянье льда. Согревающее действие иногда оказывают
источники.
Вертикальная циркуляция и перемешивание воды, всегда вы¬
зываемые изменением ее плотности, зависят от температуры и
солености озера. В соленых озерах сезонное нагревание и охлаж¬
дение не вызывает тепловой конвекции. Поэтому ниже охаракте¬
ризованы только пресные и солоноватые озера. Они делятся на
теплые, умеренные и холодные.
Распределение тепла в водной массе в вертикальном направле¬
нии обусловлено одним из свойств воды: наибольшей плотности она
достигает при 4° С.
288
В теплых климатических зонах весь год вверху вода теплее,
чем внизу. Такие озера называются теплыми. Например, в Тан¬
ганьике вверху температура изменяется от 23,8 до 26,5°, а у дна
она всегда равна 23° С. В этих условиях циркуляция воды проис¬
ходит только в верхнем слое мощностью от 40 до 100 м. Нижние
слои лишены кислорода.
В отдельных случаях термическая стратификация нарушается
особенностями минерализации воды. Так, в озере Киву (Африка)
на поверхности температура держится 'от 24 до 26°, затем она
падает до 23° на глубине 70 м, а потом снова повышается и у дна
достигает 26° С. Эта редкая температурная аномалия обусловлена
двумя причинами: 1) источником тепла служат поствулканические
процессы, 2) подъему теплой воды препятствует ее минерализация
на глубине до 4 г/л. Причем соли, которые несут подземные воды,
также связаны с вулканическими породами.
В озерах холодных зон, если они достаточно глубокие, темпера¬
тура воды у дна около 4° С. К поверхности она понижается, по¬
скольку и летнее тепло воду не нагревает до температуры макси¬
мальной плотности. Но таких озер мало.
В озерах умеренного пояса температура верхних слоев воды
изменяется по сезонам. В связи с этим и вертикальное распреде¬
ление тепла и связанная с ним циркуляция водной массы носят
сезонный характер.
Летом температура верхних слоев, нагреваемых солнцем,
14—18°, с глубиной она понижается и в придонных слоях глубоких
озер держится около 3,5—4,0° С. Расслоение воды, при котором ее
температура с глубиной понижается, называется прямой стратифи¬
кацией. Ниже ветрового перемешивания находится слой темпера¬
турного скачка, в котором температура резко понижается: теплая
верхняя вода сменяется холодной глубинной. Слой скачка в боль¬
ших озерах находится на глубине от 10 до 25 м, а в мелких —
около 2 м.
Осенью, по мере похолодания погоды, верхний слой воды ох¬
лаждается, плотность воды повышается. Возникает частичная цир¬
куляция воды: холодные и плотные верхние слои погружаются,
еще не остывшие среднеглубинные поднимаются (рис. 119). Это
происходит до тех пор, пока все озеро охладится до 4° С. Состоя¬
ние воды, при котором температура
всей ее толщи одинакова (4°С), на¬
зывается гомотермией
Зимой подо льдом температура
около 0°, у дна 4° С. Расслоение во¬
ды, при котором вверху вода холод¬
нее, чем внизу, называется обратной
стратификацией.
Весной после таяния ледяного
покрова, вода нагревается сначала
до 4° С, а затем и выше. Начинается
частичная циркуляция, заканчиваю:
А 5
Поберхнбсть озера-
С0
5е вф
4° Г
4° 4°
Рис. 119. Частичная циркуляция
воды в озере весной (А)
и осенью (Б)
№ Заказ 371
289
щаяся кратковременной весенней гомотермией, которая затем сме¬
няется летней прямой стратификацией.
Умеренные и холодные озера Евразии и Северной Америки, а
также высокогорий зимой замерзают. Южная граница пояса озер
с ледоставом проходит' по Скандинавским горам, нижнему Дунаю,
степному Крыму, Кубани, северу Аральского озера и Балхаша,
захватывает Западный Китай, Тибет, Северо-Восточный Китай.
В Америке эта линия проходит по Великим Американским озерам.
Динамика озерной воды. Движение воды в озерах обеспечи¬
вает ее перемешивание, следовательно, содействует распростране¬
нию кислорода, аэрации нижней толщи и распределению пита¬
тельных веществ.
Рис. 120. Одноузловая (/I) и двухузловая (Б) сейши
Наиболее существенное значение имеет вертикальная циркуля¬
ция воды, связанная с термическим режимом. Там, где ее нет,; га¬
зовый режим озера не благоприятен для жизни. В Танганьике
ниже слоя температурного скачка кислорода нет, 0,9 объема этого
озера безжизненны. В «мертвом» слое озера Киву, начиная с глу¬
бины 275 м, содержится метан в смеси с углекислым газом и серо¬
водородом.
Несмотря на то что озера — водоемы замедленного водообме¬
на, в большинстве из них есть течения. Близ устьев рек-притоков
образуются инерционные течения, расходящиеся веером и зату¬
хающие к центру озера. Площадь их пропорциональна величине
расхода рек. В проточных озерах под напором притоков и всасы¬
вающим действием вытекающих рек возникают сточные течения.
Объем и интенсивность их определяются водным балансом озера.
Так, в Боденском озере, через которое протекает Рейн, течение
аналогично речному, только меньшей скорости. Чем больше объем
озера, тем относительно меньше сточные течения; в мало проточ¬
ных озерах они отсутствуют.
Ветры вызывают ветровые течения. Обычно они бывают вре¬
менными. В больших бессточных озерах ветровые и инерционные
течения образуют медленное движение воды вдоль берегов в виде
круговых прибрежных течений, идущих в соответствии с кориолисо-
вой сйлой против часовой стрелки. Они наблюдаются, например, в
Аральском озере, в западной части Балхаша.
Для термического и газового режима озер большое значение
имеет волнение. В озерах бывают волны двух типов: ветровые,
уже описанные в разделе о морях, и сейши. Сейшами (рис.. 120)
290
называются стоячие волны, возникающие под действием быстро
изменяющегося атмосферного давления, или удара ветра, падаю¬
щего с гор, или, наконец, сильного ливня в одной части озера.
Так как вода несжимаема*, то приложенная к ней сила вызывает
качательное движение: у одного берега уровень воды повышается,
у другого понижается, затем наоборот. Это одноузловая сейша —
с одной пучностью. Бывают и двуузловые — с двумя пучностями —
по середине и у берегов.
Озера — среда жизни. Каждый водоем — это биотоп. Большое
разнообразие озер по величине и глубине, по тепловому режиму
и химическому составу водной массы, по связи с реками и водному
балансу создает пестроту экологических условий существования
живых организмов. Однако характер флоры и фауны озер нельзя
объяснить только их экологией — она проявляется на фоне разви¬
тия растительного и животного мира.
Поскольку озера существуют геологически недолго, воздейст¬
вие экологических условий ограничивается изменчивостью форм,
которая наследственно не закрепляется; видообразование идет
медленно. Озер с эндемичной фауной мало. Уникальны в этом от¬
ношении Байкал, Танганьика, Охридское, существующие с мио¬
цена и обладающие специфическими чертами природы. Развитие
их животного мира в течение длительного времени в особых эколо¬
гических условиях и в изоляции от других водоемов привело к
образованию новых видов. Из 1200 видов, обитающих в Байкале,
3/4 эндемичны.
Биотоп каждого озера, естественно, связан с природой геогра¬
фической зоны, в которой оно находится. Выделяются зоны озер:
а) с жизненным оптимумом и большим участием жизни и б) с жиз:
ненным пессимумом и малым участием жизни. К последним отно¬
сятся холодные озера ледовых зон, соленые озера аридных обла¬
стей, временные и пересыхающие водоемы тропических стран и,
наконец, дистрофные глухие озерки таежного пояса.
Как и в морях, в озерах выделяют три экологические области:
литораль, или прибрежье; профундаль, или глубоководная часть,
и пелагиаль, или водная масса вдали от берегов и дна. Органиче¬
ский мир озер состоит из планктона — совокупности пассивно пе¬
реносимых течениями водорослей и животных, бентоса — живот¬
ных и растений, обитающих на поверхности и в грунте литорали
и дна, и нектона — активно плавающих водных животных, пре¬
имущественно рыб.
Литораль распространяется вниз до глубины проникновения
света, обычно до 20 м, но колеблется в пределах от 10 до 30 м в
зависимости от прозрачности воды.
В соответствии с нарастанием глубин полосами размещается
растительность (рис. .121).
Профундаль, или глубоководная область, простирается глубже
границы проникновения света и распространения зеленой расти¬
тельности. Для нее характерна также низкая (около 4° С) и рав¬
номерная температура. Профундаль свойственна наиболее глубо¬
19*
291
ким озерам. Типичных профундальных форм животных крайне
мало; они есть только в Байкале.
В пелагиали обитают фитоплактон, зоопланктон и нектон.
Отмершие организмы всех биотопов, а также материал, сно¬
симый в' озеро, откладываются на дне и образуют гиттию — серо¬
коричневую органическую массу. Постепенно уплотняясь и смеши¬
ваясь с неорганическими осадками, гиттия переходит в сапропель,
или «гнилостный ил», богатый питательными веществами, которые
и использует бентос. В озере Неро слой сапропеля достигает 20 м.
Рис. 121. Зарастание озера (по В. Н. Сукачеву):
I — осоковый, 2— тростниковый и камышовый, 3— сапропелевый торф, 4 — сапропелит
По обилию питательных веществ озера бывают эвтрофными,
олиготрофными, мезотрофными и дистрофными—(греч. ей — хо¬
роший, oligos — немногочисленный, dus — расстроенный, trophe —
питание).
Ультрапресная вода хорошо проточных озер не может содер¬
жать питательные вещества в изобилии, поэтому озера зон резко
избыточного увлажнения — таежный и тундровой олиготрофиы.
Глухие озера этих же зон с поверхностным и грунтовым стоком
получают много гумуса, но при обилии сульфатов он не разлага¬
ется до питательных солей, и озера дистрофные.
Органические вещества до фосфатов и нитратов успешно раз¬
лагаются при наличии в воде СаС03. Кальций в озерё проникает
с речным и подземным стоком, а содержание его в почве опреде¬
292
ляется водным балансом зоны: он может содержаться только при
умеренном увлажнении, при избыточном — выносится. Линия, к
югу от которой Са становится достаточно, проходит близ южной
границы тайги. Эвтрофные озера могут быть только южнее ее.
В аридных зонах из почвы не вымываются даже хлориды, и озе¬
ра не могут быть эвтрофными уже в связи с соленостью.
Таким образом, питательность озерной воды — величина зо¬
нальная и может быть сопоставлена с плодородием почвы.
Эвтрофные озера обладают хорошими условиями питания и
жизни растений и животных. Минерализация в них гидрокарбо¬
натная и карбонатная, содержание солей кальция и магния до
70 мг/л, реакция щелочная — 7,5—9. Органические вещества раз¬
лагаются до усваиваемых растениями фосфатов и нитратов. Орга¬
нический мир этих озер богат.
Эвтрофные озера распространены в экваториальной й саван-
новой зонах жаркого пояса, в смешанных лесах и лесостепях уме¬
ренного. Высокопродуктивно Каспийское море-озеро.
Олиготрофные озера преимущественно с ‘сульфатной, а также
и гидрокарбонатной реакцией бедны минеральными и органиче¬
скими веществами, вода их чистая и прозрачная, слой ила неболь¬
шой. Это — «малокормные» озера с бедным (в расчете на едини¬
цу площади) органическим миром, рыбы в них мало. Олиготроф¬
ные озера находятся в зоне промытых сильно оподзоленных почв,
бедных питательными веществами. Типичным олиготрофным мож¬
но считать Таймырское озеро. Олиготрофны также большие озера
в скалистых ложах — Байкал, Ладожское, Онежское и северные
Канадские. Олиготрофны и высокогорные озера.
Средние и небольшие озера таежной зоны с подзолистыми поч¬
вами мезотрофны, т. е. обладают средними питательными ресур¬
сами.
Так как большая часть озер средние и небольшие, то можно
утверждать, что господствуют эвтрофные и мезотрофные.
Дистрофные озера бедны солями кальция и магния (меньше
24 мг/л), в них преобладают сульфаты. Реакция воды кислая,
pH = 6—7. Это обычно небольшие болотные озера таежной зоны.
В их воде много принесенного болотными ручьями и речками тор¬
фяного дитрита — гумуса в коллоидном состоянии. При кислой
реакции он не разлагается, а плавает в воде, придавая ей черный
цвет, и откладывается на дне в виде торфяного ила. В связи с его
гниением образуется дефицит кислорода. Такие озера бедны
планктоном и высшей растительностью, скуден животный мир,
мало рыбы.
Эволюция озерных котловин может быть разделена на три
стадии — прогрессивную, или юности, оптимальную, или зрелости,
и регрессивную, или старости. В стадию юности котловина, соз^
данная геолого-геоморфологическими процессами, обрабатывается
водной массой — формируются берега, откладываются донные на¬
носы, идут различные химические процессы. В стадию зрелости
котловина уже сформирована, количество илов и биомассы опти¬
293
мально. В стадию регрессивную котловина засыпается и зара¬
стает, химические реакции воды с илами и растительными остат¬
ками ухудшают газовый режим. Эта стадия заканчивается забо¬
лачиванием.
Плодородие воды и условия питания изменяются параллельно
общему развитию озера. На первой стадии оно олиготрофно, на
второй становится эвтрофным, на третьей в связи с ухудшением
химизма и газового режима воды озеро становится дистрофным.
Дистрофные озера, поскольку органический мир их беден, за¬
болачиваются способом нарастания. На зеркало озера распрост¬
раняется с берегов моховой покров, образующий сплавину.
Географические типы и распространение озер. Озера — один из
компонентов целостной географической оболочки. Каждой природ¬
ной зоне свойственна, определенная озерность как в количествен¬
ном отношении (число озер), так и в качественном (их характер
или типы). Озеро, аналогично типу местности или ландшафту,
представляет собой ярко выраженную геосистему, образованную
озерной котловиной, водной массой, воздухом и живым веществом
(растениями и животными).
Перечисленные компоненты геосистемы находятся во взаимо¬
действии и взаимозависимости. Следовательно, необходима гео¬
графическая классификация озер, основанная на учете комплекса
их свойств. Вместе с тем каждая из существующих классифика¬
ций, а их довольно много, построена на каком-нибудь одном при¬
знаке: происхождении котловины, химическом составе воды, усло¬
виях жизни организмов, продуктивности биомассы. Ниже приве¬
дена классификация, разработанная автором этой книги. Она не
претендует на исчерпывающий характер, так как каждый водоем
довольно индивидуален и не всегда может быть безоговорочно от¬
несен к определенному типу.
Типы озер, естественно, образуют озерные области; классифи¬
кация водоемов совпадает с описанием их распространения.
Озерность территории аналогична густоте речной сети. Она ха¬
рактеризуется следующими показателями: 1) отношением сум¬
марной площади зеркала водоемов региона к общей его площади,
выраженном в процентах; 2) количеством озер всех размеров на
1000 км2 площади; 3) количеством озер размером в 1 км2 и более
на 1000 км2 площади; 4) общим числом озер в районе.
Тундровая зона. 1. Озера тундрового типа развиваются в
условиях избыточного увлажнения, многочисленны, но неболь¬
ших размеров. Котловины биогенные и термокарстовые, дно их
плоское, глубина незначительная, берега низкие, часто заболочен¬
ные. Вода пресная и ультрапресная. Дистрофные. Озерность боль¬
шая: в тундрах Кольского полуострова свыше 74 тыс. озер, меж¬
ду реками Мезенью и Карой 125 тыс., в Сибирской тундре 319 тыс.
озер. В целом озерность тундровой зоны от 5 до 10%, на 1000 км2
приходится 1000—1500 озер, преимущественно малых, площадью
меньше 1 км2.
Ле с н а я зона средних широт тоже избыточно увлажнена,
294
что благоприятствует образованию озер. Регионы этой зоны раз¬
личны по рельефу и его возрасту. Здесь отчетливо обрисовано
несколько озерных областей со свойственными им типами озер.
2. Карельско-Канадский тип. Озера этого типа распространены
на Балтийском и Канадском щитах. Среди них можно выделить
два подтипа озер: в трещинных котловинах, эродированных лед¬
ником, и в ледниково-аккумулятивных котловинах. Характерно
своеобразное соотношение озер с реками: главным звеном гид¬
рографической сети служат озера, а реки в виде коротких проток
играют подчиненную роль.
Озера хорошо проточные, пресные, олиготрофные. Озерность
территории наибольшая для всей суши — в Карелии 12,6%, на
1000 км2 насчитывается 208 озер, причем средних и больших от
5 до 9, что значительно больше, чем в других районах.
3. Ладожско-Лаврентьевский тип представлен очень большими
озерами в котловинах — грабенах на периферии Балтийского и Ка¬
надского щитов — Онежское, Ладожское, Венерн, Веттерн, Вели¬
кие Американские, Виннипег, Атабаска, Большое Невольничье,
Большое Медвежье. Каждое из этих озер представляет собой узел
большой гидрографической сети — принимает много притоков, в
том числе многоводных рек, сток осуществляется полноводными
протоками — вуоксами. Водосборная площадь Ладожского озера
276 тыс. км2, она уступает (не считая Каспийского моря) только
Аралу (940 тыс. км2) и Байкалу (571 тыс. км2). К этому типу при¬
надлежит и крупнейшее озеро — Верхнее.
Все озера хорошо проточные, пресные, олиготрофные;
благодаря большой площади обладают значительными запа¬
сами рыбы.
4. Селигеро-Ильменский тип. Озера этого типа расположены
В краевой зоне бывших материковых ледников, где откладывалась
морена. Выделяются озера двух подтипов: а) селигерского; при¬
урочены к холмисто-моренному рельефу, лопастной формы, б) иль¬
менского; характерны для моренно-равнинного рельфа, имеют
овальную форму; к этому подтипу относятся Ильмень, Белое,
Воже, Лача, Кубенское, Псковское озера.
Озера хорошо проточные, пресные, эвтрофные, интенсивно за¬
растают. У каждого значительная водосборная площадь: у Лача
12 600, Кубенского 14 700, Белого 14 000, Волго 3500, Ильменя
67 000 км2.
5. Восточносибирский тип. К нему относятся озера территорий
с вечной мерзлотой — Северосибирской, Центральноякутской (Ви-
люйской), Яно-Индигирской, Колымской низменностей. Котлови¬
ны термокарстовые, небольшие и неглубокие, водосборная пло¬
щадь каждого невелика. Создают большую озерность — 8,4%.
(вторая после Карелии и Финляндии), на 1000 км2 приходится
370—450 озер. Общее число озер очень велико, например, в Яно-
Индигирской и Колымской низменностях 550 600. Озера пресные,
в стадию юности олиготрофные, 'затем становятся эвтрофными.
Тепловой режим зависит от близости мерзлоты.
295
6. Таежно-болотный тип включает малые озера в биогенных,
камовых и термокарстовых котловинах; глухие, пресные, дистроф-
< ные, нарастает моховая сплавина, часто безрыбные. Характерны
для западносибирской тайги. В среднем и нижнем течении Оби их
1 844 000, на 1000 км2 приходится 375 озер, но озерность меньше
тундровой — 3,8 % •
Озерность лесной зоны, как видно, весьма неравномерна: если
в Карелии на 1000 км2 приходится 200 озер, то на геологически
древней территории бассейна Камы только 14.
В степной зоне климатические факторы (недостаточное ат¬
мосферное увлажнение) не благоприятны для образования озер.
На большей части зоны в степных блюдцах возникают лишь вре¬
менные весенние водоемы. И только в азиатской степной провин¬
ции с ее малым речным стоком реки образуют устьевые озера.
Сочетаются пресные и минерализованные озера.
7. Азиатский степной тип свойствен равнинным областям степ¬
ной зоны Западной Сибири и Казахстана (Чаны, Кулундинское,
Убинское и др.). Общее число озер здесь свыше 38 тыс., озерность
2,4%, на 1000 км2 приходится 27 озер. Самое большое из них
Чаны, площадью около 2000 км2. Озера занимают суффозионные
и межгривные понижения, котловины озер врезаны слабо, плоские,
неглубокие, морфологически нечеткие. Большинство озер бессточны.
Чутко реагируют на климатические изменения колебаниями мас¬
сы воды и площади зеркала. Пресные и солоноватые — эвтрофны.
8. Предгорный степной тип включает несколько больших озер
(Балатон, Ханка, Нейзидлер-Зе) и много мелких. Они занимают
тектонические котловины в предгорьях. Малопроточные, пресные,
эвтрофные.
В пустынной зоне также есть районы со значительной
озерностью.
9. Казахстанский тип; представлен как большими (Балхаш,
Тенгиз, Лобнор), так и малыми (Эльтон, Баскунчак и др.) озе¬
рами. К этому типу, вероятно, можно отнести и Аральское море.
Котловины большинства из них тектонические, некоторых суффо-
зиоиные. Самая характерная черта этих озер — бессточность. Ми¬
нерализация их весьма различная: Балхаш в восточной части прес¬
ный, Аральское море солоноватое, Эльтон — самосадочное озеро.
Еще одна характерная черта озер Казахстанского типа, связан¬
ная с особенностями водного режима, — частые изменения уровня,
места положения (Лобнор) и даже проточности (Кургальджин
недавно стало проточным озером и начало опресняться).
Солоноватые озера эвтрофны, горькосоленые безжизненны.
К числу районов со значительной озерностью относится При¬
балхашье— до 5,7%; если из расчета исключить Балхаш, она сра¬
зу упадет до 0,5%,. Равнинные районы Средней Азии наименее
обеспечены озерами: от 6 до 0,4 озера на 1000 км2.
Субтропическая зона северного полушария совпадает
со средиземным поясом разлома земной коры. Особенности сто¬
ка здесь определяются не столько климатом — недостаточным'
увлажнением, сколько макрорельефом— сочетанием горных хреб¬
тов и котловин.
10. Анатолийский тип. Озера этого типа находятся в сбросо¬
вых, синклинальных и лавовозапрудных котловинах. Водосборные
бассейны небольшие, замкнутые (Мертвое, Ван, Севан, Дарьячейе-
Немек, Туз, Резайе, Большое Соленое). Большинство озер бессточ¬
ные с большими колебаниями уровней во времени. Благодаря
отсутствию единого базиса эрозии высота зеркала даже соседних
озер весьма различна. Большинство минерализовано, состав солей
сильно варьирует. К числу пресных озер относится Севан.
В тропической зоне атмосферное увлажнение ничтожное,
сток незначительный и резко колеблется по сезонам и годам.
И это сказывается на характере озер.
11. Австралийский тип. Озера бессточные, расположены обыч¬
но в обширных, но плоских и неглубоких котловинах, морфологи¬
чески обрисованы слабо (Эйр, Этоша, Зоа, Торренс, Чад и др.).
Сезонные и многолетние колебания уровней и площадей значи¬
тельные. В Австралии 39 водоемов во влажное время года каж¬
дый достигает площади свыше 1000 км2. В сезон дождей появ¬
ляются временные озера. В сухой сезон многие представлены
только коркой соли. Жизненные условия лимитируются соленостью
и сезонными изменениями водной массы.
В экваториальной зоне благодаря большому количеству
осадков сток интенсивный, развиты мощные речные системы (Ама¬
зонка, Конго и др.)> поэтому условия для образования озер не
благоприятны.
12. Великоафриканский тип; в рифтовой полосе Восточноаф¬
риканских разломов образовалась цепь Великих озер — Ньяса,
Танганьика, Киву, Эдуард, Альберт, Виктория, Рудольф. Они про¬
тягиваются от 15° ю. ш. до 5° с. ш. — на 225 км, захватывая южный
субэкваториальный, экваториальный и северный субэкваториаль¬
ный пояс. Вся Восточная Африка находится в зоне субэкватори¬
альных муссонов и саванн. Режим озер различен: Ньяса, Викто¬
рия, Эдуард, Альберт проточные и пресные, Таньганьика и Киву
мало проточные и со своеобразным газовым режимом, озеро Ру¬
дольфа бессточное и минерализованное.
Н^ равнинах выделяются три типа интразональных озер: до¬
линно-речные, прибрежно-морские и карстовые.
13. К долинно-речным относятся староречья и дельтовые. Дель¬
ты— территории с наибольшей озерностью — от 9 до 12%,. Однако
озера небольшие — от 0,05 до 0,5 км2. В дельте Лены 58 728 озер,
Волги — 1680, Яны — 20 059.
14. Прибрежно-морские озера образуются благодаря отчлене-
нию небольших прибрежных акваторий морей — бухт и заливов
песчаными стрелками, моренами, коралловыми рифами и др. Раз¬
новидностью таких озер являются лиманы.
15. Карстовые озера.
В горных странах озера весьма, разнообразны в зависимости
от характера хотлозин и природы высотного пояса. Обобщая ин-
диви дуальные особенности озер, можно выделить два типа: сред¬
негорные и высокогорные.
16. Среднегорные (Зайсан, Телецкое, Женевское, Боденское
и другие) озера занимают котловины, образовавшиеся от под-
пруживания горных долин мореной, обвалом или вулканической
лавой. Они проточные, их температурный режим, условия жизни
и характер органического мира отражают закономерности верти¬
кальной поясности.
17. Высокогорные озера находятся в предледниковом поясе
альпийских лугов и занимают каровые, троговые, кратерные или
кальдерные котловины. Небольшие, с пресной очень чистой водой,
олиготрофные.
Вне групп остаются уникальные озера Каспийское и Байкал.
Каспийское, как уже указывалось, благодаря огромным разме¬
рам развивается как морской водоем.
Байкал индивидуален: благодаря глубине (1620 м), объему
воды (23 000 км3), ее чистоте, а также возрасту (с миоцена) и
обусловленной этим эндемичности 3Д фауны представляет собой
исключительное явление природы. Иногда его сравнивают с Тан¬
ганьикой. Однако их сходство ограничивается только морфологией
котловин, состав же воды, а следовательно, и режим озер раз¬
личны.
Общая озерность территории СССР составляет 2,2%. На
1000 км2 в среднем приходится 127 озер; 99% всего числа озер
приходится на малые, площадью менее 1 км2. Средние и большие
озера , с площадью зеркала более 1 км2 распространены весьма
неравномерно. Более всего их (13 на 1000 км2) в Яно-Индигир-
ской низменности, затем на Кольском полуострове, на севере За¬
падной Сибири и на Северо-Западе европейской территории. Обоб¬
щенно для всей территории на 1000 км2 приходится два средних
озера.
Подземная вода
Границы и горизонты подземной части гидросферы. Подзем¬
ная вода должна рассматриваться и как часть гидросферы, и как
часть земной коры. Соответственно особенностям термодинамиче¬
ского поля земной коры подземная часть гидросферы состоит из
двух заметно различных частей: а) глубинной воды объемом
около 60 млн. км3, не участвующей в современном влагообороте,
и б) капельно-жидкой воды в верхнем слое земной коры объемом
приблизительно в 4 млн. км3. Поскольку только эта вода участ¬
вует в современном влагообороте, она и подлежит рассмотрению
при характеристике географической оболочки.
Верхняя толща платформ материков, сложенная осадочными
породами, всюду содержит подземную воду. В вертикальном раз¬
резе в ней выделяются три яруса \ различающиеся по возрасту,
химическому составу и интенсивности водообмена.
1 В гидрологии они называются зонами, что не соответствует пониманию
этого термина в географии.
298
Верхний ярус интенсивного водообмена содержит пресную воду
современного атмосферного происхождения, и только в областях
внутриконтинентального аридного климата она может быть засо¬
ленной. Нижняя граница этого слоя проводится на уровне мест¬
ных базисов эрозии, на глубине врезания речных долин и овра¬
гов. Под базисом эрозии в данном случае понимается не точный
уровень, а сравнительно сложная сфера влияния текучих вод,
преимущественно рек. При низком уровне рек вода из грунта сте¬
кает в русла, при высоком реки питают грунт. Это та часть под¬
земной гидросферы, которая обеспечивает постоянство течения
рек и в формулу водного баланса входит как величина устойчи¬
вого стока. Водообмен в этом слое непрерывен.
В уравнение водного баланса территории входит еще одна ве¬
личина W — водообмен с подземными водами ниже уровня дре¬
нажа реками.
Ниже сферы влияния рек находится средний ярус замедлен¬
ного водообмена, в котором относительно древняя вода постепен¬
но, начиная сверху, вытесняется современной; внизу смена продол¬
жается около 300 лет. Глубина среднего горизонта принимается
равной примерно 1 км. В него входит верхняя артезианская вода,
также преимущественно пресная, используемая для водоснаб¬
жения.
Нижний ярус — ярус весьма замедленного водообмена даже в
масштабах геологического времени. Вода в нем очень древняя, не¬
редко погребенная, сильно минерализованная, иногда до концент¬
рации рассола. Используется для добычи солей, йода, брома и дру¬
гих элементов. Капельно-жидкая вода в соответствии с темпера¬
турой и давлением в земной коре может находиться до глубин
в 10 км.
Вода атмосферного происхождения, уже участвовавшая во вла-
гообороте, называется вадознощ в земной коре она может быть
совершенно древней и даже погребенной. Погребенной называет¬
ся та вода, которая пропитывала породы, морского дна во время
их отложения, а потом оказалась вместе с ними перекрытой (по¬
гребенной) новыми слоями горных пород.
Вадозной противопоставляется ювенильная, или юная, вода,
кот<фая выделяется из мантии и поступает в литосферу впервые
и только что входит во влагоооборот.
Характеристика грунтов по их отношению к воде. По отноше¬
нию к воде все грунты схематически делятся на три группы:
А. Водопроницаемые, способные пропускать воду: 1) невлаго¬
емкие— крупнозернистые пески и галечники, .трещиноватые изве¬
стняки; 2) влагоемкие — торф, ил, лёсс, мел, суглинок.
Если слой водопроницаемых пород содержит воду, он называ¬
ется водоносным.
Б. Водонепроницаемые; они могут быть: 1) невлагоемкими —
магматические и метаморфические породы, плотные песчаники,
2) влагоемкими, которые после насыщения водой дальше ее не
пропускают — глины, мергели.
299
По отношению к водоносным слоям водонепроницаемые высту¬
пают как водоупорные — на них скапливается вода.
В. Растворимые (калийная и поваренная соли); на них обра¬
зуется соляной карст — система пустот, возникающая при раство¬
рении соли.
Особое гюложение в этой классификации горных пород зани¬
мают известняки и доломиты. Они водоупорны, но при взаимо¬
действии с водой растворяются, образуя карстовые пустоты.
Водообилие и условия движения подземной воды в пластах
горных пород зависят от их пористости. Для некоторых грунтов
она показана ниже:
Порода Пористость, %
Речной песок 14,00—25,00
Глина 45,00—60,00
Торф 80,00
Верхняя часть коры выветривания в пределах интенсивного
водообмена в свою очередь делится на два слоя: а) аэрации и
б) насыщения. Первый включает почву и верхние части грунта.
Он находится между атмосферой и подземной гидросферой и чут¬
ко реагирует на погоду; не всегда и не везде насыщен водой.
В нем происходит вертикальное движение влаги: в дождливое
время от почвы вниз к грунтовой воде, в сухое — вверх от грун¬
товой воды к почве. Встречаются временные скопления поверхно¬
стей воды. Вода, залегающая обычно линзообразно на небольшой
глубине выше уровня,грунтовых вод в зоне аэрации и приурочен¬
ная к верхним прослойкам грунта с малой водопроницаемостью,
называется верховодкой. Она подвержена резким колебаниям в
зависимости от погоды и исчезает в сухое время. Легко загрязня¬
ется, в водоснабжении не используется и только в пустынях со¬
бирается для использования в сельском хозяйстве.
В слое насыщения, расположенном глубже, все поры пород
заполнены водой.
Грунтовая вода
Ниже слоя аэрации, мощность которого 2—3 м в таежной,
20^—30 м в степной и до 50 м в саванновой зонах, залегает первый
постоянный водоносный горизонт. Его вода называется грунтовой.
Вопрос о нижней границе грунтовой воды решается не однозначно.
Обычно грунтовой называют воду верхнего водоносного горизонта
на первом водоупорном слое, сверху не перекрытого водонепрони¬
цаемыми породами и поэтому свободного, ненапорного.
В сильно пересеченной местности не избыточно увлажненных
зон, например, на изрезанных оврагами возвышенностях лесосте¬
пей и степей, на первом водоупорном слое воды может не быть.
Это, однако, не означает, что такие местности лишены грунтовой
воды. Она есть на следующих водоупорах. Поэтому нижнюю
500
границу грунтовых вод правильнее проводить на уровне местных
базисов эрозии, на глубине врезания речных долин. В этом случае
некоторые грунтовые воды оказываются между водоупорными пла¬
стами и имеют местный напор (рис. 122).
| Виды воды в почво-грунтах. Происхождение грунтовой воды.
| Процесс проникновения атмосферной и поверхностной влаги в
I грунт, в толщу земной коры или происхождение грунтовых вод
I в сущности является процессом взаимодействия атмо-, гидро- и
литосферы.
Рие. 122. Залегание грунтовых, межпластовых
и артезианских вод:
/ — водопроницаемые слои, 2 — водоупорные слои, 3 — грунтовая вода,
4 — межпластовая вода, 5 — артезианская вода
Наблюдения показывают, что поверхностная вода — дождевая,
озерная, речная —с той или иной скоростью просачивается по
порам грунта, достигает водоупорного горизонта и скапливается
на нем, образуя водоносный горизонт. Так, ещё в древности воз¬
никла теория, получившая название инфильтрационной или про¬
сачивания.
Многочисленные факты показывают, что инфильтрация доволь¬
но сложный процесс. Даже во время сильных дождей насыщаются
только почва и верхний грунт, ниже которого лежат сухие слои.
Водоносный горизонт оказывается часто вне видимой связи с ат¬
мосферными осадками.
В песчаных пустынях небольшое количество подземной воды
образ^тся путем конденсации атмосферного пара в порах охлаж¬
денных ночью песков.
Многие факты, которые не могли быть объяснены простой ин¬
фильтрацией, вызвали появление в конце XIX в., теории конден¬
сационного происхождения грунтовой воды. Началась длительная
дискуссия. В результате дискуссии было сделано два вывода:
1) вода в почво-грунтах находится не только в жидкой фазе и
не только в виде пара, но и в других формах (в 1923 г. А. Ф. Ле¬
бедев доказал это экспериментальными исследованиями в степ¬
ной зоне), 2) основным процессом образования подземной воды
является все-таки просачивание.
В почво-грунтах вода находится в следующих формах
(рис. 123):
301
1. Химически связанная, входит в состав минералов.
2. Гигроскопическая, обволакивает частицы грунта микроско¬
пическим слоем, недоступна для растений.
3. Пленочная, располагается на частицах грунта в виде пленки
поверх гигроскопической воды, находится в жидком состоянии, но
труднодоступна для растений.
4. Капиллярная, занимает капилляры в
почвах и грунтах.
5. Гравитационная, просачивается в
жидком виде через грунт и циркулирует в
каналах, трещинах и пустотах под действи¬
ем силы тяжести. Растениями используется
свободно.
6. Парообразная, занимает поры, сво¬
бодные от жидкой воды.
7. Вода в твердом состоянии встречается
в областях сезонной (зимней) и многолетней
(вечной) мерзлоты.
Инфильтрируются не только атмосфер¬
ные осадки, но также вода рек, озер, водохра¬
нилищ, оросительных каналов. В зонах из¬
быточного увлажнения действуют все на¬
званные приходные статьи. В аридных обла¬
стях грунтовые воды образуются преимуще¬
ственно путем просачивания воды рек и
оросительных каналов, а также воды, вре¬
менно скапливающейся в понижениях релье¬
фа. В Каракумах, например, 74% грунтовых
вод образуется за счет фильтрации из рек,
11% —от стока с гор и только 15% состав¬
ляет местное питание.
Следовательно, в слое аэрации при достаточной его мощности
могут быть две фазы движения воды:
1. В верхней части, где сказывается влияние тропосферы, вода
может опускаться, если почва прогрессивно увлажняется, и может
подниматься, если стоит сухая погода и почва иссушается. Этот
режим очень благоприятен для водоснабжения растений.
2. Вторая фаза начинается на такой глубине, где подземные
воды выходят из сферы действия тропосферы. Здесь они движутся
только вниз и, достигнув водоупорного горизонта, скапливаются
на нем. В случае малой мощности слоя аэрации вторая фаза мо¬
жет отсутствовать.
Зональность и региональность грунтовых вод. Как и всякое
природное образование, грунтовые воды отражают сложные при¬
родные взаимозависимости и имеют зонально-региональный ха¬
рактер.
1. Тундровая зона ультрапресных вод. Тундрам свойственны
избыточное увлажнение и на большей части территории плоский
низменный рельеф, замедляющий поверхностный и подземный
Рис. 123. Схематическое
изображение гигроскопи¬
ческой (1 и 2), пленочной
(3 и 4) и гравитационной
(5) воды в почво-грунтах
302
сток. Грунт схвачен вечной мерзлотой. Зеркало грунтовых вод
находится близко от дневной поверхности или сливается с ней.
В условиях низких температур химическое выветривание идет мед¬
ленно. Тундровые воды ультрапресные, но содержат много нераз-
ложившихся органических веществ. Чистая вода встречается в
песках.
Зона распадается на многочисленные регионы, в которых ва¬
риации грунтовых вод обусловлены характером рельефа и литоло-’
гическими особенностями местности.
2. Лесная зона пресных высокостоящих вод. В лесной зоне
умеренных широт за пределами области многолетней мерзлоты
в связи с избыточным увлажнением и в общем равнинным релье¬
фом зеркало грунтовых вод стоит высоко — на глубине 1,5—2,0 м
на водоразделах, а в понижениях нередко подходит к дневной
поверхности. Значительное эрозионное расчленение рельефа, боль¬
шая продолжительность летнего периода и Отсутствие мерзлоты
обусловливают большую интенсивность выщелачивания. Воды
пресные и качество их даже на глубине 2 м хорошее. В период
дождей грунтовые воды сливаются с верховодкой.
В подзоне широколиственных и смешанных лесов грунтовые
воды залегают на глубине 3—4 м и нередко вступают в контакт
с межпластовыми. Обычно пресная, но иногда гидрокарбонатно¬
кальциевая минерализация достигает 1 г/л.
Зона разбивается на многочисленные провинции. Например,
в европейской части СССР выделяются Карельская с прозрачной
водой, Сольвычегодская с хлоридными водами, Онежская с кар¬
стовыми водами и др.
3. Степная зона слабоминерализованных и глубокозалегающих
вод. В лесостепях количество осадков и испаряемость приблизи¬
тельно равны, поэтому инфильтрационные токи ослаблены и их
действие ограничивается выщелачиванием из почвы солей, кото¬
рые переходят в грунтовые воды. В связи с этим последние на
междуречьях не только жестки, но и солоноваты. Для зоны харак¬
терна гидрокарбонатно-кальциевая минерализация от 0,5 до
1,0 г/л. Она увеличивается в направлении возрастания сухости.
Расчлененность рельефа речными долинами и оврагами приводит
к понижению зеркала грунтовых вод иногда до глубины 20 м.
(Зтепным районам свойственно превышение испаряемости над
осадками, в связи с этим уменьшаются инфильтрация и выщела¬
чивание. На междуречьях грунтовые воды обычно залегают на
глубине 20 м и имеют хлоридную и хлоридно-сульфатную мине¬
рализацию от 1 до 8 г/л.
4. Зона соленых глубокозалегающих грунтовых вод и тран¬
зитных потоков пресных вод полупустынной и пустынной зон.
В засушливых зонах годовая сумма осадков не превышает 30%
испаряемости. Поэтому грунтовые воды местного питания могут
скапливаться лишь на такой глубине, на которой слабо сказыва¬
ется испарение. Характерны разрозненные бассейны, не дающие
сплошного зеркала грунтовых вод. Если из грунтового потока
303
местного питания, как это замечено в Австралии, вода забирает¬
ся быстро, то она остается пресной.
Основные массы грунтовой воды засушливых зон представле¬
ны миграционными потоками, поступающими из районов с иными
природными условиями, обычно с сопредельных горных стран.
Естественно, что аридной зоне свойственна большая региональ¬
ная пестрота. Как местные, так и миграционные грунтовые воды
обеспечивают питание многих тысяч колодцев.
5. Зона слабоминерализованных и глубокозалегающих вод
тропических степей и саванн. Грунтовые воды залегают на глу¬
бине от 15 до 50 м.
6. Зона высокостоящих и пресных грунтовых вод экваториаль¬
ных лесов. При избыточном атмосферном увлажнении и обилии
поверхностных водоемов в зоне гилеи грунтовые пресные воды
стоят высоко.
7. Совершенно особенной, обусловленной не величиной увлаж¬
нения территории, а специфическими тепловыми условиями за
последнее геологическое время является зона подземных вод об¬
ластей многолетней мерзлоты Северной Азии и Северной Америки.
Вечная мерзлота
На 20—25% площади суши и на 47% территории СССР грун¬
ты на некоторой глубине от дневной поверхности летом не оттаи¬
вают и в течение длительного (даже геологически) времени оста¬
ются в мерзлом состоянии или вечномерзлыми.
Термин «вечная мерзлота» неопределенный и условный. Во-
первых, вызывает сомнение слово «вечная», так как в действитель¬
ности мерзлота свойственна только определенному геологическому
времени. Предложено называть ее также многолетней. Во-вторых,
вечной мерзлотой называют и явление охлаждения горных порс-д
до нулевой и отрицательной температуры, и сами охлажденные
породы, и толщу земной коры, схваченную мерзлотой, и, наконец,
область распространения мерзлых грунтов.
Для преодоления этой нечеткости условимся называть вечной,
многолетней или постоянной мерзлотой верхнюю часть коры вы-,
ветривания крупных территорий, имеющих неопределенно долгое
время нулевую или отрицательную температуру. В этих грунтах
вода Находится по преимуществу в твердой фазе. Она-то и опре¬
деляет физические свойства мерзлоты и трудности строительства
на мерзлых грунтах.
Южная граница вечной мерзлоты в Евразии проходит от севе¬
ро-востока Кольского полуострова вдоль Полярного круга до Ура¬
ла, затем следует на Березов и к устью Подкаменной Тунгуски,
где резко поворачивает на юг вдоль восточного берега долины
Енисея, захватывает часть Монгольской Народной Республики,
затем идет на восток, на Амур и на середину Камчатки (рис. 124).
В Америке вечная мерзлота охватывает бассейны Юкона, Макен¬
зи и Гудзонова залива, а также северную половину Лабрадора.
304
Рис. 124. Распространение многолетней мерзлоты на территории СССР (по ФГАМ, 1964):
/ — южная граница мерзлоты; 2—граница распространения мощных толщ мерзлоты; 3 — районы гигантских наледей
В указанных пределах вечная мерзлота может быть сплошной,
<с таликами и островной. Сплошная мерзлота на глубине 10—15 м
имеет температуру ниже —5° С и распространена в Сибири север¬
нее линии Салехард — Игарка — Чита-—Анадырь. При температу¬
ре грунта от —5 до —1,5° С среди вечной мерзлоты появляются
участки талых грунтов, или талики. Они приурочены к районам,
•в которых физико-географические условия препятствуют сильно¬
му промерзанию (мощный снеговой покров, согревающее дейст¬
вие подземных вод и др.).
В бассейнах верхнего Енисея и среднего течения Амура среди
господствующих талых грунтов находятся «острова» вечной мерз¬
лоты.
Ниже дневной поверхности и до верхней границы постоянной
мерзлоты залегает деятельный слой, подвергающийся сезонному
промерзанию и оттаиванию. В нем протекают почвообразование,
деятельность подземных животных и корней растений, физические
и механические процессы, оказывающие влияние на развитие
рельефа.
Мощность деятельного слоя в торфяниках тундр около 30 см,
я на супесчаных грунтах Забайкалья до 1,5 м. В долинах рек мерз¬
лота находится на глубине до 40 м.
Мощность вечной мерзлоты весьма различна и уменьшается
с севера на юг. В устье Лены она равна 600 м, на Вилюе — даже
800 м, на Европейском Севере (Амдерма)—400 м, в Воркуте —
60 м, в Якутске — 215 м, Забайкалье — 70 м.
О происхождении вечной мерзлоты существуют два мнения.
Сторонники первого считают, что вечная мерзлота — реликт холод¬
ной ледниковой эпохи. Это мнение подтверждается многочислен¬
ными находками в мерзлых грунтах остатков и даже целых тру¬
пов мамонтов и шерстистых носорогов, живших в ледниковую
эпоху. Мышечные ткани и кожа животных могли сохраниться
только при непрерывности мерзлого состояния грунтов со времени
его жизни, т. е. с ледниковой эпохи до наших дней.
Сторонники второго мнения считают вечную мерзлоту совре¬
менным образованием. В пользу их свидетельствует возникнове¬
ние мерзлоты на вновь образующихся островах в дельтах сибир¬
ских рек, а также нахождение в мерзлоте предметов обихода лю¬
дей и трупов домашних животных.
Вероятнее всего многолетняя мерзлота есть.как древнего, так
и современного происхождения. Процессы выхолаживания земной
коры происходят в условиях малоснежной холодной зимы и корот¬
кого, пусть жаркого, лета. Такие климатические условия возникли
на севере Азии и Америки в плейстоцене и с небольшими колеба¬
ниями существуют до настоящего времени. Одна из отличительных
особенностей этих районов — наличие «каменных», мертвых или
ископаемых льдов, залегающих в виде крупных линз, слоев или
тел неправильной формы. «Каменные» льды могут быть погре¬
бенными, т. е. покрытыми* сверху слоем горной породы, образовав¬
шейся после отложения льда, и вклинившимися в горную породу
306
позднее ее формирования. Среди погребенных льдов есть скопле¬
ния перенесенных ледниковых, речных, озерных и морских льдин,,
а также оставшиеся на месте льды промерзших до дна озер, на¬
ледей и снежников. Большие массы подземного льда возникают
также при многолетнем промерзании илистых озерно-речных и
морских осадков.
Собственно подземные воды областей вечной мерзлоты разде¬
ляются на подмерзлотные, межмерзлотные и надмерзлотные.
Надмерзлотные воды залегают в деятельном горизонте. Там,,
где сезонная мерзлота сливается с постоянной, они зимой промер¬
зают и не могут служить источником водоснабжения. При глубо¬
ком залегании мерзлых грунтов надмерзлотные воды образуют
постоянный горизонт и используются для водоснабжения.
Процессы протаивания и деградации мерзлоты называются
термокарстовыми. Результатом термокарста могут быть морозо-
бойные трещины и небольшие озерные котловины. Понижения
провального происхождения называются аласами. Их диаметр от
нескольких десятков метров до 2 км. Некоторые аласы заняты лу¬
гами, некоторые озерами.
Зимой при замерзании грунтовой воды, скованной снизу веч¬
ной, а сверху сезонной мерзлотой, образуются бугры выпучивания
в виде гидролакколитов. Их называют булгунняхами. Они дости¬
гают 40 м в высоту и 150 м в диаметре. Обычно возникают на за¬
болоченных низких равнинах. Часто вода прорывает грунт, изли¬
вается на поверхность и замерзает в форме наледи.
Межмерзлотные воды циркулируют в трещинах и водопрони¬
цаемых пластах земной коры. Питаются за счет надмерзлотных
вод, проникающих в толщу мерзлоты через талики.
Подмерзлотные воды залегают глубже нижней границы веч¬
ной мерзлоты. В областях распространения сплошной мерзлоты
они артезианские (Якутский бассейн).
В районах распространения вечной мерзлоты значительно за¬
труднена постройка и эксплуатация наземных зданий, подземных,
сооружений и дорог всех видов. Советские ученые, специалисты
в области мерзлотоведения и инженеры выработали специфиче¬
ские методы освоения мерзлых грунтов, и сейчас в районах вечной
мерз^юты строительство идет успешно.
Артезианская вода
Ниже грунтовых залегает артезианская вода. Ее название про¬
исходит от собственного имени французской провинции Артуа, где
в XII в. впервые в Европе был устроен фонтанирующий колодец,
(точнее скважина), названный артезианским.
Артезианские воды весьма существенно отличаются от грун¬
товых и межпластовых: а) в них сосредоточена основная масса
подземных вод материков; б) каждый артезианский бассейн нахо¬
дится в определенных геологических структурах и протягивается
на сотни и тысячи километров; "в) мощные водоносные пласты
20*
307
.залегают между водоупорными и вода в них напорная — испыты¬
вает гидравлическое давление со сторон; г) они не зависят не
только от погоды сезона, но даже от многолетних колебаний кли¬
мата; д) залегают в дочетвертичных отложениях, в том числе и в
древнейших осадочных и е) разнообразны по химическому составу.
•Рис. 125. Строение артезианского бассейна на примере Днепровско-
Донецкого (по О. К* Ланге):
/ — граниты архея, 2 — пески и глины девона и юры, 3 — глины юры, 4— пески
•мела, 5 — мергельно-меловая толща мела, £ —суглинки кайнозоя, 7 — мощность
водоносного горизонта, 8 — артезианские скважины
Геологические структуры равнин, содержащие напорные водо¬
носные горизонты, называются артезианскими бассейнами
(рис. 125). Объем воды в каждом артезианском бассейне исчис¬
ляется тысячами кубических километров. Самый крупный на Зем¬
ле— Западносибирский бассейн площадью 3 млн. км2. Он протя¬
гивается от Казахской возвышенности до Карского моря. Второй
«о величине — Большой Артезианский бассейн Австралии пло¬
щадью 1,8 млн. км2 и протяженностью более 2200 км от залива
Карпентария до среднего течения реки Дарлинг, его ширина
1800 км; водоносные горизонты в мезозойских песчаниках; глуби-
ма до 2000 м.
На Русской равнине выявлено несколько крупных артезианских
‘бассейнов: Прибалтийский с водоносными горизонтами в кембрий¬
ских, силурийских и девонских отложениях; Подмосковный с во¬
дой в девонских, каменноугольных и пермских слоях; Днепровско-
Донецкий юрского, мелового и палеогенового возраста.
В Сахаре обнаружено семь подземных бассейнов. Площадь
наибольшего из них, называемого Западной пустыней, около
1,8 млн. км2, объем воды 6000 км3, а наименьшего — Фецуон —
175 тыс. км2. Возраст их 8—25 тыс. лет, накопление воды проис¬
ходило в более влажном, чем теперь, климате.
Из бассейнов США наиболее крупные Дакотский с водой в
мезозойских отложениях и Висконсинский в районе Великих озер
с водой в палеозойских пластах.
-308
Обычно артезианские бассейны формируются в мульдообраз¬
ных структурах (прогибы пластов вниз в виде желоба), но могут
быть и при диссимметричном моноклинальном. (наклонном в одну
сторону) залегании пластов; нередко они приурочены к трещинам
и разломам сложной системы.
Водоносные артезианские пласты сверху перекрыты сплош¬
ными водонепроницаемыми слоями и связаны с атмосферными по¬
верхностными водами только по краям чаши. В каждом артезиан¬
ском бассейне выделяются три области: питания, напора и раз¬
грузки.
Области питания обычно находятся на тектонически приподня¬
тых участках. Здесь крылья водоносных горизонтов открыты, и
атмосферные осадки через грунтовые воды проникают в них.
В области напора гидравлическое давление создается благодаря
наклону пластов. При наличии скважины, называемой артезиан¬
ским колодцем, напорная вода поднимается выше уровня водо¬
носного горизонта и даже фонтанирует. В области разгрузки глу¬
бокие воды постепенно или переходят в грунтовые, или изливают¬
ся в виде источников.
На всех глубинах артезианских бассейнов возраст воды раз¬
личен. Временем и способом образования водоносных горизонтов
определяется и степень их минерализации. Выделяются три сфе¬
ры— верхняя, средняя и нижняя.
Верхняя сфера (или «зона» гидрогеологов) в пределах глубин
приблизительно 100—600 м содержит пресную воду. Она образу¬
ется в результате инфильтрации поверхностной и грунтовой воды
в областях питания.
Вода средней сферы слабоминерализованная; ее химический
состав формируется в результате смешения верхней пресной и
нижней высокоминерализованной воды.
В нижней сфере залегают глубокие сильно минерализованные
воды древнего происхождения. Они накопились в процессе осад¬
кообразования или седиментации пластов при морских трансгрес¬
сиях разных геологических периодов. Господствуют рассолы хло-
ридного типа.
Особой известностью пользуются минеральные воды, т. е. те
из минерализованных, которые имеют бальнеологическое значение.
Артезианские воды, залегая глубоко в земной коре, испыты¬
вают воздействие внутреннего тепла Земли, поэтому они нередко
имеют высокую температуру, а наиболее глубокие бывают и го¬
рячими. Например, в Большом Артезианском бассейне Австралии
температура воды повышается на 1°С на каждые 32 м и внизу
достигает 110° С.
В слое насыщения движение воды, называемое фильтрацией,
происходит путем передачи напора. Скорость и характер фильтра¬
ции подземных вод (движение) зависят от пористости пород, т. е.
от их водопроницаемости. Водопроницаемость характеризуется
коэффициентом проницаемости Кг Ниже приводятся коэффициен¬
ты фильтрации некоторых пород:
309
Породы
К, м/сут
Хорошо проницаемые — галечники, крупные пески 10
Проницаемые — пески от 10 до 1
Слабо проницаемые — мергели, песчаники, супеси от 1 до 0,01
Весьма слабо проницаемые — супеси, суглинки. • от 0,01 до 0,001
Естественные выходы подземной воды на дневную поверхность
называются источниками. Существует несколько классификаций
источников.
При полевых наблюдениях мы чаще всего выделяем источ¬
ники по геолого-геоморфологическим условиям их образования:
а) источники в местах естественного окончания водоносного го¬
ризонта, обычно на пологих склонах; б) эрозионные источники
в долинах рек и в оврагах, где текучая вода эрозией вскрыла
водоносный горизонт; в) сбросовые источники в горах на месте
среза водоносного горизонта по плоскости сброса; г) трещинные
источники, обычны на местности, сложенной массивно-кристалли¬
ческими породами, например на щитах: рыхлые отложения запол¬
няют трещины в скальных породах; в них скапливается вода, из¬
быток которой и дает источник; д) источники моренных областей,
они возникают при наличии водоупорного глинистого неровного
моренного горизонта, сверху перекрытого водонаносным пластом
песка; в местах подъема слоя глины вода выходит на поверхность.
Температура грунтовой и верхней артезианской воды обычно
около средней годовой температуры воздуха в данном месте или
на 1° С выше ее. Источники с такой температурой называются
холодными. Верхний тепловой предел для них 20°. Источники с
температурой воды от 20 до 37° С называются теплыми, с темпе¬
ратурой свыше. 37° С — горячими или термальными. Не трудно ви¬
деть, что эта классификация основана на ощущениях людей, кото¬
рые они испытывают при пользовании водой источников.
Периодически фонтанирующие горячие источники называются
гейзерами. Фонтанирование их внешне напоминает извержение
вулкана и производит на наблюдателя неизгладимое впечатление.
Название их происходит* от исланд. «гейза» — хлынуть, бушевать.
Гейзер — собственное имя большого исландского гейзера. Эти свое¬
образные источники приурочены к областям недавнего или совре¬
менного вулканизма, где магматические очаги, расположенные
неглубоко, создают особые геотермические и гидрогеологические
условия. Из сравнительно неглубоких слоев земной коры по кана¬
лу, обычно образованному в трещине, поднимаются перегретые
массы воды с температурой выше 100° С (до 140°). Канал вверху
заканчивается резервуаром, называемым грифоном. Он образован
из светлого кремнистого туфа или гейзерита, выпавшего из горя¬
чей воды (рис. 126).
В поверхностных породах гейзерной местности циркулируют
холодные грунтовые воды, имеющие доступ в канал и грифон гей¬
зера. Следовательно, в канале гейзера встречаются две водные
ЗЮ
масры: поверхностная холодная и глубинная перегретая. Их взаи¬
модействием и объясняется режим гейзеров.
После окончания очередного периода фонтанирования грифон
и верхняя часть канала остаются пустыми. Сюда снизу поднима¬
ется горячая вода, а со сторон проникает холодная. Это первая
стадия режима всякого гейзера — стадия наполнения. Температура
воды на поверхности в это время несколько ниже точки кипения —
около. 97,2; 99,8° С.
В
Рис. 126. Основные стадии действия гейзера (по Т. И. Устиновой):
а — стадия наполнения, б — излияния, в — фонтанирования, г — паровыделе*
ния; 1 — пепловые туфы, 2 — отложения гейзерита, 3 — трещины в туфах с
перегретой водой, 4 —с охлажденной водой, 5 — перегретая вода, <>10(г, б —
охлажденная вода, <<100° С
После наполнения грифона поверхностная вода струями изли¬
вается из него, а снизу продолжают поступать порции горячей
воды. В результате вся водная масса прогревается до точки кипе¬
ния (при атмосферном давлении на данной высоте местности).
Коэда верхняя вода интенсивно закипает, образуется пароводяная
смесь, и давление на нижние слои воды резко уменьшается.
Вследствие этого вскипает вода в канале, и смесь воды и пара с
огромной силой выбрасывается вверх (переходя в пар, вода
в 1675 раз увеличивает объем). Это стадия фонтанирования.
После извержения в канал снизу поступает перегретая вода,
она бурно кипит, из гейзера извергается уже один пар.
Периодичность фонтанирования большинства гейзеров со вре¬
менем увеличивается. Камчатский Великан в 1941 г. извергался
через 2 ч 52 мин, в 1951 г.— через 3 ч 10 мин. Большой Гейзер
Исландии в 1810 г. фонтанировал через каждые 6 ч, в 1860 г.—
через 4—5 дней, в 1907 г.— через 20 дней, а теперь еще реже.
Самый большой из современных гейзеров — Превосходительный —
311
находится в Йеллоустонском парке США. Он фонтанирует через
десятки лет; последний раз он действовал в 1888 г. Йеллоустон-
ский гейзер Неизменный извергается через 65 мин.
Периодичность действия гейзеров зависит от соотношения ин¬
тенсивности поступления и от количества глубинной перегретой и
холодной грунтовой воды. Изменениями этого соотношения объяс¬
няется увеличение периода покоя.
Районов с гейзерами — этой редкой разновидностью горячих
источников — на Земле немного: Камчатка, Япония, Йеллоустон-
ский национальный парк в США, Мексика, Калифорния — в пре¬
делах Тихоокеанского вулканического кольца, гейзеры одного из
районов Тибета приурочены к Средиземному поясу разлома; и,
наконец, вулканический остров Исландия. Крупные гейзеры нахо¬
дились на Северном острове Новой Зеландии, но в 1886 г. они
были уничтожены извержением вулкана.
Термальные воды в последнее время стали широко использо¬
вать в народном хозяйстве СССР на Камчатке и во многих райо¬
нах Средней Азии. Особенно успешно они применяются в Ислан¬
дии, лишенной и леса и горючих ископаемых.
г *
/
\ Ледники
Хионосфера. В полярных странах на уровне моря, а в умерен¬
ном и жарком поясах в высоких горах гидросфера представлена
снегами и льдами. Оболочка Земли, в которой находятся многолет¬
ние, или «вечные», снега и льды, называется хионосферой (греч.
хионос — снег). Впервые ее выделил М. В. Ломоносов под назва¬
нием морозной атмосферы. Термин «хионосфера» введен в 1939 г.
С. В. Калесником.
Хионосфера образуется в результате взаимодействия трех ос¬
новных оболочек Земли: а) гидросферы, поставляющей влагу для
образования снега и льда, б) атмосферы, переносящей эту влагу
и сохраняющей ее в твердой фазе, и в) литосферы, на поверхности
которой возможно образование снежной оболочки. При исключе¬
нии одного из этих звеньев системы океан — атмосфера — материк
существование вечных снегов невозможно. Хионосфера, таким
образом, прерывиста — она проявляется только там, где есть ус¬
ловия для снегонакопления. Но эта прерывистость подчеркивает
единство и непрерывность гидросферы: где вода не может быть в
жидкой фазе, она есть в твердой.
Снеговая граница. Морозная атмосфера как явление климати¬
ческое находится на больших высотах в жарком поясе, снижается в
умеренных широтах и спускается до уровня моря в полярных стра¬
нах. Полярное сжатие ее на 5 км больше, чем у твердой Земли.
Нижний предел хионосферы получил название снеговой границы
или, что менее удачно, снеговой линии.
Снеговой границей (линией) называется высота, на которой го¬
довой приход твердых атмосферных осадков равен их годовому
расходу, или за год снега выпадает столько, сколько его стаивает.
312
Ниже этой границы в течение года снега выпадает меньше, чем
может стаять, и накопление его, естественно, невозможно. Выше
снеговой границы в связи с падением температуры аккумуляция
снега превосходит его абляцию (таяние). Здесь накапливаются
вечные снега.
Естественно, что в качестве снеговой границы можно принять
только летнее положение нижнего края снежников.
Издали в горах снеговая гра¬
ница, как нижний предел одетых
снегом горных склонов, кажется
сравнительно правильной линией.
В действительности она весьма
извилиста: на пологих склонах
мощность снега значительная, на
крутых он залегает пятнами в по¬
нижениях, а со скал полностью
сносится. Нижний уровень веч¬
ных снегов выводится методом
обобщения, вот почему его лучше
называть не линией, а границей
по аналогии с высотными преде¬
лами других вертикальных поясов в горах.
Высота снеговой границы и интенсивность оледенения зависят
от географической широты, местного климата, орографии местно¬
сти и саморазвития ледников.
Высота снеговой линии на разных широтах. Материковое и
горное оледенения. Широтные различия в высотах снеговой
(рис. 127) границы зависят от температуры воздуха и от количе¬
ства осадков, которые, как известно, распределяются зонально.
Чем ниже температура и чем больше осадков, тем благоприятнее
условия для накопления снега и для оледенения, тем, следователь¬
но, ниже снеговая граница. Во влажном экваториальном климате
она лежит на высоте 4600—5000 м, а в сухом-тропическом подни¬
мается до 5600 м.
В высоте снеговой границы проявляется также и диссимметрия
Зем-ли относительно экватора: за пределами тропического пояса в
северном полушарии, как в более теплом, она лежит выше, а в
южномц. более холодном,— ниже. На Земле Франца-Иосифа под
86° с. ш. ее высоты колеблются от 50 до 300 м; в Арктике только в
одном месте — на северо-востоке Гренландии на 82° с. ш.— снего¬
вая линия снижается до уровня моря, тогда как в южном она до¬
стигает его уже в поясе между 60 и 70° ю. ш. Южные Шетландские
острова (62° ю. ш.) всегда покрыты снегом (табл. 55).
От характера контакта земной коры с морозной атмосферой
зависит тип оледенения. Оно бывает материковым и горным. Пер¬
вое образуется в том случае, когда морозная атмосфера касается
или материковой поверхности (Антарктида), или крупной остров¬
ной (Гренландия). Второе возникает в случае вхождения гор в
морозную атмосферу. Между двумя крайними типами существует
Рис. 127. Широтные закономерности
высоты снеговой границы:
СП — северный, ЮП — южный полюсы,
ПК — полярный круг, Тр — тропики, Эк —
экватор
Таблица 55
Средние высоты снеговой границы (в м) по широтным поясам
Широты, град
Северное
полушарие
Южное
полушарие
Широты, град
Северное
полушарие
Южное;
полушарие
0
4600
60
1600
600
10
4600
5000
70
600
0
20
5200
5600
80
550
Материковое
30
4900
4100
оледенение
40
3900
2200
50
2600
1100
90
Океан
переходный, свойственный арктическим островам. На них есть
ледники и горного типа и ледяные купола, обладающие чертами
материкового оледенения.
Значение местного климата для оледенения горных стран и
островов. На наибольшей высоте снеговая линия лежит в тропи¬
ческих широтах с сухим климатом. В Чили по соседству с Ата¬
камой даже на высоте 6600 м снег не лежит (вершина Лулояко,
24°44' ю. ш.). Южнее, как только Анды входят в зону влажного
климата, граница снега быстро снижается, следуя при этом не
столько за температурой воздуха, сколько за количеством осадков.
В Гималаях на южном склоне, получающем муссонные дожди, сне¬
говая граница лежит на высоте 4900 м, а на северном, обращенном
к пустыням Центральной Азии,— на 5600 м.
В умеренных широтах снеговая линия повышается от западной
периферии материков с влажным климатом к внутренним районам
с континентальным. На влажном западном Кавказе ее высота
2700 м, а в сухом Дагестане уже 3600 м. На западных склонах
вершины Иотунгейм в Норвегии, на 61° с. ш., выпадает 3000 мм
осадков и снеговая линия лежит на высоте 1600 м, а на восточном,
где осадки уменьшаются до 500 мм, она поднимается до 2200 м,
хотя эти склоны и холоднее западных.
Следовательно, накоплению вечных снегов и развитию ледни¬
ков благоприятствует морской климат. В нем больше осадков,
мощнее зимний снеговой покров, лето прохладное. В континенталь¬
ном климате условия для оледенения хуже: осадков меньше, осо¬
бенно зимних, снежный покров маломощен; лето жарче и солнеч¬
нее.
Нулевой баланс снега на снеговой границе может быть достиг¬
нут как при малой годовой сумме осадков, так и при большом их
количестве. В первом случае, естественно, и стаивает снега мало,
во втором — много. Значит накопление снега, превращение его в
лед и стекание ледников может быть энергичным и вялым.
С. В. Калесник и П. А. Шумский ввели понятие об энергии оледе¬
нений, т. е. о величине прихода-расхода снега выше снеговой гра¬
ницы.
314
В холодных странах, где выпадает мало осадков и таяние идет
медленно, энергия оледенения небольшая. В морских умеренных
климатах снега выпадает много, он энергично превращается в лед,
ледники стекают в большом количестве и с большой скоростью,
т. е. энергия оледенения значительная.
Об энергии оледенения нельзя судить по степени покрытости
территории снежно-ледяными образованиями. Например, Антарк¬
тида покрыта ледяным куполом, но энергия оледенения там незна¬
чительная в связи с особенностями полярного климата. Баланс ве¬
щества, т. е. приход снега и расход льда, признается нулевым.
Примером оледенения большой энергии может служить гималай¬
ское.
Значение рельефа для оледенения горных стран. Рельеф гор
определяет возможность аккумуляции снега и существования лед¬
ников. Мощность оледенения горных стран зависит от того, на¬
сколько высоко они поднимаются в хионосферу. Эта высота выра¬
жается разницей между уровнем снеговой границы и уровнем вер¬
шин гор. В Альпах она около 1000—1300 м, в Гималаях — 3200 м.
Естественно, что мощность гималайской снеговой области больше,
чем альпийской.
Для того чтобы скопились снега и образовались ледники, скло¬
ны должны обладать благоприятным для этого рельефом: пологим
падением, горизонтальными площадками, небольшими котловина¬
ми и т. п. На узких горных хребтах и крутых склонах условия
для оледенения неблагоприятны. Так, на Кавказе главная масса
ледников сосредоточена на северном, более пологом склоне.
Для характеристики соотношения между возможностями кли¬
мата заполнять рельеф снегом и льдом и возможностями рельефа
вмещать их М. В. Тронов предложил понятие «принцип соответ¬
ствия». Если все впадины на склонах заполнены льдом и снегом,
соответствие достигнуто, если впадины не наполнены до краев,
мощность оледенения не соответствует возможностям рельефа.
Принцип соответствия удобно использовать в качестве указа¬
теля границы между горным и материковым оледенением.
При горном оледенении снега и льды скапливаются в пониже¬
ниях и не выходят за их пределы. При материковом мощность оле¬
денения превышает возможности рельефа, льды не только перепол¬
няют ве^ впадины, но покрывают и положительные его формы.
Из-под льда выступают только отдельные скалы, называемые ну-
натаками.
Рельеф влияет на высоту снеговой линии и мощность оледене¬
ния еще и через местный климат и микроклимат. При прочих рав¬
ных условиях теневые склоны благоприятнее для оледенения, чем
солнечные. Если хребет расположен параллельно путям движения.
воздушных масс, то оба его склона увлажняются одинаково. В по¬
перечных хребтах осадки сосредоточиваются на наветренном
склоне, который и несет больше ледников. Некоторую роль
при этом может играть перевевание сухого снега с одних склонов
на другие, - 1
Из принципа соответствия следует, что от форм рельефа гор¬
ных стран зависят и формы горных ледников. Например, если
хребты рассечены многочисленными горными долинами, то и лед¬
ники принимают их форму. Если горная страна представлена пло¬
скогорьем, то льды на нем скапливаются в форме щита. Подробнее
эта зависимость будет рассмотрена ниже.
О саморазвитии ледников. Как только на земной поверхно¬
сти — в горах или на равнинах полярных широт — появилось хотя
бы небольшое пятно перелетовавших снегов, оно дальше само со¬
действует собственному росту путем увеличения альбедо и потери
значительной части солнечной радиации, роста количества осадков
благодаря повышенной конденсации над снегом и общего сниже¬
ния температуры, обусловленного самой снеговой поверхностью.
Как показали наблюдения в Антарктиде, ледяные покровы способ¬
ны понизить температуру над собой на 25° С. В результате и при
неизменных климатических условиях будет происходить рост лед¬
ников и снижение снеговой границы. Она может опуститься, как
показал М. В. Тронов, на 200—300 м. Однако снижение границы
возможно только до известного предела. Когда ледяной покров
становится значительным, над ним образуется антициклон, умень¬
шается количество осадков, следовательно, прекращается рост лед¬
ника, а затем начнется и его таяние на периферии. Таяние про¬
должается до тех пор, пока ледяная область не достигнет такой
величины, которая будет соответствовать климатическим и геомор¬
фологическим условиям.
Превращение снега в лед. Аккумуляция снега в горах должна
сопровождаться противоположным процессом— разгрузкой снеж¬
ных областей. Она происходит двумя путями: а) падением снежных
лавин и б) преобразованием снега в лед и его течением.
Лавинами называются обвалы снега, соскальзывающего с гор¬
ных склонов и увлекающего на своем пути новые снежные массы.
Они могут образоваться на склонах, крутизна которых более 15°.
Непосредственными причинами обвалов могут быть: 1) рыхлость
снега в первое время после его выпадения, 2) повышение темпера¬
туры в нижних горизонтах снега от давления и уменьшения вслед¬
ствие этого сцепления снега со склоном, 3) образование при от¬
тепели талой воды, смачивающей склоны.
Лавины обладают огромной разрушительной силой. Мощность
удара в них достигает 100 т/м2. Они приводят иногда к большим
катастрофам.
В тех формах горного рельефа, откуда снег не сваливается, или
в тех районах, где подо дьдом погребен весь рельеф, снег накапли¬
вается и переходит в фирн, а затем — в ледниковый лед.
Фирном называется крупнозернистый слежавшийся и уплотнен¬
ный снег, состоящий из связанных между собой ледяных крупинок.
Его плотность колеблется от 0,4 до 0,7 г/см3. Фирновая толща сло¬
истая: каждый слой соответствует снегопаду и отделяется от дру¬
гого уплотненной корочкой. В нижних толщах фирн переходит
в ледниковый, или глетчерный, лед зернистого строения. Цвет льда
316
вверху молочно-белый, внизу, по мере его уплотнения, он стано¬
вится голубым.
Лед, образовавшийся под толщей снега и фирна, обладая пла¬
стичностью, течет вниз по рельефу в виде ледникового языка, лед»
ника, или глетчера.
ледникового языка представляет собой открытую ледниковую
поверхность, меньшая — засыпана обломками горных пород, погре¬
бена под ними.
Самый крупный из горных ледников СССР — ледник Федченко
на Памире. Его длина 71—77 км, общая площадь 830—990 км2,
из них на фирновую область приходится 600—690 км2; толщина
льда в средней части 700—1000 м.
Самый длинный из горных — ледник Хаббард на Аляске; его
длина 145 км, ширина местами достигает 16 км. Там же находится
ледник Беринга длиной 80 км.
Мощность льда горных ледников довольно значительная. В са¬
мом крупном леднике Альп — Большом Алечском, длина которога
26,8 км, она достигает 790 м. Мощность исландского ледника Ват-
на-Йокуль 1036 м. Обычно мощность горных ледников около
200—400 м. Несравненно грандиознее материковые льды Антарк¬
тиды и Гренландии.
Ледники большинства горных стран текут со скоростями от 20'
до 80 см/сут или 100—300 м/год, и только у гималайских ледников,
скорость достигает 2—3, а иногда и 7 м/сут.
В ледниковых щитах Гренландии и Антарктиды движение льда-
еще медленнее — от 3 до 30 см/сут, т. е. от 10 до 130 м/год. Вывод¬
ные ледники двигаются быстрее — в Антарктиде до 1500 м/год, а
в Гренландии даже до 10 км/год.
Движение льда порождает в его теле напряжения, которые при¬
водят к образованию трещин — поперечных, продольных и бо¬
ковых.
Таяние льда под действием солнечных лучей, дождей и ветра,
приводит к появлению на поверхности ледника рытвин и ям.
Цикл оледенения и классификация ледников. В связи с тем
что климатические и геоморфологические факторы оледенения и
их территориальные сочетания бесконечно разнообразны, чрезвы¬
Строение и движение
ледников. У каждого лед¬
ника есть область питания
и область стока (рис. 128).
В области питания, лежа¬
щей в хионосфере, снег
аккумулируется, уплотня¬
ется, переходит в фирн и
лед. В области стока лед¬
ник спускается ниже сне¬
говой границы; здесь про¬
исходит его таяние, или
абляция. Большая часть
Рис. 128. Схема расположения областей пита¬
ния и стока ледника
Область питания
СиегоВая
'ЩЩ граница
317
чайно многочисленны и формы ледников. Не удивительно поэтому,
что существует много классификаций ледников. Наиболее
распространены морфологические, группирующие ледники по их
форме и взаимоотношению с рельефом.
Однако перспективнее других, вероятно, классификация, раз¬
работанная американским гляциологом В. Г. Хоббсом, в основу
которой положена стадийность развития оледенения.
При совпадении саморазвития оледенения с направлением кли¬
матических изменений эволюция ледниковой области, по В. Хобб¬
су, проходит определенный цикл, в котором выделяются прогрессив¬
ная и регрессивная фазы, или стадии.
В прогрессивной стадии ледники определенной территории рас¬
ширяются и захватывают новые площади. Небольшие снежники,
возникшие на высоких склонах, разрастаются и спускаются по до¬
линам. Затем они заполняют все долины и переливаются через их
края, сливаясь в вершинах. Концы ледников спускаются до предг
горьев и здесь тоже сливаются. В конце прогрессивной стадии лед
и снег погребают под собой весь рельеф, и только наиболее кру¬
тые и высокие скалы — нунатаки — выступают из-под льда.
В регрессивной стадии оледенение деградирует. Этот процесс в
зависимости от климата и других географических условий проте¬
кает по-разному: или ледник начинает таять с краев, или он рас¬
падается на отдельные ледяные массивы. В процессе отмирания
оледенения могут возникать те же формы, что и при расширении
ледяной области, только в обратном порядке.
Неблагоприятные для оледенения климатические условия не
•сразу вызывают сокращение ледников, так как они обладают спо¬
собностью сохранять свои размеры. Инерция сохранения обеспечи¬
вает существование ледника в таких условиях, в которых заро*-
диться он не мог бы.
•На одной и той же территории все стадии оледенения можно
проследить только за геологически длительное время. Однако все
стадии и даже их небольшие отрезки можно наблюдать в одно и
то же время на разных участках Земли.
В основу излагаемой ниже классификации положены принципы,
разработанные В. Г. Хоббсом и С. В. Калесником, учтены также
материалы и других характеристик ледников.
I класс. Первичные ледники. Они возникают в начале прогрес¬
сивной фазы оледенения, немногочисленны и отделены друг от дру¬
га обширными бесснежными площадями. Область стока невелика
или ее совсем нет. К этому классу относят четыре типа ледников:
1. Каровые ледники; они занимают кары и обычно йе выходят
за пределы снеговой линии.
2. Ледники вулканических конусов\ их фирновые поля нахо¬
дятся в кратерах и кальдерах вулканов, а ледниковые языки или
не покидают их пределов, или радиально растекаются во все сто¬
роны, но на небольшие расстояния.
3. Ледники горных вершин; распространены в жарком поясе,
занимают только самые высокие вершины, находятся далеко один
318
от другого и каждый занимает небольшую площадь. Их форма*
звездообразная на конических и караваеподобная на плоских верг
шинах.
4. Висячие ледники; образуются на сравнительно крутых скло¬
нах. Области питания и стока их не приурочены к понижениям^
а лежат (как будто висят) прямо на склоне. Если лед достигает
крутого обрыва, то обламывается и падает кусками в долины.
II класс. Долинные ледники. С усилением питания происходит
дальнейшее развитие оледенения, число первичных ледников воз¬
растает, каждый из них увеличивается по площади и мощности
и они с вершин и из каров стекают вниз по долинам и превраща¬
ются в долинные. Этот тип ледников — самая характерная форма
оледенения горных стран умеренного пояса. Обычно выделяются
следующие их типы:
5. Простые долинные, или ледники альпийского типа; состоят:
из одного языка, притоков не имеют, каждому глетчеру соот¬
ветствует своя отдельная область питания.
6. Сложные долинные, или ледники кавказского типа; состоят
из главного и многочисленных притоков.
7. Ледники среднеазиатского типа; получают питание не только
из фирновой области, но и от многочисленных снежных лавин и
обвалов льда других ледников. Фирновая область питания мала в
сравнении с ледником. Благодаря дополнительному питанию*
лавинами эти ледники длинные.
8. Ледники гималайского типа; при энергичном оледенении лед¬
ники, стекающие по долинам каждого склона, достигают долины
между хребтами и продолжают движение по ней. Получается
сложная древовидная форма ледника, у которого есть основной
ствол и притоки — ветви.
Долинный ледник любого типа может быть возрожденным, если
он заканчивается ледопадом и внизу из падающего льда возрож¬
дается его продолжение.
III класс. Совокупности ледников, или ледниковые комплексы.
Дальнейшее улучшение условий оледенения приводит к тому, что
отдельные ледники, расширяясь, соединяются и частично теряют
свою индивидуальность. Это происходит в северных пределах,уме¬
ренной зоны, в субполярном и полярном поясах, в их особенно
увлажненных регионах. Здесь образуются ледниковые комплексы
следующих типов.
9. Ледниковое плато, или скандинавский тип оледенения; раз¬
вивается в благоприятных климатических условиях — во влажном
прохладном климате на слабо расчлененных плоскогорьях. На всей
его площади образуется единая и мощная снежная и ледниковая
область. Из нее по долинам, врезающимся в края плоскогорья,
стекают ледники. Следовательно, из одной области питания сте^
кает несколько ледников.
10. Предгорные ледники, или ледники маляспинского типа; ши¬
роко распространены на Аляске. Здесь в исключительно благопри¬
ятных климатических и орографических условиях долинные лед-
319»
яики развиваются столь энергично, что, спускаясь до подножия
гор, они расширяются и сливаются. План ледника противоположен
скандинавскому: отдельные ледники в горах и предгорьях обра¬
зуют одну общую ледниковую полосу.
11. Шпицбергенский тип оледенения; образуется в благоприят¬
ных для оледенения климатических условиях, но на резко пересе¬
ченном рельефе. Узкие хребты с крутыми склонами сплошь покры¬
ты снежно-ледяным покровом, но его поверхность еще отражает
рельеф. Все долины заполнены льдом, обычно он переливается и
через хребты в понижениях и седловинах. Из ледяного панциря
выступают только шпили вершин и особенно высокие и острые
гребни хребтов.
IV класс. Островные и материковые ледники. Рост массы льдов
приводит к тому, что они все сильнее покрывают страну и глубже
погребают под собой рельеф. Оледенение шпицбергенского типа
переходит в стадию ледникового щита.
Материковые и островные ледяные покровы — это обширные
сплошные и мощные толщи льда, покрывающие острова и даже
целый материк — Антарктиду. Подледниковый рельеф на поверх¬
ности не проявляется. Поверхность льда плоско-выпуклая, поэтому
покров и называется ледяным щитом.
Материковые льды дифференцируются в процессе течения: в
одних местах лед движется относительно быстро, в других он поч¬
ти неподвижен. Движущиеся ледники обычно имеют формы долин¬
ных, но ограничиваются они не склонами хребтов, как в горах,
з мало подвижными массами льда.
Движущиеся ледники, расположенные на краях щитов и осу¬
ществляющие сток ледяных масс в море, называются выводными.
Они могут начинаться в глубине ледникового покрова и выдви¬
гаться в море в виде ледяных языков.
Для Антарктиды характерны шельфовые льды — край леднико¬
вого щита, выдвинувшийся в море и частично опирающийся на от¬
мели, острова, скалы, а частично (в леднике Росса до 40 км) пла¬
вучий. Плоская его поверхность обрывается в море ледяной сте¬
ной, иногда называемой ледяным барьером. Самый крупный шель¬
фовый ледник—ледник Росса. Его мощность 200 м и площадь
500000 км2. Ледяной барьер Росса тянется на 950 км и достигает
высоты 50 м.
В полярных поясах, где все месяцы температура ниже 0°, сток
с суши осуществляется ледниками. Небольшие массы льда, дости¬
гающие моря, разбиваются волнами и тают в воде. Огромные вы¬
водные и шельфовые ледники материкового оледенения далеко
заходят в морские воды и обламываются в виде огромных льдин.
Они получили название ледяных гор или айсбергов.
В северном полушарии очагами образования айсбергов служат
Гренландия и Северная Земля, в южном — Антарктида. Подхва¬
ченные течениями айсберги выносятся в умеренные широты до 40°
и даже до 36° широты и растаивают. Антарктический айсберг был
замечен на 26° ю. ш. и 26° з. д.
320
Арктические айсберги несколько отличаются от антарктиче¬
ских. Поверхность арктических айсбергов неровная, горообразная,
длина несколько -километров, высота в среднем 70, иногда 100 м
над водой. Антарктические айсберги, будучи обломками огромного
ледяного щита, имеют плоскую столообразную поверхность, длину
до 100 км, высоту над водой 100, 300 и даже 500 м. Так как плот¬
ность льда лишь немного меньше плотности морской воды, то над¬
водная часть айсбергов составляет только 7б или 7б их общей
высоты.
Айсберги опасны для мореплавания. Современные суда оснаще¬
ны средствами их обнаружения.
Современное оледенение Земли. Выражение «ледниковое вре¬
мя», «ледниковые и межледниковые эпохи», «четвертичное оледе¬
нение» не следует понимать в том смысле, что плейстоценовое оле¬
денение было каким-то необыкновенным, катастрофическим собы¬
тием в недавнем прошлом Земли.
В настоящее время, как уже говорилось, покрытая вечными
льдами площадь составляет около 11% поверхности суши. Если
бы весь лед распределить по ней ровным слоем, то толщина его
была бы равна 182 м. Вечные снега и льды (рис. 129) есть во всех
климатических поясах, но в разных количествах (см. рис. 156).
Жаркий пояс. В Африке в Хионосферу поднимаются только
высочайшие вершины — Кения, Килиманджаро, Рувензори. Ниже
4500 м ледники не спускаются. Небольшие ледники находятся в
горах Новой Гвинеи (15 км2).
На Северном острове Новой Зеландии есть один кратерный
ледцик, на Южном оледенение уже довольно обширное. В Австра¬
лии ледников нет. /
В тропических Андах ледниковые шапри есть только на верши¬
нах выше 6000 м. Под экватором снеговая линия спускается до
4800 м. Все вершины, лежащие выше, имеют снега и ледники.
В Мексике, где климат сухой, хионосферы достигают только
Орисаба и Попокатепетль.
Гималаи, как показывает само название («жилище снегов»),—
область мощного оледенения. Это объясняется как огромной высо¬
той горной системы, так и ее расположением на пути морского
муссона. Снеговая линия лежит высоко — на 4500—5500 м. Пло¬
щадь оледенения свыше 33 000 км2. Ледники разнообразные, пре¬
обладают древовидные. Самые большие не длиннее 30 км.
Умеренный пояс. Исландия («Ледяная страна») благодаря
океаническому субполярному климату и плоскогорному рельефу
с вулканическими конусами благоприятна для оледенения. Лед¬
ники покрывают 11 % ее территории. Преобладают ледниковые ку¬
пола, есть выводные, горновершинные и каровые ледники.
На Ян-Майене ледники стекают со склонов вулкана, некоторые
доходят до моря и дают айсберги.
Скандинавские горы лежат на пути циклонов. Климат и рель¬
еф благоприятны для оледенения. Снеговая линия на севере лежит
на высоте 700, на юге в глубине-гор — 1900 м. Площадь оледене-
21 Заказ 371
321
Рис. 129. Пояс вечных
снегов. Фото Б. Скрипко
21*
ния 5000 км2. Преобладают плоскогорные ледниковые шапки, из
них вытекают долинные ледники (скандинавский тип).
В Хибинах есть три-четыре небольших ледника.
На полярном Урале небольшая высота г-ор и континентальный
климат не благоприятны для оледенения. Общая площадь ледни¬
ков 25 км2. Преобладают небольшие каровые ледники.
Северо-Восточная Сибирь — наиболее континентальная область
Земли, и тем не менее она подвержена оледенению. В горах коли¬
чество осадков увеличивается. Всего здесь насчитывается 540 не¬
больших ледников общей площадью около 500 км2. Снеговая
линия расположена на высоте около 2000 м. Наиболее крупный
район оледенения находится в хребте Сунтар-Хаята. Небольшие
ледники есть в горах Бырранга, в хребтах Верхоянского и Чер¬
ского. В Корякском нагорье насчитывается 280 ледников общей
площадью 200 км2; снеговая граница здесь снижается до 500 м.
Камчатка богата осадками и потому ее горные хребты, особен¬
но в восточной части, несут значительное оледенение, общая пло¬
щадь которого составляет свыше 800 км2. Снеговая граница прохо¬
дит на высотах от 1000 до 3000 м. Есть несколько узлов оледене¬
ния, приуроченных к крупным вулканам.
Аляска, особенно ее тихоокеанское побережье,— одна из
наиболее значительных областей современного оледенения. Причи¬
на— влажный прохладный климат и горный рельеф. В зависимо¬
сти от количества осадков снеговая линия поднимается от 300
до 2400 м. Общая площадь ледников 52 000 км2. Некоторые дости¬
гают моря. Здесь находится самый длинный ледник Земли — Хаб¬
бард на горе Логан длиной 145 км. Во внутренних районах Аляс¬
ки и в Канаде в силу континентальности климата оледенение осла¬
бевает.
В Кордильерах к югу от Аляски оледенение постепенно умень¬
шается. В горах Канады фирновые поля и ледники развиты еще *
на хребтах, на территории США — только на высоких вершинах,?
а на 37° с. ш. они совсем исчезают.
Альпы — наиболее типичная горная страна с долинными лед¬
никами, родина гляциологии. Снеговая граница находится на вы¬
сотах 2500—3300 м, количество ледников около 1200, площадь
оледенения 3600 км2. Кроме долинных многочисленны вершинные,
висячие и каровые ледники. Центрами оледенения выступают глав¬
ные вершины Альп.
Кавказ, как и Альцы,— страна мощного горного оледенения.
На Большом Кавказе находится 2200 ледников общей площадью
1780 км2. Высота снеговой границы около 3000 м. Ледники вершин¬
ные, сложные долинные и каровые. Центры оледенений — Эль¬
брус, Казбек и другие вершины.
Тянь-Шань — грандиозная горная страна с мощным оледене¬
нием, площадь которого свыше 10 тыс. км2. Узлами оледенения
явлюотс£^Шк..Лабеды,.лХ4ун-Тенгри, Заидийский Алатау, Турке¬
станский, Зеравшанский и другие хребты.
Памир по размерам оледенения не уступает Тянь-Шаню, пло¬
324
щадь его здесь тоже свыше 10 тыс. км2. Больше 60% площади Па¬
мира лежит выше снеговой линии, которая находится на высотах
около 5000 м. Многочисленные крупные центры оледенения при¬
урочены к выдающимся вершинам — Пикам Ленина, Коммунизма,
Революции и к мощным хребтам. Здесь находится самый длинный
в СССР ледник Федченко (71 км).
Западный Алтай получает много осадков, юго-восточный —
сухой. Снеговая линия в этом направлении повышается от 2500
до 3500 м. Оледенение значительное. Ледников 970, их площадь
900 км2. Главные центры — Катунский хребет с Белухой и Чуйские
Альпы.
В Саянах оледенение слабое, занимает всего 40 км2.
В Гиндукуше климат сухой. Снеговая линия прослеживается
на высоте 4600—5400 м. Ледников много, их площадь свыше
6000 км2.
На Каракоруме несмотря на положение в сухой Центральной
Азии оледенение грандиозное. Общая площадь его 17 800 км2. Сне¬
говая граница лежит очень высоко — на 5000—6000 м. Самый
крупный ледник имеет длину 75 км; он наибольший в Евразии.
Все высокие хребты в Тибете и на его окраинах — Трансгима-
лаи, Куньлунь, внутренний Тибет — несут вечные снега и льды.
Их площадь превышает 32 000 км2. Снеговая граница в силу сухо¬
сти климата лежит высоко, около 6000 м.
Южная часть Чили и Огненная Земля получают много осадков,
имеют значительное оледенение. Снеговая граница проходит на
высоте 600—900 м. Многие ледники достигают моря.
На юге умеренной зоны в субтропиках оледенение слабое, так
как климат теплый и сухой. Небольшие ледники есть в Пиренеях
(30 км2), по одному леднику в Сьерре-Неваде и Апеннинах.
На Малом Кавказе ледники есть на Арарате, Алагезе и Занге-
зурском хребте. Небольшие ледники залегают и на некоторых вер¬
шинах гор Малой Азии и Ирана.
Холодные поясы. Это царство вечных снегов и льдов, ледовые
зоны Земли.
На островах Арктики снеговая граница, за исключением одного
участка гренландского берега, лежит выше уровня моря. Поэтому
их побережья (на одних островах больше, на других меньше) сво¬
бодны ото льда. Оледенение, мощное во влажной атлантической
части Арктики, уменьшается в направлении к Берингову проливу
в соответствии с уменьшением количества осадков.
В Гренландии из 2186 тыс. км2 общей ее площади льдом занято
1700 тыс. км2, т. е. 83%. Остров покрыт огромным ледяным щи¬
том, состоящим из двух или трех смыкающихся куполов. Его дли¬
на 2400 км, средняя толщина 1500 м, а наибольшая — 3400 м.
Если бы этот лед стаял, уровень Мирового океана повысился бы
на 7 м. Высшая точка ледяного плоскогорья 3157 м. Выводными
ледниками, длина которых достигает 200 км, лед стекает в море
и образует айсберги. На побережье есть ледники других типов. Во
многих местах оно свободно ото льда. .
325
Шпицберген с его морским климатом и сильно расчлененной
высокой поверхностью благоприятен для оледенения. Льды зани¬
мают 90% его территории. Преобладают щиты и ледяные поля,,
ледники шпицбергенского типа, есть шельфовые и выводные.
Земля Франца-Иосифа покрыта льдом на 87%. Оледенение в
основном покровное, материкового типа.
На Новой Земле долинные ледники появляются около Маточ-
кина шара. На севере находится ледниковый щит площадью^
24 тыс. км2 и мощностью 300—700 м. На Северной Земле оледе¬
нение покровное, оно занимает 45% площади архипелага. На ост¬
ровах Де-Лонга и Врангеля из-за континентальности климата
имеются только одиночные малые леднички.
К западу от Северо-Атлантического течения и в сторону восточ¬
ной Арктики нарастает континентальность климата и ослабевает
оледенение. Канадские острова покрыты льдом на 35—50%- Пре¬
обладают ледяные поля и купола. Во многих местах ледники до¬
стигают моря.
В Антарктиде граница хионосферы спускается до уровня моря,
а может быть, и ниже его, поэтому вся Антарктида — сплошная
область накопления снега. Оледенение столь велико, что лед по¬
крывает весь материк, захватывает прилегающие к нему острова,
заполняет проливы между ними и переливается на море в виде
шельфовых и плавучих ледников. Средняя мощность льда 1720 м.
Здесь сосредоточено свыше 90% всех льдов суши планеты. Есть
два центра оледенения: один на материковой Восточной Антаркти^
де, другой — на Западной, многие части которой лежат ниже уров-,
ня моря и имеют, вероятно, островной характер. Питаются ледники
атмосферными снежными осадками, которых на всей площади ма¬
терика за год выпадает около 2200 км3 (в переводе на воду). Рас¬
ход осуществляют выводные ледники, из которых наибольший лед¬
ник Ламберта длиной 700 км и шириной до 40 км. На окраинах
Антарктиды существуют «оазисы» — свободные ото льда холодные
пустынные пространства и нунатаки. Не покрытая льдом площадь
составляет не более 0,3% общей. Антарктический ледниковый по¬
кров существует, вероятно, с неогена, то сокращаясь, то увеличи¬
ваясь.
По частям света оледенение распределяется следующим обра¬
зом (по С. В. Калеснику, 1963, с небольшими изменениями):
Части света Площадь оледе-
нения, км2
Антарктика
13 397 500
Арктика (островная с Гренландией)
2 071 369
Азия (с Кавказом)
. , , 131342
Северная Америка (без Канадского архипелага) . . .
... 61 558
Южная Америка
25000
Европа с Исландией . . . .
. . 20 445
Океания (Новая Гвинея и Новая Зеландия)
... 1015
Африка
Всего
Наступание и отступание ледников. Климатические колебания,
естественно, вызывают сокращение и увеличение площади оледе¬
нения. Разрастание ледников, т. е. увеличение их площади и мощ¬
ности, называется наступанием, а сокращение их — отступанием.
Время наибольшего распространения льдов называется эпохой
максимума, а наименьшего — эпохой минимума оледенения.
Нужно различать два рода колебания ледников: а) незначи¬
тельные в пределах одной климатической эпохи, в первую очередь
современной и б) грандиозные разрастания ледников вплоть до
появления материковых льдов ца тех территориях, которые в дру¬
гие геологические периоды от них были свободны. Время такого
расширения ледников называется ледниковой эпохой.
На протяжении жизни Земли ледниковые эпохи были неодно¬
кратно. Следовательно, географической оболочке не только свой¬
ственно оледенение вообще, но и периодическое его разрастание
и сокращение. Ледниковые явления — непременное звено развития
природы поверхности Земли.
Великие оледенения в истории Земли. Историческая геология
располагает убедительными материалами, доказывающими, что
географическая оболочка пережила несколько крупных материко¬
вых оледенений. В отличие от обычного оледенения, свойственного,
как и в наше время, горам и полярным странам, материковые
называются великими. Морены древних ледников, уплотненные за
длительное время, а иногда и метаморфизованные, называются
тиллитами. Разумеется, что они сохранились только на равнинах,
поскольку горы — области непрерывной денудации.
Самые древние тиллиты, отложенные покровными ледниками
нижнего протерозоя (2 млрд. лет тому назад), широко распростра¬
нены в Северной Америке. В верхнем протерозое (около 1 млрд.
лед до нашего времени) мощное оледенение пережила Гондвана.
Позднее, около 600 млн. лет тому назад, но тоже в верхнем про¬
терозое, великому оледенению, которое получило название Венд¬
ского, подверглась Евразия. Вендские тиллиты распространены на
огромной территории от Скандинавии до Франции и Енисея.
В палеозое, в конце карбона и в перми (около 250 млн. лет
тому назад), материковое оледенение вновь было в Гондване. Его
тиллиты найдены на всех континентах южного полушария, а так¬
же на Индостане.
Таким образом, до последнего кайнозойского оледенения
Земля пережила три (некоторые считают четыре) великие лед¬
никовые эпохи: в нижнем протерозое, в верхнем протерозое и в
карбоне.
Каждая ледниковая эпоха совпадает с величайшими преобра¬
зованиями поверхности Земли. В это время активизируются дви¬
жения земной коры, идет горообразование, материки испытывают
вертикальные движения, регрессируют моря и изменяется берего¬
вая линия. Все это происходит одновременно с похолоданием
климата.
Естественно, что столь существенные изменения географиче¬
327
ских условий сопровождаются глубокими преобразованиями в
органическом мире. С великими оледенениями связаны перелом¬
ные моменты в эволюции растений и животных. Изменения фло¬
ры и фауны начинаются несколько позднее оледенений: для
того чтобы мелкие изменения, связанные с новыми географиче¬
скими условиями, перешли в резко выраженные новые качества,
необходимо время.
Великое оледенение Гондваны совпало с заселением матери¬
ков земноводными и пресмыкающимися, мезозойская эра извест¬
на как время динозавров. Однако было бы неверно столь корен¬
ные изменения природы земной поверхности, и в том числе орга¬
нического мира, ставить в односложную зависимость от оледене¬
ний. То и другое надо рассматривать во взаимосвязи. Хионосфера
как часть географической оболочки расширяется в периоды
существенных изменений земной природы, которые вызывают
скачки и в развитии органического мира. Здесь не следственная
зависимость, а одновременная реакция на общую причину пла¬
нетарного характера.
Причины расширения ледниковых шапок Земли до сих пор не
выяснены, хотя в течение уже более ста лет многие выдающиеся
геологи, географы, геофизики и астрономы всего мира пытались
это сделать. Для решения проблемы существенны следующие
обстоятельства:
1. Расширение хионосферы до материковых оледенений пред¬
ставляет собой не разовую катастрофу, а периодическое явление
в истории развития географической оболочки.
2. Каждое оледенение следует с некоторым опозданием за
горообразовательной эпохой. Оставив в стороне докембрийскую
историю с интенсивным орогенезом, укажем, что карбоно-перм-
ское оледенение Гондваны было после герцинской складчатости,,
четвертичное — вслед за альпийским горообразованием.
3. Орогенезу соответствовали регрессии моря.
4. Четвертичное оледенение было не одноактовым, а распада¬
лось на несколько. На Северо-Западе СССР, вероятно, было
четыре ледниковые эпохи, разделенные теплыми межледниковыми
эпохами.
В дополнение к сказанному отметим: 1) довольно жесткую
связь оледенений с горообразованием; подъем значительных уча¬
стков земной коры в хиоиосферу вызывает понижение темпера¬
туры атмосферы и тем самым способствует- развитию оледенения;
2) поднятие континентов сопровождается сокращением площади
океанов, а следовательно, и уменьшением аккумуляции солнеч¬
ного тепла; в результате изменяется циркуляция атмо- и гидро¬
сферы, уменьшается перенос тепла океанскими течениями из
жаркого пояса в северный умеренный. Все это не может не
вызвать охлаждения атмосферы.
На возможность связи оледенений с изменениями рельефа
дна океанов и циркуляции океанской воды указывал А. И. Воей¬
ков.
328
М. И. Будыко (1962—1969) плейстоценовое оледенение объ¬
ясняет следующим образом. В мезозое в связи с общей вырав-
ненностью рельефа климат Земли был сравнительно теплым и
влажным, между полярными и умеренными широтами контраст
был меньше современного. Полярный океан соединялся с Атлан¬
тическим и Великим широкими проливахми, на месте Западной
Сибири располагалось большое море.
В палеогене началось горообразование, исчезло море между
Уралом и Восточной Сибирью, связь Полярного океана с осталь¬
ными уменьшилась. Изменилась циркуляция атмо- и гидросферы.
Климат стал холоднее. Кроме того, вулканическая пыль, выбро¬
шенная в атмосферу в связи с горообразованием, уменьшила
солнечную постоянную.
М. И. Будыко показал, что снижение радиации всего на 1,5%
может понизить температуру воздуха на Земле на 9° С; в итоге
граница ледовых зон сместится в умеренные широты примерно
до тех пределов, на которых она фактически и была в плейсто¬
цене.
Таким образом, по новейшим исследованиям, климатические
изменения вызваны эндогенной динамикой и движениями лито¬
сферы.
Приведенные выше краткие сведения о причинах оледенения
показывают сложность взаимодействия и взаимозависимости
внутренних и внешних факторов развития Земли.
ГЛАВА 5
МАТЕРИКОВАЯ ЗЕМНАЯ КОРА
И РЕЛЬЕФ СУШИ
Рельефом (франц. relief — выпуклость) называется совокуп¬
ность неровностей земной поверхности.
По размерам форм (выпуклостей и впадин) рельеф делится на
четыре класса:
1. Планетарный, или мегарельеф, включающий океанические
впадины и материковые массивы.
2. Макрорельеф материков, под которым понимаются горные
страны, большие равнины, обширные возвышенности (Русская
равнина, Среднерусская возвышенность, Кавказ и др.).
3. Мезорельеф, состоящий из форм средних размеров —не¬
больших равнин, речных долин, отдельных горных хребтов внут¬
ри горных стран, небольших возвышенностей (Дарьяльское
ущелье, Водораздельный хребет, долина Днепра, моренная воз¬
вышенность и др.).
4. Микрорельеф, включающий всюду распространенные мел¬
кие формы рельефа (пойма, террасы, уступы коренных берегов,
дюны, промоины, степные блюдца, торфяные бугры болот и др.).
Морфогенетические процессы. Земная кора, с одной стороны,
взаимодействует с внутренними геосферами, особенно с верхней
мантией, самая верхняя часть которой, начиная от астеносферы,
образует вместе с земной корой литосферу, а с другой — прини¬
мает внешнюю для планеты главным образом солнечную и лун¬
ную энергию и материю.
Процессы рельефообразования, или морфогенеза, обусловлен¬
ные взаимодействием литосферы с внутренним веществом Земли,
называются эндогенными — внутреннего происхождения. С ними
связано образование земной коры, воды, которая играет одну из
решающих ролей в рельефообразовании, и газов. Все эндогенные
процессы генетически связаны с тепловым потоком, идущим из
недр планеты: горообразование, внедрение магматических оча¬
гов, вулканизм, землетрясения, изостазия и вертикальные движе¬
ния земной коры, горизонтальные смещения глыб литосферы, ме¬
таморфизм осадочных пород. Веществу планеты имманентно при¬
суща сила тяжести, контролирующая все процессы рельефообра¬
зования, вплоть до высоты гор, которая на Земле не может быть
более 9 км.
Процессы, обусловленные притоком в географическую оболоч¬
ку внеземной материи и энергии, называются экзогенными —
330
внешнего происхождения. Они связаны прежде всего с солнечной
радиацией и отражаются в тех явлениях, которые ею вызывают¬
ся: влагооборот и работа воды, жизнь растений и биогенные газы
атмосферы, колебания температуры, ветер, вечная мерзлота грун¬
тов и др. К числу важнейших экзогенных явлений относятся гра¬
витационные поля Луны и Солнца, создающие приливное трение.
На экзогенных процессах лежит неизгладимая печать грави¬
тационного поля Земли. Как уже было отмечено, сила тяжести
придает им симметрию коническую, если они действуют верти¬
кально, или билатеральную, если они действуют на горизонталь¬
ную поверхность. Ниже мы увидим проявление этого важного за¬
кона в рельефообразовании.
Кроме эндогенных и экзогенных процессов можно выделить
еще и переходные, которые возникают тогда, когда внешние про¬
цессы резонансно отражаются на внутренних, и наоборот. Сюда
следует отнести геоморфологические явления, обусловленные вра¬
щением Земли и кориолисовой силой. Переходными можно счи¬
тать также силы электромагнитного поля Земли, которые, как мы
уже видели, проявляются косвенно через защитную роль магнито¬
сферы. Электромагнитную природу имеют и силы сцепления, от¬
личные от сил внутреннего тяготения. Сцепление определяет
устойчивость пород против воздействия экзогенных факторов.
Эндогенные и экзогенные процессы не следует противопостав¬
лять. Они так взаимодействуют, так переплетаются, что в чистом
виде нет ни тех, ни других. Например, движение вещества ман¬
тии— процесс, безусловно, внутренний, но протекает он в грави¬
тационном поле Луны и Солнца. Солнечная радиация экзогенна,
но в атмосфере, как мы уже -видели, она так преобразована, что
приобрела новое, земное качество.
Экзогенные процессы протекают на эндогенном фоне, а эндо¬
генные в определенных экзогенных условиях. Складчатое горооб¬
разование вызывается эндогенной энергией, но протекает в поро¬
дах экзогенного происхождения. Циркуляция атмосферы и
гидросферы вызывается экзогенным солнечным теплом,
но само-то вещество воздушной и водной оболочек выделилось
из Земли.
Однако тесная связь эндогенных и экзогенных процессов не
должна заслонять их специфики.
Экзогенные процессы наиболее отчетливо проявляются в вы¬
ветривании и денудации.
Выветриванием называется совокупность процессов разруше¬
ния и изменения горных пород при их взаимодействии с атмосфе¬
рой, гидросферой и живыми организмами. Обычно выветривание
протекает на поверхности суши, но может быть и подводным.
Последнее называется гальмиролизом и заключается в преобра¬
зовании морских осадков под действием соленой воды.
Выветривание на суше по роду воздействия на литосферу мо¬
жет быть физическим, химическим и биологическим (органиче¬
ским).
331
Физическое выветривание заключается в механическом рас¬
паде положительных (выступающих вверх) форм рельефа, глав¬
ным образом скальных, на обломки. Оно происходит при нагре¬
вании днем и летом и охлаждении ночью и зимой кристаллических
пород. Смена нагревания и охлаждения вызывает резкое изме¬
нение их объема и нарушение прочности. Наиболее интенсивно
физическое выветривание протекает в пустынях, в континенталь¬
ном климате при большой суточной и годовой амплитуде темпера¬
туры воздуха и особенно грунта. При колебаниях температуры
около 0° в выветривании участвует вода, расширяющая трещины
в породах при замерзании. Такое выветривание называется мо¬
розным.
При химическом выветривании изменяется химический состав
горных пород с образованием минералов более стойких, чем на¬
чальные, к воздействию внешних условий. Химическое выветрива¬
ние возможно только вслед за физическим, после распада горных
пород на мелкие обломки, химически взаимодействующие с окру¬
жающей их средой при участии воды. Оно свойственно преиму¬
щественно гумидным областям.
Органическое выветривание сводится и к механическому раз¬
дроблению пород корнями растений, и к химическому изменению
их состава в результате жизнедеятельности живых организмов.
Разделение выветривания на категории условно, обычно оно
протекает совокупно, и только в крайних климатических усло¬
виях—резко аридных и сильно плювиальных — преобладает одно
из них.
Физическое выветривание тем интенсивнее, чем больше ампли¬
туда температуры воздуха, а она увеличивается с высотой. Поэто¬
му можно сказать, что интенсивность выветривания пропорцио¬
нальна высоте гор.
В результате выветривания высоких горных массивов и сноса
рыхлого материала под действием силы тяжести образуются кони¬
ческие горные вершины; отступление от правильной конической
фигуры объясняется различной стойкостью пород против вывет¬
ривания.
Если выветривание происходит в сухом климате, рыхлый мате¬
риал остается на месте, засыпает долины между хребтами. Обра¬
зуется выровненное плоскогорье или нагорье. Обычно разруше¬
ние хребтов сопровождается выносом обломочного материала
ветром, ледниками, а особенно стекающей водой.
Совокупность процессов сноса и переноса рыхлого материала
называется денудацией (лат. denudatio — обнажение). Этот тер¬
мин употребляется в узком и широком смыслах. В первом он
означает обнажение (оголение) поверхности выветривающихся
пород, во втором — включает все процессы, приводящие к сглажи¬
ванию земной поверхности (последнее до недавнего времени выра¬
жалось термином «деструкция» — разрушение).
Агентами денудации, кроме универсального — силы тяжести,
служат эрозия, экзарация, абразия и дефляция (работа ветра).
332
Повсеместно действует эрозия. Она относится к числу наиважней¬
ших морфогенетических процессов.
Соответственно классификации рельефа по величине форм
эрозионные процессы тоже можно разделить на три класса:
1) микроэрозия — проявляется в размывании склонов плоскост-
ным стоком и мелкими струями; 2) мезоэрозия — осуществляется
русловыми потоками, вырабатывающими речные долины; 3) мак¬
роэрозия— снижает горные страны, приводит к образованию
равнин.
Длительный процесс денудации распадается на две почти
противоположные одна другой части — расчленения и
планации.
В только что образовавшейся молодой горной стране реки —
главный фактор денудации — интенсивно эродируют, и тем силь¬
нее, чем выше рельеф над базисом эрозии. Вымываются глубокие
долины в виде теснин и ущелий, разделенные горными хребтами.
Страна оказывается сильно расчлененной. Дальнейшее выветри¬
вание и денудация приводят к общему снижению гор и переходу
процесса во вторую стадию — планации. В стадии планации (лат.
planum — поверхность) вырабатываются поверхности выравнива¬
ния, И только в глубине материков в сухом тропическом климате
при хмалом речном стоке уже в начальной стадии денудации
образуются нагорья.
Поверхности выравнивания. В периоды тектонической актив¬
ности литосферы образуются горы, крутые склоны, уступы, впади¬
ны. Поверхности выравнивания формируются в периоды сравни¬
тельно спокойного развития рельефа, между горообразователь¬
ными эпохами. В это время экзогенные процессы сглаживают не¬
ровности рельефа, срезают значительные выступы земной коры
и выравнивают поверхность.
В каждую эпоху выравнивание охватывает огромные площа¬
ди, нередко соизмеримые с материками или значительными их
частями, например, со всей территорией СССР.
Термин «поверхность выравнивания» введен И. П. Герасимовым
(1947); часто используется в этом же смысле термин «пенеплен»,
введенный американским геоморфологом У. Девисом в конце
XIX в. Весьма редко употребляется слово «педиплен». Разница
между этими понятиями в следующем. Пенепленом называется
почти равнина или предельная равнина, образовавшаяся на месте
горной страны путем выветривания и денудации сверху на всей
площади. Педиплен формируется в сухом климате при отступа¬
нии горных склонов параллельно самим себе, а не путем разруше¬
ния хребтов сверху.
Поверхности выравнивания соответствуют относительному ди¬
намическому равновесию между изостатическим поднятием,, кото¬
рое неизбежно происходит, и выветриванием.
Неоднородность пород, слагающих местность, и неодинаковая
их устойчивость против выветрива-ния, особенно физического, ве¬
дет к образованию останцов — небольших горных массивов в виде
333
отдельных кряжей, башен, столбов, оставшихся от некогда единой
горной страны.
Пенеплен, хотя он и называется предельной равниной, не сле¬
дует считать завершающей стадией развития рельефа местности,
как это делал У. Девис. В результате движений вещества мантии
земная кора в одних районах Земли опускается и море трансгрес¬
сирует, старая поверхность выветривания погребается под мор¬
скими осадками, в других — поднимается, образуются возрожден¬
ные горы и т. д. Наконец, и экзогенные процессы, например ма¬
териковое оледенение, оставляют толщи осадочных пород, имею¬
щие свой рельеф.
Следовательно, рельеф равнин почти всегда многослойный,
новейший рельеф непременно отражает погребенный. Это очень
важное положение необходимо подчеркнуть.
В пониженных местах макро- и даже мегарельефа продукты
выветривания накапливаются, создаются мощные осадочные тол¬
щи геосинклинальных поясов, в результате развития которых
происходит складчатое горообразование.
Таким образом, выветривание и денудация противоположны
горообразованию; тектонические процессы создают горы, вывет¬
ривание их пенепленизирует. Но они и генетически связаны: горы
образуются в результате накопления осадочных толщ, а денуда¬
ция возможна только при достаточной высоте местности. Количе¬
ственно они равны и, наконец, постепенное накопление осадков в
геосинклиналях приводит к сравнительно быстрому горообразо¬
ванию; вслед за орогенезом усиливается и денудация; оба про¬
цесса повторяются ритмически, но метахронно.
Из сказанного выше следует, что экзогенные процессы дале¬
ко не только внешние, а скорее свойство географической оболочки,
биосферы. Во взаимодействии экзогенных и эндогенных процессов
ведущая роль принадлежит эндогенным.
Генетическая классификация рельефа. Рельеф морфоструктур¬
ный и морфоскульптурный. Приведенная в начале настоящей гла¬
вы классификация форм рельефа по их величине сравнима с гене¬
тической, предложенной И.' П. Герасимовым (1946, 1959).
Формы мегарельефа — материки и океанские впадины он на¬
звал геотектурами; они создаются общепланетарными, т. е. кос¬
мическими, процессами.
Элементы макрорельефа — горные страны и равнины — пред¬
ставляют собой морфоструктуры. Они создаются преимуществен¬
но эндогенными процессами. Кроме гор и больших равнин к мор-
фоструктурам относятся крупные возвышенности, мульды, текто¬
нические валы, словом, все формы рельефа, созданные тектони¬
ческими процессами.
Мезо-, а тем более микрорельеф морфоскульптурный; своим
происхождением он обязан действию экзогенных процессов: рабо¬
те рек (долины, овраги и др.), ледников (моренные холмы и др.),
ветра (эоловые формы), растворяющей деятельности воды (кар¬
стовые процессы и др.).
334
Рис. 130. Основные структурные элементы материковой земной коры:
1 — докембрийские платформы, 2 — выступы их на поверхность или щиты, 3 — выступы
каледонских складчатых структур, 4 — выступы герцинских складчатых структур, 5 —
герцинские платформы, 6 — мезозойские складчатые сооружения, 7 — альпийские склад¬
чатые сооружения
Классификация И. П. Герасимова, позволяющая во многообра¬
зии форм рельефа выделить главные группы, положена в основу
и настоящей книги.
ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ
МАТЕРИКОВОЙ ЗЕМНОЙ КОРЫ И ГЛАВНЫЕ
МОРФОСТРУКТУРНЫЕ ФОРМЫ РЕЛЬЕФА МАТЕРИКОВ
И МАТЕРИКОВЫХ ОСТРОВОВ
Главными тектоническими частями материковой земной коры
являются платформы и геосинклинальные пояса (рис. 130).
В основе каждого материка лежит одна платформа, Евразии —
пять.
Платформой (лат. plat — плоский) называется обширный уча¬
сток земной коры материков, сложенный кристаллическими поро¬
дами и характеризующийся малой интенсивностью тектонических
движений в послекембрийское время. Большинство платформ, как
уже показано при описании планетарного рельефа, образовалось
в геосинклиналях архея и протерозоя. Эти платформы называются
древними. Они располагаются на Земле двумя широтными рядами.
Первый находится в северных умеренных широтах и служит осно¬
вой Лавразийских материков — Североамериканская, Русская,
Сибирская, Китайская; второй составляют глыбы Гондваны —
335
Южноамериканская, Африканская, Аравийскаяf Индостанская л
Австралийская. Вне рядов осталась Антарктическая.
Некоторые части платформ и сами платформы образовались
в палеозое. Например, на Русской область Тиманского кряжа
создана каледонской складчатостью, а область Донецкого кряжа —
герцинской. В основе Западно-Сибирской равнины лежит плат¬
форма также герцинского возраста. Платформы палеозойского
возраста называются молодыми; поверхностями выравнивания
они стали к мезозою.
Складчатый фундамент платформ в некоторые геологические
периоды понижался ниже уровня океана и покрывался эпиконти-
нентальными морями, в которых отлагалась осадочная толща; —
глины, пески, известняки, мел и др. Поэтому платформам свойст¬
венно двухъярусное строение: нижний ярус называется складча¬
тым фундаментом, или плитой, а верхний, собственно платформен¬
ный, сложен спокойно залегающими осадочными толщами. j
Местами кристаллический фундамент выходит на поверхность,
и эти участки называются щитами. Русская платформа образует
два щита: Балтийский к северу от Выборга и Украинский близ
Запорожья. И на остальных платформах есть щиты разной пло¬
щади и конфигурации. Они видны на тектонических картах.
За пределами щитов кристаллический фундамент залегает на
глубинах до 10 км (в Прикаспийской низменности).
Из 175 млн. км2 материковой земной коры, включая площадь
шельфа, 99 млн. км2, или 57%,, занимают платформы.
Геосинклинали и складчатое горообразование. Геосинклиналью
называется глубокий прогиб земной коры на морском дне, протя¬
гивающийся на сотни и тысячи километров при относительно не¬
большой ширине, обычно ограниченный разломами. Длительное
время он заполняется мощными толщами осадочных и вулкани¬
ческих пород, а затем в результате тектонических деформаций
превращается в складчатую горную цепь.
Геосинклиналью в более широком смысле, или геосинклиналь-
ным поясом, или геосинклинальной системой, называется текто¬
нически подвижный и резко расчлененный складчатый пояс зем¬
ной коры. Для него характерны: повышенная скорость и большой
размах вертикальных движений, интенсивное складкообразование,
магматические процессы, вулканизм и землетрясения.
Все основные геосинклинали были заложены в протерозое.
В нижнем палеозое существовал геосинклинальный пояс, в кото¬
ром в силуре и начале девона произошло складчатое горообразо¬
вание, названное каледонским (по имени гор — Шотландии), или
байкальским. Оно захватило огромные площади, многие из кото¬
рых были переработаны последующим горообразованием. До на¬
стоящего времени каледонские структуры сохранились в двух ду¬
гах: а) Шотландия — Скандинавия — Шпицберген — Гренландия —
северные Аппалачи и б) Прибайкалье и Забайкалье. В после¬
дующем эти горы превратились в поверхности выравнивания.
Во второй половине палеозоя произошло герцинское (по имени
336
гор Гарц) складчатое горообразование (его называют также
варисцийским). Оно протекало в несколько фаз с конца девона до
конца перми и даже начала триаса. В эту горообразовательную
эпоху- возникли горы — предшественники Урала и Западной Сиби¬
ри, Средней Азии, Тянь-Шаня, Алтая, Саян, многих гор Цент¬
ральной Азии, Центральной Европы, южной половины Британ¬
ских островов, Мезеты, Капских гор, Аппалачей и Австралийских
Альп.
В течение мезозоя вся система герцинид превратилась в по¬
верхность выравнивания. К этому же времени относится развитие
новой геосинклинали, в которую и сносились продукты выветри¬
вания. Образовавшаяся в ней впоследствии горная складка зем¬
ной коры называется альпийской (по имени Альп). Альпийская
складчатость происходила в мезозое и кайнозое (с конца мела и
до плиоцена) и состояла из нескольких фаз.
В мезозойскую фазу орогенеза образовались горы Северо-Во¬
сточной Азии и внутренние хребты Кордильер.
Собственно альпийская геосинклинальная складка возникла на
месте океана Тетис. В нее входят складчатые горные системы:
Атлас, Пиренеи, Альпы, Апеннины, Балканы, Карпаты, Крым*
Кавказ, Тавр и Анатолия, Эльбурс и Иранское нагорье, Гинду¬
куш, Памиро-Алай и Гималаи, хребты Индокитая и Индонезии,
Камчатка, Сахалин, Сихотэ-Алинь, Японские и Филиппинские
острова; Кордильеры и Анды и, наконец, горы западной Антарк¬
тиды.
Горы альпийского орогенеза в силу своей молодости высокие с
ярко выраженным горным рельефом.
Восточно-Азиатская и Курило-Камчатская переходная полоса*
описанная выше при характеристике океанского дна, — это сов¬
ременная геосинклиналь. Вулканические острова — Алеутские*
Курильские и другие — начальная фаза геосинклинального про¬
цесса. Островные дуги — вторая его фаза. В последующем горы
могут возникнуть за счет дна нынешних морей, а острова станут
древними участками в будущих молодых горах. Вновь образовав¬
шаяся горная область присоединится к материку, увеличив его-
площадь.
Палеозойские структуры занимают 35 млн. км2, или 20% пло¬
щади суши, на области мезокайнозойской складчатости приходит¬
ся 41 млн. км2, или 23% площади материковой коры.
История геосинклинального развития земной коры показыва¬
ет, что оно идет в направлении консолидации, т. е. роста матери¬
ковых платформ, что в то время, когда одна геосинклиналь закан¬
чивается горообразованием, начинает развиваться другая, в кото¬
рую и сносится материал от выравнивания предыдущей. Плане¬
тарных эпох тектонического покоя Земли не было, но интенсивное
горообразование происходило все-таки в четко выраженные отрез¬
ки времени, с которыми и связаны периоды развития органиче¬
ской жизни, а также ледниковые эпохи. Каждая горообразова¬
тельная эпоха в связи п эволюцией и литосферы, и биосферы
22 Заказ 371
337
отличается от предыдущей, и развитие в целом идет направленно.
Структура тихоокеанского и атлантического секторов матери¬
ков различна, полушария диссимметричны: тихоокеанские струк¬
туры выше, горообразование здесь идет раньше, чем в атланти¬
ческом секторе, и к тихоокеанскому сектору приурочена мощная
современная геосинклиналь.
Возрожденные горные страны. Горы каждого геосинклиналь-
ного пояса выветриванием и денудацией ко времени следующего
горообразования превращаются в пенеплен. Так, каледонские и
герцинские горы в мезозое утратили горный характер и на всех
материках приобрели вид невысоких поверхностей выравнивания.
Мезокайнозойское горообразование дало импульс к перестройке
участков коры пенепленизированных территорий. Под влиянием
новых движений литосферы в них произошло повторное горообра¬
зование, но уже не складчатого, а глыбового характера. Такие
горы называются возрожденными (термин В. А. Обручева) или
глыбовыми, глыбово-складчатыми и складчато-глыбовыми в зави¬
симости от соотношения прежних складчатых и нов,ых разрывных
дислокаций.
Пояс возрожденных гор включает поднятые участки различ¬
ных возрастов. На древних докембрийских платформах образова¬
лись Гаты Индостана, хребты Аравии и Центральной Африки,
сьерры Бразилии, на палеозойских платформах поднялись Скан¬
динавские горы, Урал, Мезета, Центральный Французский мас¬
сив, горы Центральной Европы, Тянь-Шань, Алтай, Саяны, хреб¬
ты Забайкалья, а также Аппалачи, сьерры Аргентины, Капские
горы и Австралийские Альпы. Нагорье Черского — возрожденные
горы мезозойского возраста.
Боковое давление, вызвавшее образование возрожденных гор,
исходило или от кайнозойской складчатости, со стороны новой
геосинклинали, или от движущегося океанского дна (Хайн, 1964,
Мещеряков, 1965). Возрождение Тянь-Шаня связывается с аль¬
пийским орогенезом Памиро-Алая, а гор Северо-Восточной Сиби¬
ри— с разрастанием впадин Великого океана. Горизонтальное
смещение глыб Гондваны привело к тому, что Индостан не только
подошел к Азии, но и углубился под Гималаи, оказав влияние и
на их высоту, и, вероятно, на южные сибирские горы.
Возрожденное горообразование — новая и непременная стадия
ъ развитии горных стран, следующая за пенепленизацией.
Складчатые горы эписинклинальные, а возрожденные — эпи-
платформенные.
Возраст и развитие рельефа. Сравнивая современную Восточ¬
ноазиатскую геосинклиналь, складчатые горные цепи альпийского
возраста, возрожденные горные страны герцинской складчатости
Тянь-Шань и Алтай, Скандинавские горы, воссозданные на месте
каледонской складчатости, и, наконец, докембрийские щиты, мы
можем проследить отдельные этапы развития рельефа.
Исследование рельефа СССР показало, что территория нашей
страны ко времени альпийской складчатости, т. е. к концу мезо¬
338
зоя, имела характер почти единой поверхности выравнивания, не
расчлененной так резко, как теперь, на обширные равнины и вы¬
сокие горы. С начала альпийского орогенеза рельеф стал диффе¬
ренцироваться. Возникли складчатые горы, на каледонских и гер-
цин-ских пенепленах возродились глыбовые горы, произошли под¬
вижки и на равнинах. На этом основании И. П.- Герасимов и
Ю. А. Мещеряков (1964) выделяют геоморфологический этап в
развитии Земли, который охватывает часть мезозоя и весь кайно¬
зой. Это значит, что весь современный рельеф (но не в смысле воз¬
раста горных пород) образовался не раньше конца мезозоя.
Тектонические движения, происходившие в неогене (начиная с
олигоцена; их граница во времени скользящая), называются
новейшими, а прослеживаемые по результатам деятельности людей
(например, изменение положения стоянок первобытного человека
или древних портовых сооружений по отношению к современным
берегам морей или озер)—современными. Их возраст около
7—6 тыс. лет. Те и другие объединяются понятием «неотекто¬
ника».
Следовательно, разделять горы на каледонские, герцинские и
альпийские по возрасту рельефа нельзя; такой возраст имеют те
горные породы, на поверхностях выравнивания которых возник
возрожденный рельеф. Все ныне существующие горы, как и текто¬
нические формы рельефа равнин, молодые — мезокайнозойские.
Горы
Морфология складчатых горных стран. Наиболее существенная
черта складчатых горных поясов состоит в их вытянутости в виде
цепей горных хребтов на большие даже в планетарном масштабе
расстояния.
Альпийский складчатый пояс состоит из совокупности гирлянд
или пучков изогнутых горных систем (рис. 131). Цепи Северной
Африки и Южной Европы соединяются в Армянском нагорье, а
затем снова веерообразно расходятся и вновь стягиваются в Па¬
мире, за которым следуют опять веерообразно расходящиеся цепи
Центральной Азии; подходя к Китайской платформе, они повора¬
чивают на юг и в Зондском архипелаге сливаются с тихоокеан¬
ской складчатой цепью.
Узлы сводов в Армянском нагорье и Памире образовались под
давлением Аравийской и Индостанской платформ.
Морфологические элементы горных стран представлены хреб¬
тами, горными узлами, долинами, межгорными впадинами, плос¬
когорьями и нагорьями.
Термин «горный хребет» применяется . в широком и узком
смысле слова. Так может называться целая горная страна (Кав¬
казский хребет, Уральский хребет), состоящая из многих хреб¬
тов, и гора, вытянутая линейно и имеющая гребень, два склона
и два подножья; высшие точки гребня называются вершинами,
а понижения между ними седловинами.
22*
339
Плоскогорьями называются обширные участки горных стран
с равнинным, но высоко поднятым рельефом (плоская гора). Со¬
отношение рельефа с геологическим строением различно. В одних
случаях плоскогорья (Гоби и др.) сложены горизонтальными сло¬
ями осадочных пород, в других (плоскогорья Африки и др.) —
это пенеплены, образованные дислоцированными толщами.
Нагорьями называют обширные горные территории, включаю-,
щие и отдельные горные хребты, и межгорные впадины, и засы¬
паемые обломочным материалом горные долины, и, наконец, не¬
большие плоскогорья. Следовательно, это образование и морфо¬
структурное, и морфоскульптурное. Нагорий больше, чем плоско¬
горий: Армянское, Анатолийское, Тибет, Черского, Иранское,
Большой Бассейн, Бразильское, Гвианское, Боливийское.
Связь между рельефом и тектоникой в складчатых горах весь¬
ма разнообразна и зависит от тектонической напряженности оро¬
генеза.
В современной дальневосточной геосинклинали эта связь
прямая: острова и хребты соответствуют антиклинальным (выпук¬
лым) складкам, а впадины между ними— синклинальным (вогну¬
тым) складкам.
В других складчатых горных системах прямая связь рельефа и
тектоники наблюдается только в окраинных хребтах типа Юры,
например, в Юрских горах * (рис. 132), Копетдаге и северных
хребтах Дагестана.
340
Складчатые горы альпийского типа (рис. 133) устроены значи¬
тельно сложнее. Сводовое поднятие в них сопровождалось обра¬
зованием больших сильно смятых складок, опрокинутых, пере¬
крывающих одна другую. Многие складки сдвинуты на большие
расстояния. Крупные складки сопровождаются мелкими вторич¬
ными, которые и видны в обнажениях склонов.
Высокие горы, поднятые на не¬
сколько тысяч метров в средние и
верхние пределы тропосферы, под¬
вергаются интенсивному физическо¬
му выветриванию. Большая высота
и крутизна склонов способствуют
быстрому удалению продуктов раз- Рис. 132. Строение и рельеф склад-
рушения. Не очень крутые склоны чатых гор типа Юры
сплошь покрыты осыпями, каменны¬
ми морями, каменными потоками.
Столь же характерен для высоких гор ледниковый геоморфологи¬
ческий комплекс. Скалы, острые гребни и вершины, крутые отполи¬
рованные склоны, обилие каменного и щебнистого грубого мате¬
риала, вечные снега и льды — характерные особенности рельефа вы¬
сокогорий.
Рис. 133. Геологическое строение Альп. Разрез через Монблан и высо¬
кие Альпы:
7 — неоген-палеогеновые отложения, 2 — шарьяжи известковых Альп, 3 — карбон,
4 — кристаллические сланцы, 5 — граниты, 6 — порфиры, 7 — метаморфические
сланцы
Ниже снеговой границы в развитии рельефа ведущую роль на¬
ряду с тектоникой играет текучая вода. Базис эрозии горных рек
находится низко, поэтому они круто падают, обладают огромной
энергией, эродируют в глубину, формируя узкие долины с круты-
А % Б В
Рис. 134. Схематические профили долин
складчатых гор: А — теснины, Б — канъг
она, В — ущелья
ми склонами (рис. 134, 135).
В сухом климате в горных по¬
родах, способных удерживать
вертикальные стенки, образу¬
ются теснины и каньоны. Если
дожди и мелкие ручьи размы¬
вают склоны, образуются
ущелья, расширяющиеся квер¬
ху. Дно горной долины всегда
во всю ширину занято рекой.
341
Профиль падения горных рек не выработан, многочисленны пороги
и водопады.
Эрозионная деятельность рек постепенно приводит к тому, что
горное поднятие оказывается изрезанным глубокими долинами.
Между ними остаются хребты, горные массивы и другие формы, в
совокупности образующие величественный рельеф горных стран.
Рис. 135. Долина в складчатых горах. Фото Б. Скрипко
В средневысотном поясе состав и соотношение морфогенетиче¬
ских факторов меняется. Выпадают работа фирна и льда и гля-
диальные формы рельефа, уменьшается интенсивность морозного
выветривания. В связи с приближением профиля рек к нормаль¬
ной кривой увеличивается боковая эрозия, долины становятся
шире. Возрастает роль' химического и органического выветрива¬
ния. Голые скальные породы встречаются спорадически. Склоны
становятся более пологими, перегибы их овальными. Почти всюду
есть кора выветривания, почва и растительный покров.
На низких уровнях больших горных стран или в невысоких
горах характер рельефа все больше удаляется от горного и при¬
342
ближается к равнинному. Течение рек становится спокойным, до¬
лины широкими, ящикообразными, с террасами.
В предгорьях преобладает уже не денудация, а аккумуляция
сносимого сверху материала.
Абсолютная высота вертикальных горных поясов определяет¬
ся природой той зоны, в которой находится горная страна. На се¬
вере Скандинавского полуострова, в тундровой зоне, высокогорья
начинаются с 500 м, а на склонах Килиманджаро, в экватори¬
альной лесной зоне,— только с 4800 м.
В альпийском складча¬
том поясе, как уже упомина- 1 2
лось, многочисленны об¬
ширные нагорья, окружен¬
ные высокими горными
хребтами. Рек на них мало,
сток ТОЛЬКО внутренний. Рис. 136. Схема строения гор:
Почти все нагорья лежат В ,_Вогезов, 2 _ Шварцвальда, 3 — Рейнского
субтропических широтах С грабена
их сухими воздушными мас¬
сами. В этих условиях интен¬
сивно идет физическое выветривание, рыхлый материал не выносит¬
ся, а заполняет долины. Современные процессы направлены не на
расчленение рельефа, а на его выравнивание.
Морфология возрожденных горных стран. Морфоструктурный
рельеф возрожденных гор обязан своим происхождением дизъюк-
тивным разрывным дислокациям. Горные хребты и долины соз¬
даны вертикальными движениями глыб пенеплена. В самом про¬
стом случае образуется только сбросовая ступень. Наиболее от¬
четливо она выражена в Севенах — обрыве приподнятого края
Центрального Французского массива, а также в Гатах и сьеррах
Бразилии. Скандинавские горы — тоже плоскогорье, постепенно
повышающееся с востока на запад, а затем резко обрывающееся
к океану.
Две линии сбросов могут оконтуривать горстовый массив,
одиноко поднимающийся над окружающей его равниной. Таковы
Гарц, Тарбагатай, хребты Центральной Африки. Шварцвальд и
Вогезы представляют собой один горст, разбитый на две части
рейнским грабеном (рис. 136).
Гораздо шире распространены обширные складчато-глыбовые
и глыбово-складчатые горные страны — Урал, Тянь-Шань, Алтай,
Саяны, Забайкалье, Аппалачи, Австралийские Альпы. Одни из
них (Урал, Забайкалье и Аппалачи) имеют низко- и среднегор¬
ный рельеф, другие (Тянь-Шань, Алтай) по высоте и разнообра¬
зию рельефа не уступают Альпийским складчатым горам: вершина
Хан-Тенгри поднимается на 6995 м, Белуха на 4517 м. Разница
в высоте горных систем объясняется интенсивностью орогениче-
ского давления: Тянь-Шань рядом с альпийской складкой, Урал
от нее удален. -
. Самая характерная черта рельефа возрожденных гор — соче-
343
Таблица 5&
Уровни вершин некоторых горных стран
Горные страны
Широты
средних
линий, град
Главнейшие вершины
Их высота, м
Г ималаи
30
Джомолунгма
8848
Канченджанга
8585
Лхоцзе
8545
Макалу
8470
Тянь-Шань
42
Пик Коммунизма
7495
Пик Победы
7439
Пик Ленина
7134
Хан-Тенгри
6995
Кавказ
43
Эльбрус
5633
Дых-тау
5203
Шхара
5058
Казбек
5047
Западные Альпы
46
Монблан
4807
Монте-Роза
4634
Дом
4545
Вейсхорн
4502
Алтай
50
Белуха
4506
Мунх-Хайрхан
4362
Найрамдал (Табын-Богдо-Ола)
4356
Отгон-Тенгри
4031
Скандинавское
65
Г альхепигген
2469
нагорье
Г литтертин
2452
Кебнекайсе
2123
Сарекчокко
2090
тание прежних поверхностей выравнивания и молодых плоскостей
вертикальных движений. Склоны хребтов — плоскости сбросов —
очень крутые, а вершины хребтов равнинные — остатки древнего
пенеплена. «После долгого подъема по горным кручам на пере¬
вале вместо узкого гребня, свойственного молодым горам, нео¬
жиданно открывается глазу уходящая за горизонт волнистая рав¬
нина» (Ю. А. Мещеряков,). Нагорные пенеплены в Алтае состав¬
ляют около 30%, а в Каратау даже 50%, всей поверхности
(3. А. Сваричевская).
Горные долины возрожденных гор — широкие грабены. Таковы
Ферганская долина, котловины больших озер и другие межгорные
впадины.
Как и в складчатых горах, в возрожденных действуют те же
деструкционные процессы и создаются такие же геоморфологи¬
ческие высотные пояса. Высоко поднятые складчато-глыбовые
344
хребты, подверженные деструкционным процессам, имеют типич¬
ный альпийский рельеф.
Закономерности в расположении горных стран. Абсолютная
высота гор определяется соотношением тектонических восходя¬
щих движений и денудационных процессов.
В каждой горной стране имеется определенный уровень вер¬
шин (табл. 56).
Джомолунгма
90С 60 30 0 30 60 Ю 90
Рис. 137. Изменение высоты гор по географическим широтам
В Гималаях он лежит в среднем на высоте 8400 м, в Тянь-
Шане— 7200 м, на Кавказе — 5200 м, в Альпах — 4200 м, в Скан¬
динавском нагорье — 2300 м.
Равенство вершин, а также приблизительно одинаковый сред¬
ний уровень хребтов, каково бы ни было их геологическое строе¬
ние, определяется денудацией. Чем выше поднят массив текто¬
ническими движениями, тем энергичнее на нем происходит дену¬
дация. Если какая-нибудь вершин'а оказалась много выше
окружающих, то она подвергается особенно интенсивной денуда¬
ции и быстро снижается, тогда как более низкие части хребтов
разрушаются не так скоро. В конце кондов в геологически не¬
продолжительное время вершины по высоте выравниваются. Наи¬
более высокие горы располагаются внутри горной страны, где
меньше осадков, и денудация происходит медленнее. На перифе¬
рии, улавливающей атмосферную влагу, денудационный уровень
обычно бывает ниже.
Большое значение имеют литология пород и степень их устой¬
чивости против выветривания. Она определяет отступление высот
от среднего уровня.
Наиболее высокие горы на Земле (рис. 137) находятся под
тропиками. Все вершины, поднимающиеся выше 7000 м, сосредо¬
точены исключительно в тропических странах, а более 8000 м —
только в Азии. Это обусловлено, с одной стороны, мощным текто¬
ническим поднятием земной коры в средиземном поясе разлома,
а с другой — слабой интенсивностью выветривания в сухом тро¬
пическом климате. В экваториальных странах с их дождями
345
выветривание и денудация идут быстрее, и горы в сравнении с
тропическими широтами значительно ниже.
В умеренных широтах горы еще ниже, и чем ближе к поляр¬
ным широтам, тем заметнее снижается их средний и абсолютный
уровень. Это соответствует меньшей орогенической напряженно¬
сти средних широт и более мощным процессам выветривания
в связи с повышенным количеством осадков и большей амплиту¬
дой температур. Очевидны и меридиональные закономерности в
расположении горных стран: наиболее мощный орогенический
мезокайнозойский пояс опоясывает Тихий океан.
Сторонники ротационной гипотезы указывают на проявление
в рельефе активных параллелей и меридианов. Например, в тек¬
тонически активной полосе на широте 61—62° северного полуша¬
рия, несмотря на значительную денудацию как и во всем умерен¬
ном поясе, высота гор не уменьшается, а возрастает. Это отно¬
сится и к Восточной Сибири, и к Кордильерам., В последних
резко возвышается гора Святого Ильи, достигающая высот, свой¬
ственных тропическим широтам, 5488 м. Расположение мериди¬
ональных горных поясов эти ученые связывают с тектонически
активными долготными кругами, которые отстоят один от друго¬
го на 45° долготы. К меридиану 15° в. д. приурочены Скандинав¬
ские горы. На 60° в. д. располагается Урал. Еще восточнее на 45°
находится активный _меридиан 105° в. д. с горами Прибайкалья.
Далее следует меридиан 150°, к которому приурочены нагорье
Черского, Верхоянский хребет и Австралийские Альпы.
Западнее активного меридиана 15° в. д. на 45°, т. е. по
30° з. д., проходит подводный Атлантический хребет. Далее на
75° з. д. располагаются Аппалачи, на 120° з. д. находится уже
упомянутая американская часть Тихоокеанского пояса разлома.
Современные движения земной коры. Тектонические процессы
характерны не только далекому и недавнему геологическому
прошлому. Они проявляются и з настоящее время. Неотектони-
ческие процессы выражаются в движениях океанского дна, изо-
статическом поднятии или опускании участков материков в связи
с недавним или современным перераспределением нагрузки, в
землетрясениях и вулканизме. О первых двух видах движений
уже говорилось ранее. Кратко рассмотрим землетрясения и вул¬
канизм.
Землетрясениями (греч. seismos) называются подземные
толчки и колебания верхнего слоя земной коры, вызванные тек¬
тоническими причинами, главная из которых — подвижка лито-
сферных плит. Подвижка вызывает толчок, который рождает сей¬
смические волны. Каждая волна вызывает сотрясение поверхно¬
сти— землетрясение. Большинство землетрясений слабые, их
-насчитывается тысячи в год. Однако бывают и катастрофические
землетрясения, сопровождающиеся появлением трещин и больши¬
ми разрушениями.
Пояса сейсмической активности находятся на границах литб-
еферных плит. Наибольшее число земле- и моретрясений бывает
346
на срединно-океанических хребтах, на продолжении рифтов на
материках, в средиземном поясе разлома и в тихоокеаническом
поясе разлома земной коры. На платформах землетрясения про¬
исходят редко и большой силы не достигают (см. рис. 23).
Рис. 138. Вулканический конус
Большое значение в образовании современного рельефа имеет
вулканизм — совокупность процессов, связанных с проникновени¬
ем в земную кору и излиянием на поверхность Земли расплав¬
ленной и насыщенной газами минеральной массы—магмы. Из¬
лившаяся на поверхность и* потерявшая летучие компоненты
магма называется лавой. Вулканы извергают также рыхлые про¬
дукты— пепел и камни.
В процессе вулканической деятельности формируются специ¬
фические вулканические формы рельефа.
Образование тех или иных вулканических форм рельефа за¬
висит от характера извержения и состава лавы.
При трещинных излияниях извергаются большие массы жид¬
кой лавы, которая, широко разливаясь, образует огромные лаво¬
вые покровы. В настоящее геологическое время наибольшие тре¬
щинные излияния наблюдались в Исландии. В 1783 г. из трещины
длиной 24 км было выброшено более 15 км3 лавы и рыхлых по¬
род, которые образовали обширную вулканическую равнину. Про¬
дуктами извержения сложен весь остров Исландия. Трещинные
излияния известны также на островах Азорских, Самоа, Новой
Зеландии.
В прежние геологические эпохи количество трещинных излия¬
ний было больше. Ими созданы обширные вулканические плато
и плоскогорья: лавовое плато Колумбии (около 400 000 км2),
347
трапповое плато Декан (около 300 000 км2) базальтовое плато
Патагонии, вулканические плоскогорья Армении, область траппов
в Восточной Сибири (до 1 млн. км2).
Лавовые области имеют вид волнистых равнин, степень рас¬
членения которых увеличивается с их возрастом.
В вулканах центрального извержения магма поступает на по¬
верхность по жерлу. В зависимости от характера извержения
выделяют несколько типов вулканов.
Вулканы наиболее простой формы представлены маарами. Они
извергают только водяные пары и газ. От взрыва остаются от¬
верстие, называемое трубкой взрыва, и кратер, который и назы¬
вается мааром. Размеры их от 300 до 3000 м, глубина до 300 м.
Во влажном климате в этих кратерах образуются озера.
Вулканы гавайского типа извергают основную (с малым со¬
держанием кремния) базальтовую лаву. Она спокойно изливает¬
ся и медленно застывает, растекаясь на большие расстояния.
Такие вулканы образуют щитовые покровы, для которых харак¬
терна очень большая площадь и плоская приплюснутая форма.
Самый большой из Гавайских островов — Гаваи — представляет
собой три соединившихся вулкана. Хотя вершины их поднима¬
ются на большую высоту (Мауна Лоа 4170 м, Мауна Кеа 4205 м,
Гуалалаи 2251 м), склоны их очень пологи — около 6°. К щито¬
вым относится вулкан Толбачек на Камчатке.
Большинство вулканов с центральным извержением принад¬
лежит к типу слоистых, или стратовулканов (типа Везувия).
Из них извергаются водяной пар и газы, огромные массы пепла,
каменные глыбы или вулканические бомбы, ляпилли — куски за¬
стывшей лавы, жидкая лава. Они образуют вулканический конус
слоистого строения: чередуются слои излившихся лав и рыхлых
продуктов. Классическими стратовулканами являются Ключев¬
ская и Кроноцкая сопки и Фудзияма. Крутизна их склонов около
30°. Они изрезаны глубокими бороздами, или барранкосами. Рас¬
ширенный кратер называется кальдерой (рис. 138).
В вулканах типа Мон-Пеле лава кислая, вязкая, окись крем¬
ния составляет около 55%. После извержения лава прочно заку¬
поривает жерло и выступает из него в виде застывшей иглы.
Нередко магма, проникая в толщу горных пород, приподни¬
мает и дислоцирует верхние пласты, но на поверхность не изли¬
вается. Так образуются интрузивные
тела. К числу интрузивных тел отно¬
сятся лакколиты (рис. 139), которые
обычно морфологически отчетливо вы¬
ражены на равнинах. На Северном
Кавказе в окрестностях Пятигорска
лакколиты образуют ряд конических
и куполообразных гор высотой от 200
до 900 м.
Насчитывается 660 действующих
теперь вулканов. Кроме того, 110 вул¬
348
А
Рис. 139. Лакколит: А—схема-
строения, Б — форма рельефа
канов считаются действующими, но нет данных, что они извергались
в историческое время. Из них наземных соответственно 436 и 47.
Наиболее активна вулканическая деятельность в альпийском
и тихоокеанском поясах разлома. На берегах Тихого океана, об¬
разно называемых Огненным кольцом, действует . около 370
вулканов. Наибольшее число их (свыше 100) находится на Яве,
где пересекаются оба пояса разлома. Мелкие острова восточно¬
азиатских дуг представляют собой вулканические конуса (в Ку¬
рильской дуге 39, Алеутской — 36), много вулканов на Камчатке
(28), в Японии (51), в Андах .(59), в Центральной Америке (57),
в Антарктиде (17).
В альпийском горном поясе вулканически наиболее активны
берега Средиземного моря — 16 вулканов. Восемь вулканов в Ма¬
лой Азии и на Кавказе.
Вулканически активны, конечно, рифтовые «зоны»: в Исландии
с Ян-Майеном 38 вулканов, в Атлантическом океане, кроме Ис¬
ландии, 26, в Индийском — 8. Многочисленны вулканические
острова в океане, и среди них Гавайские.
Равнины
Равнины— морфоструктурный элемент материковой земной
коры, соответствующий платформам с малыми колебаниями от¬
носительных высот на близких расстояниях. На большом удале¬
нии они могут быть и значительными. Несмотря на незначитель¬
ные колебания высот на равнинах выделяются возвышенности и
низменности.
Самые высокие точки Русской равнины находятся на ее пред¬
горной периферии: на Ставропольском плато (831 м), на Волы-
но-Подольской возвышенности (471 м), в Тиманском кряже
(471 м). Внутренние возвышенности ниже. Наибольшая высота
Валдайской возвышенности 343 м, Среднерусской 293 м.
Из низменностей на Русской равнине можно назвать Прибал¬
тийскую,, Окско-Донскую, Прикаспийскую, Причерноморскую.
На Прикаспийской низменности находится самая низкая точка
Русской равнины — 28 м.
Большие территории Западной и Восточной Сибири, соответ¬
ствующие крупным морфо-структурам; следует называть не низ¬
менностью и плоскогорьем, а равнинами.
Термин «равнина» употребляется и в узком смысле: межгорная
равнина, абразионная равнина и др. Перечисленные низменности
Русской равнины также называют равнинами.
По происхождению равнины делятся на пластовые, аккумуля¬
тивные и денудационные.
Пластовые равнины. Они состоят из двух ярусов: кристалличе¬
ской плиты докембрийского, каледонского или герцинского воз¬
раста и осадочной толщи. На Русской равнине осадочная толща
представлена морскими или -лагунно-континентальными отложе-
349
ниями всех геологических периодов. На окраине Балтийского
щита, у Финского залива, обнажаются кембрийские глины, далее
на юг, юго-восток и восток последовательно залегают известняки
ордовика и силура, песчаники девона, глины карбона. В Пред-
уралье поверхность сложена пермскими отложениями, в централь¬
ной части равнины — мезозойскими, а на юге — в Причерномор¬
ской и Прикаспийской низменностях — палеогеновыми и неогено¬
выми.
Если бы платформы со времени своего образования были не¬
подвижны, то их рельеф был бы погребен под осадочными тол¬
щами и не отражался на поверхности. В действительности в те¬
чение мезокайнозойского времени фундамент испытал неоднократ¬
ные тектонические движения, связанные с движениями океанско¬
го дна и альпийским орогенезом.
Неотектонические движения проявились в дифференциации
платформ на низкие и высокие, в образовании выступов и впа¬
дин в фундаменте каждой плиты. Вновь возникший рельеф фун¬
дамента изменил положение осадочных толщ, создал возвышен¬
ности и низменности в пределах больших равнин.
На карте мира отчетливо видны закономерности в располо¬
жении высоких и низких равнин: 1) на Лавразийских материках
высокие равнины примыкают к Великому океану (Восточная
Сибирь и средний запад Америки), а низкие (Восточноевропей¬
ская, Западно-Сибирская и западная часть Американской)—к
Атлантическому. Это связано с образованием в конце мезозоя
океанских желобов, из-под которых вещество мантии оттекало под
ближайшие массивы континентов (Хайн, 1964). Такой процесс в *■'
настоящее время происходит в Индийском океане, и это сказы¬
вается на высоте окружающих его равнин.
Под действием бокового давления со стороны орогенических
поясов мезокайнозоя все плиты оказались разбитыми на глыбы
трещинами сложной системы. Это наглядно можно показать на
примере Балтийского щита, где плита выходит на поверхность.
Здесь Кольский полуостров, Белое море, Ботнический залив, гра¬
бены Ладожского и Онежского озер ограничены плоскостями
опускания.
Выступы фундамента называются антеклизами, погружения —
синеклизами. Они представляют собой очень крупные глыбы,
ограниченные плоскостями разломов. Кроме них есть выступы и
впадины меньших размеров, соизмеримые с перечисленными на
Балтийском щите. • Выступам фундамента соответствуют возвы¬
шенности (Донецкий и Тиманский кряжи, Среднерусская и При¬
волжская возвышенности, Сибирские увалы и др.), а впади¬
нам — низменности (Печорская, Прикаспийская, Окско-Донская
и др.). ,
Соотношения морфоструктур и форм рельефа равнин различ¬
ны в каждом конкретном случае. Общая закономерность, по но¬
вейшим представлениям, заключается в волновом характере
рельефа. Концепция волновых движений земной коры подтверж-
350
дает высказывания о поясах, или «зонах» и «лучах», или секто¬
рах рельефа.
В пределах полосы материковых поднятий средних широт вы¬
рисовываются следующие «подзоны». Около 71° с. ш. находятся
подзона низменностей и полярная граница современной равнинной
суши Евразии и Америки, на активной параллели 62° с. ш.—
Канадский, Балтийский и Анабарский щиты и возвышенность се¬
верного водораздела Западной Сибири. Между 60 и 55° с. ш.
простирается полоса понижений — Германо-Польская низмен¬
ность, Белорусское Полесье, Мещера, Сургутское Полесье,
Вилюйская низменность. 55—50° с. ш. свойственны возвышенности.
Между 50 и 40° с. ш. располагаются обширные низменности —
краевые впадины платформ. В целом тектонический рельеф се¬
верных равнин волнистый в направлении с севера на юг.
С запада на восток в восточноевропейском «луче» проявля¬
ются следующие волнообразные деформации и соответствую¬
щие полосы рельефа шириной в 600—800 км (Мещеряков,
1972):
1) Карпатская полоса возвышенностей, к которой относятся
Волыно-Подольское плато, Белорусская возвышенность и плато
Эстонии, 2) Черноморская полоса низменностей, Приднепровская
и Ильменская низменности, 3) Кавказская возвышенная полоса со
Ставропольским плато, Приволжской возвышенностью и Вятски¬
ми увалами, 4) Волго-Каспийская прогнутая полоса и 5) Пред-
уральская возвышенная полоса. Полосы рельефа целостны в гео¬
морфологическом отношении и гетерогенны в тектоническом.
Изложенная теория о субширотных и субмеридиональных по¬
лосах рельефа только еще начинает развиваться. Для землеве¬
дения в ней существенно то, что она вскрывает пространственные
закономерности в кажущейся беспорядочности рельефа равнин.-
Денудационные, или цокольные, равнины. Докембрийские, а
местами каледонские и герцинские платформы, выступающие на
поверхность, принято называть (как уже говорилось выше) щи¬
тами. Уровень их редко достигает высоты гор (Скандинавские),
в большинстве случаев не превосходит 500 м. В рельефе мате¬
риков щиты проявляются как цокольные равнины — древние по¬
верхности выравнивания; или пенеплены.
Количество и площадь денудационных равнин не меньше, чем
пластовых: Африка, кроме Атласских и Капских гор, Аравия,
Индостан, равнины Австралии, Бразильское и Гвианское нагорья,
т. е. все Гондванские материки; Балтийский, Анабарский, Алдан¬
ский, Канадский с Гренландией щиты на северных материках, а
также Казахский щит палеозойского возраста.
Равнины называются денудационными потому, что основной
уровень их рельефа обусловлен денудацией. Этот процесс не мо¬
жет привести к образованию совершенно выравненной поверхно¬
сти. Снос рыхлого материала прекращается при наклоне 3°. Раз¬
ная устойчивость пород к разрушению делает денудацию избира¬
тельной: выходам устойчивых пород соответствуют сопки и гря¬
351
ды. Со временем, конечно, и они были бы снивелированы, если
бы щиты были тектонически неподвижными.
Основные неровности рельефа денудационных равнин обязаны
тектоническим движениям. Они вызывают деформации щитов, об¬
щее их поднятие, дифференцированные подвижки отдельных бло¬
ков. В результате образуются значительные возвышенности
(иногда горного характера) и близко от них расположенные опу¬
щенные участки.
В рельефе щитов отчетливо выражена сложная сеть тектони¬
ческих трещин. По некоторым из них проложены речные долины,
грабены служат озерными котловинами (Ладожское и Онежское,
канадские, Великие Американские и многие средние и малые
озера). Современные тектонические движения вызывают перестрой-,
ку гидрографической сети.
Аккумулятивные равнины. Аккумулятивные равнины по строе¬
нию близки к пластовым. Отличаются от них тем, что осадочный
чехол их сложен молодыми, преимущественно четвертичными
аллювиальными, а также флювиогляциальными отложениями.
Они описаны в разделе о флювиальном древнеледниковом
рельефе.
Морфологическая классификация равнин. Рельеф платформен¬
ных равнин довольно разнообразен. Участки средней величины е
их пределах, или мезоравнины, могут быть плоскими, наклонными,
вогнутыми, выпуклыми, холмистыми и волнистыми.
Плоскими называются равнины с однообразной поверхностью,
наклон которой не превышает 10 м/км. Обычно плоский рельеф
свойствен молодым морским равнинам, например Прикаспийской
и Причерноморской.
Поверхность наклонных равнин тоже однообразна, но падение
ее уже превышает 10 м/км. Таковы, например, равнины Предкав¬
казья, восточной Швеции, Баварского предгорья.
В вогнутых равнинах поверхность понижается от окраин к
центру (Северофранцузская и Туранская низменности).
В выпуклых равнинах высшие точки поверхности находятся
в середине, местность наклонена от центра к окраинам, и это фик¬
сируется гидрографической сетью (равнина Карелии и др.).
Холмистые равнины характеризуются* различными направле¬
ниями и крутизной падения поверхности. Такой рельеф присущ
областям моренных отложений, например Северо-Западной
Европы.
Волнистые равнины отличаются падением поверхности то в
одну, то в другую сторону. Нередко такой рельеф называют гри¬
вистым. Примером может служить гривистый рельеф юга Запад¬
ной Сибири.
МОРФОСКУЛЬПТУРНЫЙ МЕЗОРЕЛЬЕФ
Мезорельеф в соответствии с теми экзогенными процессами,
которые создают его формы и морфогеологические комплексы,
распадается на следующие типы: 1) водноэрозионный и водно¬
352
аккумулятивный, или флювиальный (лат. fLuvius — река); 2) лед¬
никовый, или криогенный (греч. kryos — холод): а) древнего и
б) современного оледенения; в) вечной мерзлоты; 3) эоловый:
а) аридных областей и б) морских побережий; 4) абразионно¬
аккумулятивный.
Морфоскульптурный рельеф зонален. Зональность влияет и на
интразональные процессы.
В одной и той же зоне обычно находится два или даже не¬
сколько типов скульптурного рельефа, например древнеледнико¬
вый и флювиальный, абразионный и дюнный, водноаккумулятив¬
ный и эоловый. Поскольку они обычно разновозрастные, яркость
их проявления в ландшафтах различна, что и учитывается при
районировании.
Мезорельеф развивается от палеогеографического предшест¬
венника и в настоящее время находится на той или иной стадии.
Соотношение древних и современных форм рельефа всюду раз¬
лично. Одни формы современные и активно развиваются, другие
реликтовые и постепенно исчезают (Мещеряков, 1972). Например,
моренный рельеф древних оледенений переработан современны¬
ми флювиальными процессами.
Соотношение морфоскульптурного рельефа с морфоструктур¬
ным весьма сложно, но в первом приближении может быть сведе¬
но, к следующему: а) морфоскульптурный рельеф зависит от лито¬
логии (на массивно-кристаллических породах эрозия идет медлен¬
но, на рыхлых быстро, известняки растворяются); б) от высоты
над уровнем моря, или базиса эрозии, в) от неотектонических дви¬
жений — поднятия или опускания.
Мезорельеф может быть врезанным (например, эрозионно¬
долинный) и наложенным (аллювиально-аккумулятивный и лед¬
никово-аккумулятивный) .
По простиранию геоморфологические комплексы мезорельефа
могут быть: а) локальными, свойственными только одной мест¬
ности (бэровские бугры Прикаспийской низменности, похожие на
гривы, вероятно, эоловые); б) региональными, свойственными зна¬
чительным территориям (моренные формы рельефа); в) панре¬
гиональными, распространенными повсеместно (флювиальные).
Флювиально-скульптурные формы рельефа
и геоморфологические комплексы
Только в полярных ледовых зонах сток происходит в форме
ледников, на всей остальной суше в виде ручьев и рек. Текучая
вода производит работу повсеместно, и формы рельефа, ею соз¬
данные, универсальны; они есть даже в тропических пустынях.
Флювиальные геоморфологические комплексы занимают больше
половины (59%) площади всей суши. В их размещении по равни¬
нам прослеживаются определенные закономерности.
Эрозионные формы, как показал В. В. Докучаев еще в 1878 г.,
23 Заказ 371
353
образуют эволюционный ряд. Плоскостный смыв, переходя в ли¬
нейный, формирует начальные формы эрозионного расчленения —
промоины и борозды размыва. Вовремя не остановленная эрозия
приводит к тому, что промоины и борозды размыва перерастают
в рытвины, в овраги, которые со временем переходят в балки,
лога или суходолы. Если водный поток постоянный, развиваются
речные долины, морфология которых также изменяется с воз¬
растом.
Интенсивность эрозионного расчленения местности опреде¬
ляется энергетическим уровнем работы текучей воды. В общих
чертах он тем выше, чем больше сток. Однако ось полосы макси¬
мального эрозионного расчленения смещена в сторону семиарид¬
ного (полуаридного) климата (на Русской равнине — в зону лесо¬
степи и северных степей).
При характеристике профиля нормального падения рек мы
уже говорили, что глубина эрозионного расчленения территории
зависит также и от ее высоты, от положения базиса эрозии. Из
двух рядом расположенных участков равнины — Среднерусской
возвышенности и Окско-Донской низменности — более изрезана
оврагами и глубокими долинами первая.
Коренные изменения в эту закономерность вносит литология
пород. Граниты и диабазы Балтийского щита весьма трудно эро¬
дируются, тогда как лессы степной полосы глубоко размываются
каждым ливневым дождем.
Результаты эрозии, как и всякого процесса, пропорциональны
времени ее действия. На территориях, освободившихся ото льда
10—13 тыс. лет назад, эрозионные формы выражены несравненно
слабее, чем на местностях с древним рельефом.
Сопряженно с эрозией создаются аккумулятивные формы
рельефа. Объем вынесенного и отложенного реками материала,
конечно, одинаков, но часть его откладывается за пределами суши,
в морях, на шельфе или в геосинклиналях, так что для матери¬
ков эрозионно-аккумулятивный баланс отрицательный. Зато эпохи
горообразования не только возвращают материкам утраченное,
но значительно увеличивают их площадь.
Выделяется несколько геоморфологических комплексов флю-
виального рельефа: 1) овражно-балочный и сыртовый, 2) сухие
русла — вади и узбои, 3) речные долины и эрозионное расчлене¬
ние равнин, 4) оползни и суффозионные впадины и 5) карстовый
рельеф.
Овражный рельеф. Овраги — крутостенные рытвины больших
размеров, образовавшиеся в результате размывающей деятель¬
ности ливневых и талых вод. От главного оврага отходят боко¬
вые, называемые отвертками. Так возникает сложная система
больших и малых оврагов и эрозионных рытвин.
Образованию и дальнейшему росту оврагов способствуют воз¬
вышенный рельеф, ливневый тип осадков, быстрое таянье снега,
рыхлые отложения местности. Влияют на рост оврагов и антропо¬
генные факторы: вырубка лесов, распашка склонов.
354
Размеры оврагов весьма различны и зависят от высоты мест¬
ности и характера пород. Обычно глубина их 10—12, иногда
80 м. Длина может достигать нескольких километров. С течением
времени днище оврагов достигает профиля, близкого к кривой
нормального падения, врезание в глубину замедляется, начинают
доминировать боковая эрозия и денудационные процессы, ведущие
к уменьшению крутизны склонов. Овраг превращается в балку,
или лог, или суходол.
Одиночные овраги встречают¬
ся повсеместно, комплексы овраж¬
но-балочного рельефа свойствен¬
ны только степной и лесостепной
зонам, особенно возвышенностям
Волыно-Подольской, Среднерус¬
ской, Ставропольской, Приволж¬
ской, высокому Предуралыо,
предгорьям Алтая в Новосибир¬
ской области и Алтайском крае,
среднему западу США и Канады.
Следовательно, можно выделить
зону эрозионного рельефа, в кото¬
рой овраги занимают местами до
30% площади всей территории
(рис. 140).
На изрезанной оврагами мест¬
ности усиленно идет эрозия поч¬
вы. В некоторых районах она за¬
хватила от 40 до 70% площади
сельскохозяйственных угодий.Особенно интенсивна эрозия почв
на Западе США. Но и в СССР Рис- 14а Овражный рельеф
насчитывается 52,6 млн. га эро¬
дированных земель. Водная и
ветровая эрозия ежегодно выводят из использования 150 тыс. га
угодий и выносят 5 млн. т питательных веществ (Мещеряков, 1972).
Борьба с эрозией — одна из важных народнохозяйственных задач.
Сыртовый рельеф. Если эрозионные процессы протекают на
местности, сложенной глинами, то образуется не овражный, а сыр¬
товый рельеф (тюрк, сырт — возвышенность), который характе¬
ризуется сочетанием холмов с .округлыми вершинами и пологими
склонами и широких долин с задернованными склонами и дни¬
щами. Особенности сыртового рельефа связаны с неспособностью
глин удерживать крутые склоны при сильном увлажнении.
Типично сыртовый рельеф представлен в Заволжье от реки
Самары до возвышенности Общий Сырт.
Сухие русла. В пустынях, где осадки выпадают случайно и нет
постоянного стока, характерны сухие русла. Это русла времен¬
ных потоков. В Африке и Аравии их называют вади, в Австра¬
лии криками. Начинаются они обычно с возвышенных и горных
23'
355
территорий и заканчиваются в сухих бессточных впадинах. Неко¬
торые из них были руслами рек прошлого гумидного климата.
В Средней Азии сухие русла в пустынях называют узбоями.
Узбой — собственное имя русла древней реки между Сарыкамыш-
ской впадиной и Каспийским морем.
Речные долины. Долиной называется полая, врезанная форма
рельефа, линейно вытянутая, с односторонним падением по таль¬
вегу и открытая в устье.
Происхождение долин в основном эрозионное, но в ряде слу¬
чаев в их возникновении и развитии играют роль и другие гео¬
логические факторы (тектонические, оледенение и др.). Долины
никогда не пересекаются. Встречаясь, они сливаются, образуя
сложные системы.
У долин равнинных рек в зрелом возрасте обычны следующие
морфологические элементы: коренные берега (правый и левый),
склоны, террасы, пойма и русло.
Молодые равнины, недавно освободившиеся от морской транс¬
грессии или ледникового покрова, слабо расчленены эрозией.
Русла рек врезаны неглубоко, имеют вид искусственных канав, ко¬
ренные и русловые берега совпадают и, главное, от водоразделов
нет наклона к рекам. Долины-канавы кажутся чуждыми ландшаф¬
ту. Такие долины наблюдаются, например, в Прикаспийской низ¬
менности и на некоторых тундровых берегах Ледовитого океана.
На Балтийском и Канадском щитах слабость эрозионного
расчленения проявляется в обилии озер и их доминировании
над короткими и слабо выраженными долинами рек — про¬
токами.
По мере выработки профиля нормального падения реки вре¬
заются, долины углубляются. Глубина вреза определяется воз¬
растом и высотой равнины. Истоки равнинных рек лежат на не¬
большой высоте над уровнем моря: Волги — 228 м, Днепра —
250 м, Дона—190 м. При небольшой разности высот между исто¬
ками и устьями рек долины их не должны бы быть глубокими,
а между тем у каждой из крупных рек очень высокие правые бе¬
рега (у Волги в Приволжской возвышенности, у Днепра под
Киевом и др.). Это, как и многие другие черты речных долин,
объясняется взаимодействием рек и геологических структур.
Плоское, регулярно затопляемое в половодье дно речной доли¬
ны называется поймой. Ширина ее от нескольких метров до 30—
40 км у больших рек (у Оби и др.).
По мере роста поймы в ширину в связи с размывом коренных
берегов, особенно правого, вода в половодье разливается все бо¬
лее тонким слоем. Одновременно увеличиваются высота поймы за
счет отложения аллювия и врез русла. Если река перестает зали¬
вать пойму по тем или иным причинам, она превращается в тер¬
расу.
Террасами называются горизонтальные или слабо наклонные
поверхности (площадки) вдоль коренных берегов рек, остатки
прежних днищ — пойм. В связи с блужданием русла террасы
356
сохраняются только в виде отдельных фрагментов то на правом,
то на левом берегах.
На равнинных реках обычно выражены две или три террасы,
иногда больше. Нечеткость террасовых поверхностей и слабая их.
сохранность, а часто и очень сложная история развития долины
на фоне тектонических колебаний настолько осложняют счет тер¬
рас, что сплошь и рядом исследователи не могут прийти к еди¬
ному мнению относительно их числа.
По строению террасы могут
быть (рис. 141): а) аккумулятив¬
ными, сложенными аллювием,
представляющими собой и геоло¬
гическое тело, и форму рельефа,
б) эрозионными, выработанными
в породах коренного берега и яв¬
ляющимися только формой релье¬
фа, и в) эрозионно-аккумулятив¬
ными, или цокольными, у которых
нижняя часть —цоколь сложен
коренными породами (бывшая
эрозионная терраса), а верхняя
аллювием.
Образование террас — слож¬
ный процесс, отражающий все
стороны развития долины. При¬
чины, приводящие к формированию террас, можно свести к четы¬
рем основным.
1. Саморазвитие реки. Соотношение донной и боковой эрозии
во времени изменяется так, что река оставляет лестницу террас —
бывших пойм.
2. Климатические колебания. Врезание рек может быть вызва¬
но увеличением расхода воды во влажном климате. В таком слу¬
чае река вырабатывает профиль, соответствующий повышенному
стоку. Расходы рек, безусловно, возрастали в конце ледниковых
эпох в связи с таянием льда и сокращались в межледниковья.
3. Тектонические колебания литосферы (геократическая при¬
чина). Накопление аллювия и образование аккумулятивных тер¬
рас происходит при опускании суши, а врезание рек и превра¬
щение пойм в террасы — при поднятии материков.
4. Колебания уровня моря (гидрократическая причина). Транс¬
грессии и регрессии океана или повышения и понижения уровня
замкнутых водоемов (например, Каспия) действуют так же, как
тектонические колебания, только с противоположным знаком.
Число террас, их взаимное расположение, отношение к реке,
характер аллювия, органические остатки, содержащиеся в нем,
отражают историю развития местности, ее палеогеографию, поэто¬
му изучение террас имеет огромное значение. К террасам часто
приурочены полезные ископаемые (алмазы, золото и др.).
Возраст речных долин. Как только участок равнины
Рис. 141. Строение равнинной речной
долины:
1 — коренные породы, 2 — первая надпой¬
менная аллювиальная терраса (/), 3 —■
вторая терраса (//), 4 — пойма, 5 — при¬
русловый вал, 6 — пойменная равнина, 7 —
притеррасное понижение, III — верхняя
эрозионная терраса
357
выходит из-под уровня моря и становится сушей, на нем обра¬
зуются сток и реки.
Исследования, проводимые в СССР в связи с огромным раз¬
махом гидростроительства, показали, что речные долины чрез¬
вычайно консервативны, и если не постоянны, то весьма устой¬
чивы (Личков, 1942). Долина Камы-Волги заложена еще в кар¬
боне. С тех пор она под действием кориолисовой силы постепенно
смещалась к востоку до современной линии. В палеозое зало¬
жена и долина Дона, располагавшаяся тогда много восточнее и
сместившаяся с тех пор от Приволжской возвышенности к Средне¬
русской. Верхняя 'Волга была в системе Дона. Великие реки
Азии — Енисей, Лена, Амударья — также наследуют долины своих
древних предшественников.
Унаследоваиность основного направления речных долин в ус¬
ловиях перестройки рельефа равнин возможна потому, что реки
по мере подъема территории врезались в нее, а при опускании
заполняли свои долины наносами. При равновесии этих процес¬
сов долины сохранялись, при нарушении—перестраивались.
Обычно гидрографическая сеть сильно перестраивалась в пе¬
риоды значительных изменений географических условий. Напри¬
мер, во многих регионах северных материков существенно пре¬
образовались речные системы под влиянием плейстоценового оле¬
денения.
В связи с образованием мощного ледникового покрова на
материках северного полушария и увеличением горного оледене-.
иия значительные массы воды были законсервированы в виде
льда. Понизился уровень океана. Это, естественно, привело к
оживлению эрозии и к врезанию рек, которое неизбежно сопро¬
вождалось перехватами верховьев некоторых из них.
В эпоху максимального оледенения прекратился сток на север.
Под тяжестью ледниковой нагрузки изостатически опустились
Балтийский и Канадский щиты.
В конце каждой ледниковой эпохи от таяния льда увеличива¬
лась масса воды, реки становились многоводными, открывался'
сток по северной покатости. Одновременно поднимался уровень
океана и базис эрозии становился выше. Уровень Балтийского
моря в конце ледниковой эпохи был выше современного на 30 и
более метров (Иольдиевое море, 11—10 тыс. лет назад). Некото¬
рое время оно соединялось с Белым. Одновременно с таянием
ледников началось изостатическое поднятие Балтийского и Канад¬
ского щитов.
Таким образом, в плейстоцене одновременно происходили и
изменение массы воды, и колебания относительных высот суши
и моря. Трансгрессии и регрессии моря вызывались и теократиче¬
скими, и гидрократическими причинами.
Особенно значительно изменялся уровень Каспийского мрря:
он то резко повышался (до 75 м над современным в хвалынское
время), то значительно падал (до —20, —29 м ниже современного
уже в историческое время). Нетрудно представить, как сильно
358
все это отражалось на гидрографической сети. При низком уровне
Каспия один из западных притоков Камы перехватил верховья
Дона, а другой — Вятку. Так возникла система Волги с причуд¬
ливым направлением рек.
Гидрографическая сеть Средней Азии сформировалась в со¬
временном виде тоже в ледниковое и послеледниковое время.
До этого сток с Туранской равнины шел в Каспийское море.
Во второй половине четвертичного периода образовались Араль-
ское море-озеро, его притоки Сырдарья и Амударья. Правда,-
и после этого Амударья меняла русло и по Узбою текла в
Каспий.
Перестройку рек под влиянием вековых колебаний суши можно
показать на примере Невы. В послеледниковое время сток из
Ладожского озера осуществлялся по долине Вуоксы. Невы не
было. Изостатическое поднятие Скандинавского щита повысило
бассейн Вуоксы настолько, что сток по нему стал невозможен, и
около 2000 лет тому назад вода Ладожского озера силой напора
проложила новое русло, использовав для него многочисленные
мелкие реки — притоки и Ладоги, и Финского залива. Так возник¬
ло русло Невы и ее псевдодельта.
Долины прарек чрезвычайно глубокие. Волжско-Камская, на¬
пример, врезана близ устья Камы на 100—200 м, у Саратова —
на 300—350 и при выходе в Прикаспийскую низменность — на
500—600 м. Это стало возможным потому, что вся Русская рав¬
нина в плиоцене была значительно выше, примерно, как Средне-
сибирская (Ю. А. Мещеряков).
Мощные толщи аллювия древних долин вмещают подземные
воды, россыпи золота и драгоценных камней, а дельты прарек —
газ и нефть.
Зависимость речных долин от макрорельефа
и морфоструктур. Связь речных долин с макрорельефом про¬
является прежде всего в положении мирового водораздела, кото¬
рый проходит по Средиземному и Тихоокеанскому складчатому
поясу. Индо-Тихоокеанский бассейн меньше Атлантико-Ледови-
того.
Формы речных бассейнов отражают структурный рельеф рав¬
нин. Они занимают тектонические впадины, прогибы и другие от¬
рицательные геоструктуры. Водоразделы речных систем проходят
по линиям выступов, валов, по щитам и другим положительным
морфоструктурам. Так, система Верхней Волги соответствует
Московской синеклизе, средней — Восточно-Русской впадине, до¬
лина Печоры — Печорской, Днепра — Днепровско-Донецкой сине-
клизам, Окско-Донская система приурочена к Саратовско-Рязан¬
ской синеклизе. Реки Сибири также используют Вилюйскую сине-
клизу, Ангаро-Ленский прогиб и т. д. Совпадение речных бассей¬
нов с морфоструктурой прослеживается в Северной и Южной
Америке, Индо-Гангскбй низменности, в Центральной Австралии.
По активной параллели 62° с.. ш. в Восточной Европе и Север¬
ной Америке проходит водораздел между Ледовитым и Атланти-
359
ческим океанами. На Русской равнине он приурочен не к более
высоким Среднерусской и Приволжской возвышенностям, а к более
низким Северным Увалам. Может быть, сказывается их дрез-
ность. Долина Оби реагирует на параллель 62° с. ш. широтным
отрезком, долина Лены тоже. В экваториальной полосе понижений
текут Амазонка и Конго (Заир).
Не только бассейны, но и долины рек согласуются с тектониче¬
скими структурами; они часто проложены по линиям разломов.
Долина Печоры проходит по разлому, ограничивающему Коль¬
ский полуостров с севера и продолжающемуся в долине Печоры,
линию Кандалакшского разлома использовала Северная Двина.
Сухона и Вычегда протекают вдоль подножья Вятского увала.
Тектонически и морфологически различные участки равнин
имеют разные планы эрозионного расчленения. Наклонные рав¬
нины изрезаны параллельными долинами: Волыно-Подольское
плато, Причерноморская низменность, многие области Севера
Русской равнины, Норландское плато (Швеция), Север Северной
Америки.
Если равнина занимает тектонический прогиб, подобно Ама¬
зонской и Поданской, то она расчленяется гидрографической
сетью перистого плана. По оси такой равнины проходит главная
стержневая река, в которую впадают притоки с обеих сторон.
При сочленении двух тектонически и морфологически различ¬
ных равнин* образуется одностороннеперистый план речных до¬
лин: на их стыке проходит долина главной реки, в которую с
более высокого уровня вливаются долины-притоки. Такая кар¬
тина наблюдается, например, в бассейне Кубани, Енисея, Прута.
Для низменных равнин, занимающих тектонические котлови¬
ны, характерно центростремительное, или веерообразное, расчле¬
нение, при котором долины направлены к центру: бассейн Иль¬
меня, Туранская и Среднедунайская низменности, Парижский
бассейн.
Равнинам с горизонтально лежащими поверхностными пла¬
стами свойственно ветвистое в плане расчленение. Оно характе¬
ризуется тем, что как главные, так и впадающие в них речные
долины образуют беспорядочно ветвящуюся систему, в которой
нет преобладающего направления. Примером может служить
бассейн верхней Волги.
Для антиклинальных структур свойственно радиальное рас¬
хождение долин: на возвышенностях Русской равнины, на Бра¬
зильском и Гвианском нагорьях, в Индостане.
Большие реки пересекают несколько тектонических и морфо¬
логических элементов равнин и в пределах каждого из них до¬
лины имеют свои особенности.
Диссимметрия водоразделов. Геологически длитель¬
ная эрозионная работа рек, их неуклонное смещение вправо
(в Южном полушарии влево) в связи с вращением географиче¬
ского пространства приводят к тому, что все водоразделы ока¬
зываются диссимметричными.
360
Диссимметрия проявляется в самих долинах: их правые берега
крутые, левые пологие, обычно террасированные. Эта общая
черта речных долин, обусловленная кориолисовой силой, ослож¬
няется, как показали исследования А. А. Борзова, многими фак¬
торами: геологическим строением местности, вечной мерзлотой,
экспозицией склонов и др. В силу этого действительное соотноше¬
ние высоты и крутизны берегов в разных долинах различно. Тем
не менее со временем диссимметрия долин, если принять во внима¬
ние древность их заложения, приводит к диссимметрии всех водо¬
разделов. Линии водоразделов ближе к крутым берегам, между¬
речные равнины круто падают к одной реке и полого к другой
(рис. 142). Каждая река получает обильное питание с пологого
склона, и значительно меньше воды поступает в нее с крутого.
Это хорошо видно на примере бассейнов Волги, Дона и Днепра.
Диссимметрия водооазде-
s%7o"r„3„oTro'vsr
Аллювиальные равнины. Раз¬
витие рельефа есть в сущности Рис. 142. Диссимметрия речных долин
перемещение вещества земной и водоразделов
коры. Одновременно с эрозией
происходит и аккумуляция. Хотя
в целом для Земли, как уже говорилось, объем отложенного ма¬
териала точно равен объему вымытого, для материков баланс
отрицательный — значительная часть продуктов денудации отла¬
гается в море. Ниже рассмотрены равнины континентального и
прибрежного осадконакопления.
В соответствии с агентами аккумуляции формы морфоскульп-
туры бывают аллювиальными, аллювиально-озерными и аллюви-
ально-пролювиальными (пролювий — отложения временных пото¬
ков — от ливневых дождей и таяния снега).
Простейшие аккумулятивные флювиальные формы рельефа —
это уже рассмотренные пойменные равнины и дельты рек, а также
конусы выноса в предгорьях, образованные пролювием,— комплек¬
сом рыхлых отложений, смытых с гор и отложенных временными
потоками воды, особенно селями (араб, сейль — бурный поток) —
кратковременными бурными грязевыми, иногда грязевокаменными
потоками часто катастрофического характера.
Отдельные конусы выноса в предгорьях сливаются в единые
шлейфы и образуют наклонные или ступенчатые предгорные рав¬
нины.
Аллювиально-пролювиальные равнины опоясывают горы арид¬
ных областей Земли — Средней и Центральной Азии, Северной
Америки, Северной Африки и Австралии.
Большие аллювиальные равнины формируются в районах
современного тектонического опускания или недавнего прошлого.
В одних аккумуляция материала связана с таянием ледниковых
покровов, в других — с разливали рек, в третьих — с тем и с
другим. К крупнейшим аллювиальным и озерно-аллювиальным
361
равнинам относятся: Великая Китайская, центральная часть За¬
падно-Сибирской, низменности Средней Азии (Каракумы и Кы¬
зылкумы), Венгерская, Поданская, Месопотамская, Индо-Ганг-
ская, Уссурийская, Зейско-Буреинская, Яно-Индигирская, Вилюй-
с/сая. Генетически они подобны огромным террасам рек.
Оползни и суффозионные формы рельефа. Наряду с поверх¬
ностными водами морфогенетическим фактором являются и под-
вемные, в первую очередь грунтовые воды. Проявлением их дея¬
тельности в рельефе служат оползни.
Оползнями называют смещение вниз (оползание, скольжение)
масс горных пород под действием силы тяжести на берегах рек,
озер, морей, оврагов, искусственных водоемов, карьеров и кана¬
лов, а также на склонах холмистых равнин, возвышенностей и
предгорий.
Наиболее подвержены оползням местности, сложенные чере¬
дующимися глинистыми водоупорными и песчано-гравийными
слоями. Возможность возникновения оползня увеличивается, если
падение слоев совпадает с уклоном склона. При подмывании под¬
ножья склона рекой или морем нарушается равновесие пород и
грунт оползает. Оползень может вызвать увеличение нагрузки на
склон, производство выемок, увеличение веса грунта вследствие
насыщения его водой и другие причины, связанные с хозяйствен¬
ной деятельностью людей (рис. 143).
На территории СССР особенно подвержены оползням правые
берега Волги от Горького до Волгограда, Камы ниже Перми,
Днепра у Киева, Печоры в среднем течении, берега Черного моря
у Одессы, в Крыму и на Кавказе, а также возвышенности в Мол¬
давии. Во многих из этих мест работают исследовательские стан¬
ции по борьбе с оползнями.
Рельефообразующее значение имеет суффозия (лат. suffossio —
подкапывание) — вынос мелких минеральных частиц из рыхлых
362
горных пород фильтрующейся в них водой, приводящий к оседа¬
нию кровли.
Неглубокие замкнутые понижения — степные блюдца, или за¬
падины, суффозионного происхождения характерны для равнин с
аридными климатами (особенно для степной зоны). Поперечник
западин от 10 до 50 м, глубина 1—2 м. Некоторые степные суффо-
зионные впадины заняты мелкими озерами с плоским дном.
Карст
Своеобразный рельеф образуется на территориях, сложенных
растворимыми породами — известняками и доломитами, реже гип¬
сами и солями. Обычная всюду эрозионная деятельность текучих
вод здесь сочетается с растворяющим их действием. В результате
выноса растворенных пород в рельефе появляются пустоты. Вместе
с рельефом меняется и гидрологический режим местности. Такой
рельеф и связанную с ним гидрогеографическую сеть называют
карстовыми или просто карстом. Это назва¬
ние происходит от собственного имени из¬
весткового плато Карст на Балканском
полуострове.
Если пласты растворимых пород зале¬
гают на поверхности, то карст называется
открытым, поверхностным или средиземно-
морским; если они находятся на некоторой
глубине и прикрыты толщей нерастворимых
песчано-глинистых отложений, карст назы¬
вается покрытым или среднеевропейским
(рис. 144). Покрытый карст распространен
шире, чем открытый.
Известняки и доломиты, в которых пре¬
имущественно и формируется карст, как
известно, водоупорны, но они всегда разби¬
ты трещинами разной величины. Атмосфер¬
ные, поверхностные и подземные воды про¬
никают в трещины, растворяют СаСОз- Этот процесс усиливается
при наличии в воде свободной углекислоты:
CaC03+Н20+С02 Са2++2HCOF
НаСО,
Твердый углекислый кальций переходит в раствор и выносится.
В результате открытая поверхность известняков оказывается рас¬
сеченной бороздами глубиной до 2 м — каррами. Карровые поля
в большинстве случаев лишены растительного покрова или он
представлен редкими кустарниками. В покрытом карсте карровых
полей, естественно, нет.
Циркулируя в трещинах, вода вырабатывает вертикальные пус-
_ж ж
Рис. 144. Карст от¬
крытый (А) и покры¬
тый (5)
тоты, которые на поверхность выходят в виде воронок (рис. 145).
В открытом карсте обычны воронки поверхностного выщелачи¬
вания. В мощных слоях известняков они имеют правильную во¬
ронко-, блюдце- или котлообразную форму. На их дне находятся
глубокие отверстия — поноры. Такие воронки небольшие, редко
Рис. 145. Воронка в покрытом карсте. Фото В. Н. Дубовик
до 100 м в диаметре. Провальные воронки достигают огромных
размеров. Одну из них занимает Охридское озеро на юге Балкан¬
ского полуострова. Его длина 30, ширина 15 км, а глубина 695 м,
В открытом карсте образуются воронки просасывания.
В открытом карсте при большой мощности известняков, осо¬
бенно в горных районах, где возможно глубокое просачивание
воды, воронки приобретают форму колодцев и шахт. На крымской
Яйле шахты достигают 100 м глубины, а на плато Карст — до
450 м.
Внутри карстующихся известняковых, доломитовых или гипсо¬
вых пластов, независимо от того, открытый или покрытый карст,
образуются пещеры. Карстовые пещеры имеют вид длинных гале¬
рей, местами расширяющихся в обширные залы. На поверхности
они открываются обычно одним небольшим входом.
Образование подземных галерей и залов, как и наземных
пустот, обязано растворяющей деятельности воды, пути циркуля¬
364
ции которой определяются тектоническими вертикальными и гори¬
зонтальными трещинами.
Крупнейшими пещерами мира считаются Хёллох в Швейцарии
и Мамонтова на западном склоне Аппалачей. Залы и проходы
первой образуют сложный лабиринт длиной 78 км, второй—-
свыше 71 км.
Самые известные пещеры Европы — Эйсризенвельт («ледяной
гигантский мир») в Австрии длиной 42 км и Постойна, или Адельс-
бергский грот, в Югославии—15 км. В СССР самые большие
пещеры Озерная — 26 км и Кристальная—18 км в Подолии и
Красные пещеры Крыма— 18 км.
Своеобразны ледяные пещеры. Их стены и потолок унизаны
ледяными кристаллами, сохраняющимися весь год. Самая замеча¬
тельная из ледяных пещер Кунгурская на западном склоне Урала.
Это одна из крупнейших пещер в мире.
В противоположность ледяным пещерам есть такие, микрокли¬
мат которых много теплее климата окружающей их местности.
Например, в пещерах Сихотэ-Алиня во время зимних морозов
сохраняется температура 15—20° С.
Поверхностные и глубинные полости в земной коре карстовых
районов обусловливают и своеобразие их гидрографической сети.
Атмосферные осадки поглощаются воронками и отводятся в глу¬
бину. Поверхностная речная сеть не развивается. Те реки, которые
приходят в карстовые области извне, или сразу уходят под землю,
или постепенно теряют свою воду в понорах. Одни из них, пройдя
некоторый путь под землей, снова появляются на поверхности,
другие прекращают самостоятельное существование, распределив
воду по многочисленным подземным каналам. Иногда из
ряда подземных потоков образуются новые реки, выходящие
на поверхность в виде мощных источников, называемых
воклюзами.
Постоянные реки в открытом карсте могут существовать только
тогда, когда дно их лежит ниже уровня грунтовых вод. Долины
таких рек очень глубоки и имеют форму ущелья или каньона.
Некоторые реки Югославии текут в ущельях глубиной до 600—
1000 м. В каньонах протекают Салгир в Крыму и Бзыбь в Аб¬
хазии.
В покрытом карсте реки и их долины не имеют таких ярко
выраженных специфических черт, как в открытом. От обычных рек
они отличаются тем, что нередко уходят в поноры.
Исключительно сложна система подземных вод как открыто¬
го, так и покрытого карста. В глубоком и сильно трещиноватом
карсте внизу формируется горизонт взаимно связанных грунтовых
вод. Выше его находится ярус сезонного колебания зеркала под¬
земных вод: во влажный сезон он выше, в сухой ниже. Еще выше
находится ярус аэрации, сквозь который атмосферные воды про¬
ходят не задерживаясь.
Своеобразны и озера карстовых районов. Они занимают котло¬
вины провального происхождения, обычно небольшие по площади,
365
но глубокие. Иногда карстовые озера достигают и/ больших раз¬
меров. Таково описанное выше Орхидское озеро. Ecim днище озера
находится на уровне грунтовых вод, озеро постоянно. Если озерная
котловина заканчивается в ярусе сезонных колебаний подземных
вод, озеро существует в периоды дождей и исчезает на сухое
время. Существуют озера с непериодическим колебанием уровня
вплоть до полного исчезновения или внезапного появления. Такие
явления обычно вызываются перестройкой подземных водоемов.
Например, обвал прекратил путь подземному стоку и вода вышла
на поверхность. Вновь появившаяся полость может спустить суще¬
ствующее озеро или сильно понизить его уровень.
Трещиноватость пород и подземные пустоты создают большие
трудности в гидротехническом строительстве. В мировой практике,
строительства плотин известны случаи фильтрации воды на местах
предполагаемых водохранилищ. Весьма серьезными должны быть,
исследования карста при проведении железных дорог, при строи¬
тельстве зданий и туннелей. Карстовые явления вызывают серьез¬
ные затруднения в шахтном деле.
Переход поверхностной воды в подземную во многих районах
открытого карста приводит к безводию и бесплодию. В то же
время в зоне с избыточным увлажнением карстовые районы ока¬
зываются более благоприятными, чем территории, сложенные водо¬
непроницаемыми породами.
На карбонатных породах карстовых районов развиваются поч¬
вы более плодородные, чем за их пределами в данной зоне. Гидро¬
геологические особенности карста обусловливают повышенную
температуру и сухость климата известковых районов. Поэтому
карстовые районы выступают как своеобразные регионы в каждой
природной зоне.
Из 149 млн. км2 общей плотности суши на обнаженные и по¬
гребенные карстующиеся породы приходится не менее 50 млн. км2.
Карстовый рельеф, таким образом, в той или иной форме распро¬
странен широко.
В связи с тем что карст развивается только на растворимых
породах, отложившихся в прошедшие эпохи, когда физико-геогра¬
фические условия были иными, нередко делаются выводы об азо-
нальности карстового рельефа. Однако признание этого привело
бы к отрицанию роли современных географических условий в раз¬
витии карста.
Немецкий исследователь Г. П. Коссак выделяет следующие
зоны и регионы карстового рельефа:
1. Субтропическая зона открытого карста. Она охватывает
Альпийско-Средиземноморский складчатый пояс.
2. Тропическая зона, включающая карст Флориды, Юкатана
и Кубы, Южного Китая, Малакки и Северной Австралии. В откры¬
тых известняках образуется так называемый кегель-карст, рельеф
которого состоит из конических форм, напоминающих сахарные
«головы».
3. Зона покрытого карста умеренных широт. Она включает
366
равнины Евразии и Северной Америки, а также юг Австралии,
Африки и Южнрй Америки.
На Русской \ равнине покрытый карст распространен очень
широко: Силурийское известняковое плато, простирающееся от
Эстонии до Онежского озера, Онего-Двинский водораздел, Сред¬
нее и Нижнее Заволжье, Подмосковно-Окская карстовая область,
Донбасс, Волыно-Подольская возвышенность.
Одна из самых брльших карстовых областей Земли охватыва¬
ет Приуралье и УраЛ; ряд карстовых районов находится на Сред¬
несибирском плоскогорье, в Забайкалье, на Алтае, а также в Сихо-
тэ-Алине.
Наибольшими из карстовых районов умеренных широт Европы
являются Краковская Юра, Моравский Карст, Швабско-Франк¬
ский бассейн, плато Косс во Франции, Пеннинский хребет и Цен¬
тральная равнина Ирландии.
Обширные области карстового рельефа находятся в Северной
Америке: Аппалачи, Техас, Нью-Мексика.
4. Карст пустынь. В зонах пустынь карстовые процессы проте¬
кают замедленно в связи с недостатком осадков, а наземные кар¬
стовые формы рельефа маскируются эоловыми образованиями.
5. Зона карста коралловых островов и рифов. Она характери¬
зуется молодостью форм выщелачивания.
Рельеф областей плейстоценового
оледенения
Центры оледенения и ледниковые покровы. На огромных пло¬
щадях равнин умеренных широт распространены отложения и
формы рельефа, сходные с такими же образованиями ледниковых
поясов горных стран и полярных зон вечных снегов и льдов. Изу¬
чение их привело к выводу о том, что в плейстоцене было мощное
материковое оледенение, окончившееся 13—10 тыс. лет тому назад.
В период максимума ледники спускались до 50° с. ш. в Европе
и 37,5° с. ш. в Америке, т. е. не меньше чем на 20° широты южнее
современных границ ледовой зоны.
В истории материкового оледенения многое еще не выяснено.
Нет единого мнения относительно синхронности или метахронно-
сти оледенений Америки, Европы и Сибири, о количестве леднико¬
вых эпох и стадий сокращения ледника, о продолжительности
плейстоцена. Некоторые исследователи антигляционисты считают,
что материкового оледенения не было совсем. В предлагаемом
учебном пособии материал излагается в соответствии со взглядами
большинства советских географов.
Материковые льды зарождались в возвышенных и горных
странах преимущественно с влажным и прохладным климатом.
Эти территории были центрами оледенения. Отсюда льды растека¬
лись и занимали не только значительные пространства суши, но
и шельфовые моря — Балтийское, Северное, Бёлое, Гудзонов за¬
лив. Так возникали материковые'покровы. В эпоху максимального
QA7
оледенения ледники из разных центров смыкались,/ образуя еди¬
ный для материка мощный ледниковый щит, аналогичный совре¬
менному Антарктическому. /
Выделяют три главных ледниковых покрова/ 1) в Северной
Америке с Гренландией, 2) в Антарктиде и 3)/в Евразии.
На Северо-Американском континенте льды зарождались в трех
центрах — Кордильерском, Лабрадорском и Кивантинском (запад¬
нее Гудзонова залива). Льды покрывали южную половину Аляс¬
ки, северную часть Кордильер и Американскую равнину до
37°30' с. ш. Площадь ледникового покрова достигала 13,7 млн. км2.
Оледенение Антарктиды было примерно таким же, как и
современное,— 13,5 млн. км2.
В Евразии материковые льды растекались из Скандинавского,
Северо-Уральского и Таймырского центров оледенения. При ма¬
ксимальном оледенении Скандинавский и Уральский покровы смы¬
кались и занимали площадь свыше 5,5 млн. км2.
Долгое время оставался нерешенным вопрос о том, было ли
материковое оледенение на Западно-Сибирской равнине. Новей¬
шими исследованиями выяснено, что на нее ледники спускались
на западе с Новой Земли и Урала, на востоке с гор Бырранга
и Путорана. В эпоху максимального оледенения они смыкались
в единый покров, захватывавший и Хатангскую низменность.
По мере нарастания континентальное™ климата с запада на вос¬
ток в этом же направлении ослабевало оледенение, и в Восточной
Сибири оно было уже только горно-долинным.
Небольшой ледниковый покров (около 0,5 млн. км2) существо¬
вал на Огненной Земле и в южной части Чили.
Значительно большим, чем теперь, было оледенение в горах.
Снеговая граница спускалась ниже современной, ледники нередко
(в Альпах) достигали предгорий.
В целом плейстоценовые льды покрывали около 38 млн. км2,
или 26%| суши. Древнее оледенение, таким образом, было в
2,5 раза больше современного, и размещалось оно на Земле иначе:
в настоящее время в южном полушарии льдов в 7 раз больше,
чем в северном, в плейстоцене оледенение северного полушария
было вдвое больше южного.
Мощность ледникового щита в Скандинавском центре достига¬
ла в среднем 1500—2000 м, а местами превышала и 3000 м.
На первом этапе каждой ледниковой эпохи ледник расширялся,
край его продвигался вперед, наступал. Наступание ледника
могло на некоторое время смениться остановкой. При этом массы
льда из центра продолжали поступать, но столько же льда и
таяло, и край его оставался на месте. После достижения леднико¬
вым щитом максимального размера начиналось его отступание,
т. е. смещение края в сторону центра оледенения, сокращение лед¬
никового покрова.
Число ледниковых эпох и региональные вариации материкового
оледенения. Климат, установившийся в северном умеренном поясе
к началу четвертичного периода, был неустойчивым. Он колебался
368
Таблица 57
Сопоставление ледниковых эпох (схема 1970 г.) разных районов Земли
Воз¬
раст,
тыс.
лет
Альпы
Северо-Западная
у Европа
Европейская часть СССР
Северная Америка
10
Г олоцен
\г олоцен
Г олоцен
Г олоцен
Вюрм III
(Стадии Вис-
лин&кого оле¬
денения
\
Осташковское оле¬
денение
Стадии Вискон-
синекого оледене¬
ния
Вюрм II
Молого-шекснинское
межледниковое
Калининское оле¬
денение
75
Рисс-Вюрм
Микулинское меж-
ледииковье
Рисс 11
Заале II
Московское оледе¬
нение
Стадии Илли-
нойского оледене¬
ния
Одинцовское меж*
ледниковье
Рисо I
Заале I
Днепровское оледе¬
нение
250
Мин дел ь-
Рисс
Лихвинское меж-
ледниковье
Миндель II
Эльстер II
Окское оледенение
Стадии Канзас¬
ского оледенения
Беловежское меж-
ледниковье
Миндель I
Эльстер I
Березинское оледе¬
нение
600
Г юнцское
оледенение
Похолодание
Небрасское оле¬
денение
Верхний плиоцен
Дунайское
оледенение
Похолодание
2500
Плиоцен
| Плиоцен
| Плиоцен
Плиоцен
то в сторону похолодания, когда ледниковые покровы разраста¬
лись, то в. сторону потепления, когда они сокращались до исчез¬
новения с равнин. Ледниковые эпохи сменялись межледниковыми.
Вопрос о количестве ледниковых эпох не решен, так как следы
24 Заказ 371
369
ранних покровов плохо сохранились и из-за длительности времени,
прошедшего после оледенения, и из-за того, что/следы ^каждого
предыдущего оледенения уничтожались последщщим. /
История плейстоценового оледенения впервые изучалась в
Альпах, и альпийская терминология укоренилась как международ¬
ная сравнительная. Однако ледниковые покровы Западной Европы,
СССР и Америки получили и свои названия (табл. 57).
Геоморфологическая деятельность ледников и зональность
древнеледникового морфоскульптурного рельефа. Огромные массы
льда, двигавшиеся в течение нескольких десятков тысяч лет и
геологически лишь недавно освободивши/ территорию, явились
мощным геоморфологическим фактором /не только в пределах
своего распространения, но и для более ^/жных широт, на рельеф
которых они оказали косвенное воздействие.
Движущийся лед производил работу трех основных видов —
экзарационную, транспортирующую и аккумулятивную. Экзара-
ционная, или, точнее, денудационная, деятельность льда прояв¬
лялась преимущественно в центрах оледенения. Отсюда продукты
разрушения переносились льдом и откладывались по периферии
ледниковых щитов, образуя области ледниковой аккумуляции.
За пределами ледниковых покровов, в перигляциальных областях,
на рельеф воздействовала вода, вытекавшая из-под них, а также
воздушные массы, падавшие с поверхности ледников.
Денудационно-ледниковый рельеф свойствен Балтийскому и
Канадскому щитам, Полярному Уралу, Таймыру, Аляске, Огнен¬
ной Земле и южной оконечности Анд. Здесь происходило накоп¬
ление льдов, которые под действием собственного давления рас¬
текались во всех направлениях, увлекая за собой и рыхлую кору
выветривания. Сейчас на дневную поверхность в этих районах
выходит кристаллический фундамент. Лед затронул и коренные
породы, особенно разбитые трещинами. Глыбы массивно-кристал¬
лических пород вмерзали в лед и двигались вместе с ним.
Сложная система трещин и сбросов Балтийского и Канадского
щитов отразились на направлении ледниковой экзарации и, как
уже было показано в разделе об озерах, на формировании озер¬
ных котловин и речных долин. В областях ледникового сноса
широко распространены также так называемые курчавые скалы —
группы невысоких сглаженных и отшлифованных льдом скал и
холмов из кристаллических пород. Пологие и плоские из них на¬
зываются «бараньими лбами». На полированной поверхности
бараньих лбов видны ледниковые шрамы, штрихи или борозды,
проделанные камнями, вмерзшими в лед и двигавшимися вместе
с ним.
Курчавые скалы, находящиеся в море или озере, образуют
бесчисленное множество мелких каменистых островов и отмелей,
называемых шхерами (см. шхерные берега).
Рельеф областей ледниковой аккумуляции. За пределами'
центров оледенения, где движение льда замедлялось, а затем
он стаивал, работа льда была аккумулятивной: здесь откладывал-
370
в
Рис. 146. Формы ледникового рельефа: А — камы, Б — оз, В — шхеры
ся моренный материал, принесенный с кристаллических массивов.
К нему прибавлялись продукты местной экзарации./ /
При таянии льда весь несомый им материал -А валуны^ пески,
суглинки и другие рыхлые породы — оставался ш месте, образуя
основную морену. Она покрывает территорию оледенения почти
сплошным плащом (морена отсутствует на возвышенных местах,
откуда она смыта), но мощность ее незначительная, аккумулятив¬
ные формы второстепенны по сравнению с экз4рационными.
В местах остановки ледника образовались конечноморенные
гряды в форме узких и длинных возвышенностей. Такова, напри¬
мер, гряда Сальпаусселькя на юге Финляндии и Карель¬
ской АССР. /
Для этих областей характерны озы— длинные и узкие возвы¬
шенности, по форме напоминающие железнодорожные насыпи.
Ширина озов у основания обычно достигает нескольких десятков
метров, а по гребню — единиц метров. Высота их 50, редко 80 м.
Длина большая — десятки километров. Склоны крутые — до 40°
(рис. 146).
Обычно озы вытянуты с северо-запада на юго-востек вдоль
движения ледника. Их простирание не зависит от рельефа: они
находятся и на возвышенностях, проходят по болотам, пересекают
озера и речные долины. Сложены озы гравием, галькой, крупными
песками, которые отложились в руслах быстротекущих потоков
ледниковых вод. Среди исследователей моренного рельефа нет
единого мнения о том, где текли эти потоки — подо льдом, в тре¬
щинах внутри ледяной толщи или на ее поверхности. Не ясно
также, когда образовались озы, в активном или в мертвом леднике.
Разновидностью холмов основной морены являются друмли-
ны — холмы продолговато-яйцевидной формы, вытянутые длинны¬
ми осями параллельно движению ледника. Длина их 500—2500 м,
ширина 150—400 м, высота 5—45 м. Обычно друмлины распола¬
гаются группами, занимая большие площади. В основании каж¬
дого друмлина находится ядро из коренных пород. Выступы корен¬
ных пород вызвали образование во льду трещин. В эти трещины
начинал поступать обломочный материал основной морены. После
стаивания льда этот материал и образовал друмлиновый холм.
В областях моренного рельефа многочисленны камы. Камами
(ед. число — кам) называются небольшие холмы от 5 до 40 м
относительной высоты, расположенные обычно группами, редко
одиночно. Между ними находятся понижения в виде котловин,
часто занятых озерами, или в виде неглубоких долин-лабиринтов.
Форма холмов овальная, округлая или неправильная, но контуры
всегда закругленные. Располагаясь группами, холмы образуют
камовый рельеф. Таковы, например Токсовские и Кавголовские
высоты к северу от Ленинграда. В отличие от моренных холмов
камовые сложены сортированным песчано-гравийным материалом.
Образование камов связано с распадом ледникового покрова. Одни
из них сформировались вследствие заполнения песчаным материа¬
лом ледниковых трещин, другие созданы песчаными отложениями
372
Рис. 147. Схематическая карта моренного рельефа
водных потоков, спадавших с ледника в предледниковые /$зера,
третьи явились результатом послеледникового эроз/йонного расчле¬
нения единой поверхности, сложенной водно-ледниковыми песчано¬
гравийными толщами. /
Наиболее важная черта рельефа зоны ледниковой аккумуля¬
ции— его двухъярусность. На доледниковый рельеф наложена лед¬
никовая морфоскульптура. Выше было показано ее взаимодействие
с морфоструктурой в Западной и Восточной Сибири.
На Европейском Северо-Западе мезокайнозойские поверхности
выравнивания ступенями падали к Балтийскому морю. Границы
поверхностей ступеней четкие, они обозначены резкими уступами,
или глиптами.
Соответственно доледниковому рельефу отлагалась и леднико¬
вая морена. Возник рельеф двух типов: моренно-равнинный и мо¬
ренно-холмистый.
Моренно-равнинный рельеф свойствен Приильменской, Вол¬
ховской и другим низменностям Северо-Западной Европы и Запад¬
ной Сибири.
Особенно характерен для областей ледниковой аккумуляции
холмисто-моренный рельеф (рис. 147). Он представлен на Валдай¬
ской, Вепсовской и Видземской возвышенностях, Мазурском По¬
озерье, в Северо-Германской низменности и в Канаде. Холмистый
рельеф создан мореной напора: край ледника, встречая на своем
пути выступ доледникового рельефа, задерживался около него и
откладывал конечную морену. Именно так на уступе карбоновых
пород возникли Вепсовская и Валдайская возвышенности. Следо¬
вательно, их нельзя считать только моренными, так как в основе
возвышенностей лежат более древние формы рельефа на грани¬
цах поверхностей выравнивания.
Для моренного рельефа характерны многочисленные озера.
Аллювиальные равнины и эоловый рельеф внеледниковых или
экстрагляциальных областей. Великое оледенение воздействовало
на рельеф не только тех поверхностей, на которых был ледяной
покров. Его влияние сказывалось далеко за его пределами.
Из-под ледника вытекали потоки талой воды, перегруженные
песчано-галечным материалом. Они устремлялись в низины и там
откладывали наносы, называемые флювиогляциальными. Так как
они состоят преимущественно из песка, то и равнины, ими сложен¬
ные, называются зандровыми (нем. Sand — песок), а чаще просто
аллювиальными и озерно-аллювиальными.
Предледниковые аллювиальные, или зандровые, равнины со¬
ставляют единую полосу или зону полесий (Личков, 1930), вклю¬
чающую Белорусское Полесье, Мещеру, Балахнинскую и Вет-
лужскую низины и Сургутское полесье.
Решающим фактором в образовании аллювиальных полесий
было тектоническое опускание участков литосферы, вызванное,
вероятно, гляциоизостазией.
Блуждавшие по плоской поверхности водные потоки создали
гривистый рельеф аллювиальных равнин. В послеледниковое
374
время песчаные поверхности равнин подверглись воздействию
ветра. Созданные им эолобые формы получили название древ¬
них дюн.
По наклонной от ледника территории Восточной Европы лед¬
никовые воды стекали и по речным долинам, оставляя и в них пес¬
чаные отложения. Примером долинных зандр могут служить Доно-
Медведицкие пески.
Иные условия стока ледниковых вод были в Германо-Польской
низменности, в бассейне Финского залива, а также на северо-
востоке Русской равнины, где местность наклонена на север.
Здесь свободному стоку воды препятствовал ледник. Потоки вод
направлялись параллельно его краю, зандровые пески откладыва¬
лись в виде узкой полосы в ложбинах стока.
Под влиянием ледниковых покровов Евразии и Америки пути
циклонов в ледниковое время были смещены к югу. Климат суб¬
тропических широт, в частности Средней Азии, был более влаж¬
ным. На равнинах он не выходил за пределы аридного, но в горах
осадков было значительно больше, чем теперь. Этому соответство¬
вало мощное горное оледенение. Равнины обводнялись за счет
транзитных вод, стекавших с гор. Они отложили пески нынешних
Каракумов, Кызылкумов и Муюн-Кумов. Туранская равнина в низ¬
ких ее частях также аллювиальная.
Широко распространенным типом отложений внеледниковых
районов является лёсс — желто-бурый, серо-бурый или шоколад¬
ного цвета суглинок, пылеватый, рыхлый, пористый, чаще не сло¬
истый, богатый известью и органическими остатками.
Лёссы и лёссовидные суглинки сплошным покровом одевают
зандровые равнины эпохи днепровского оледенения, островами
залегают на зандрах валдайского времени и выходят далеко за
их пределы, покрывая склоны Среднерусской и Волыно-Подоль-
ской возвышенностей и Среднеевропейских гор. На склонах лёсс
поднимается до 250 и даже 400 м абсолютной высоты. Наиболь¬
шая его мощность 15—20 м.
Происхождение лёсса во многом еще не ясно. Существуют ги¬
потезы эолового, водноледникового и почвенного образования
лёсса.
Согласно эоловой гипотезе лёсс отложен ветрами, дующими
или из пустынь Центральной Азии (Ф. Рихтгофен, В. А. Обручев),
или с ледникового щита (П. А. Тутковский). По этой гипотезе
воздух захватывал пылеватую фракцию зандровых отложений и
нес ее далеко за их пределы, поднимал на склоны возвышенностей
и гор.
Водноледниковая гипотеза объясняет отложение лёсса теми же
разливами талых вод ледника, с которыми связаны и зандровые
пески. Лёсс — это наиболее мелкая, пылеватая и глинистая фрак¬
ция водноледниковых наносов.
По почвенной гипотезе Л. С. Берга лёсс образуется из мелко¬
зернистых наносов любого происхождения в процессе выветрива¬
ния и почвообразования в условиях сухого климата. Лёссообразо-
375
вание идет одновременно или чередуется с процессом накопления
породы.
Мощные толщи лёсса занимают большие площади в бассейне
Хуанхэ. По В. А. Обручеву, здесь лёсс образовался в результате
накопления пыли, выносимой сухими ветрами из пустынь Цент¬
ральной Азии, т. е. эоловым путем.
И. П. Герасимов (1959) считает, что материал для накопления
лёсса в сухом или жарком климате аридных зон или в сухом
холодном климате экстрагляциальной полосы приносился ветром.
Выпадавшая из воздуха пыль вовлекалась в местные аллювиаль¬
ные и пролювиальные процессы. Следовательно, толщи лёсса —
результат не одного процесса, а всего комплекса осадконакоп-
ления.
Мы рассмотрели только одну сторону воздействия оледенения
на природу — его влияние на рельеф. Но оледенение привело к
существенным изменениям всей природы умеренного пояса: пре¬
образилась гидрографическая сеть, резко изменился растительный
и животный мир и почвенный покров. Иной в плейстоцене была и
береговая линия Евразии и Северной Америки, следовательно,
и циркуляция океанской воды и воздушных масс тоже были
иными.
Пустынный, или аридный,
комплекс рельефа
Пустыни образуют на Земле два пояса: 1) северный, распадаю¬
щийся в свою очередь на пустыни тропические (Сахара и Ливий¬
ская в Африке, Руб-эль-хали, Дехна и Большой Нефуд в Аравии,
Тар в Индии) и пустыни внетропические (Каракумы и Кызылкум
в Средней Азии, Большой Бассейн в Америке и др.); 2) южный,
включающий Атакаму, Калахари, Большую Песчаную, Гибсона,
Виктории и Арунты.
Рельеф пустынь развивается при ничтожном атмосферном
увлажнении. Сухостью климата обусловлены малое количество
эрозионных форм, преобладание физического выветривания над
химическим, податливость коры выветривания, незащищенной рас¬
тительным покровом, к развеванию, и господство эоловых процес¬
сов и эоловых форм рельефа. В рельефообразовании аридной зоны
решающая роль принадлежит ветру.
Бессточность пустынь проявляется прежде всего в сохранении
многочисленных замкнутых понижений и даже депрессий, разоб¬
щенных и лежащих на разных высотных уровнях. При недостатке
осадков депрессии не заполняются водой, разделяющие их пере¬
мычки не эродируются. Самая глубокая сухая впадина — Турфан-
ская — лежит на 154 м ниже уровня моря. Ниже уровня моря
расположены впадины Карагие на Мангышлаке (—132 м), Сары-
камышская (—38 м), Ахчакая в Каракумах (—81 м), Каттара в
Ливийской пустыне (—133 м), Долина Смерти в Калифорнии
(—85 м).
376
Происхождение замкнутых впадин различно. Крупные котло¬
вины— тектонические, средние, очевидно, эрозионные и суффози-
онно-провальные.
Реки в пустынях транзитные и экзотические. Они вливают
свои воды в первую на их пути котловину и заполняют ее до уров¬
ня, на котором приток воды уравновешивается ее испарением.
Образуются бессточные устьевые озера разной степени минерали¬
зации.
Характерны древние речные долины — вади, узбои, выработан¬
ные в относительно гумидном климате. В большинстве своем оки
превратились в цепь замкнутых котловин. В некоторых из них
(в Сарыкамышской впадине) образовались озера в связи со строи¬
тельством оросительных каналов.
Таким образом, ни одна из пустынь не обладает единым бази¬
сом эрозии, и долинный комплекс, столь характерный для боль¬
шей площади суши, здесь заменяется системой бессточных впадин.
Макрорельеф огромной зоны пустынь неоднороден. От него
зависят географические типы пустынь. Среди пустынь поднимает¬
ся несколько горных массивов — Ахаггар (до 3000 м) и Тибести
(до 3415 м) в Сахаре; предгорья Копетдага и Тянь-Шаня, горные
массивы Кызылкумов, горы Мангышлака и Моголтау в Средней
Азии; Центральная Азия вся горная; Анды в Атакаме, Кордилье¬
ры в Большом Бассейне.
В горах и на возвышенных массивах образуются каменистые
пустыни, или (по-арабски) гамады. На поверхность в гамадах
выходят коренные кристаллические породы. Они безводны и ли¬
шены растительности. Исключение составляют редкие пятна
лишайников.
В процессе физического выветривания скалы раскалываются,
породы дробятся до мелких фракций. Ветер выносит из трещин и
сдувает с поверхности тонкий выветренный материал, открывая
новые породы для нового нагревания и охлаждения. Песчинки,
переносимые ветром, ударяясь о скалы, обтачивают их. На по¬
верхности скал появляются разнообразные пустоты. Горы при¬
обретают форму причудливых башен, колонн, наковален, а не¬
редко и вид развалин зданий и даже целых городов. Многочис¬
ленны котлы и ниши выдувания, каменные грибы, решетки и
многие другие формы эолового рельефа (рис. 148).
Плоские поверхности каменистых пустынь покрыты грубым
обломочным материалом — продуктами выветривания коренных
пород.
На платформенных пластовых равнинах пустынь образуются
останцовые и островные столовые горы (рис. 149). Это обособ¬
ленные возвышенности часто с плоской («столовой») поверхно¬
стью. Останцово-столовый рельеф начал формироваться как
эрозионно-долинный в ' эпоху относительно умеренного
климата. В дальнейшем он развивался путем отступания скло¬
нов параллельно самим себе под действием физического
выветривания.
377
С течением времени столовые горы осадочных плато, посте¬
пенно разрушаясь, уменьшаются по площади, некоторые уничто¬
жаются. Остаются только более крупные, редко разбросанные
Рис. 148. Формы рельефа каменисгых
пустынь
горы, называемые островными.
В дальнейшем исчезают и они,
и вся местность оказывается
сниженной до нового уровня.
Островные горы есть не
только в пустынях, но и в стра¬
нах с семиаридным климатом
в тропическом поясе.
В предгорьях формируется
своеобразный аридно-денуда¬
ционный рельеф — бедленд, по-
английски «дурные земли», не
пригодные для использования
ни в земледелии, ни в животно¬
водстве и труднопроходимые.
Бедленд возникает на рыхлых
породах, не защищенных рас¬
тительностью, в результате эро¬
зионного расчленения водами
главным образом ливневых
потоков в условиях сухого
климата.
В итоге участок предгор¬
ной равнины оказывается
очень сильно изрезанным про¬
моинами, глубокими оврагами
и ущельями, образующими
сплошную сложно ветвящуюся
сеть.
Песчаные пустыни занима¬
ют большие площади как в
тропических, так и в умерен¬
ном поясах. В Африке, в Саха¬
ре они называются эргами
(собственно эрги — дюны или
барханы), в Аравии нефудами,
в Средней Азии — кумами.
Пески пустынь преимуществен¬
но аллювиальные, отложены
или в морях (Приаральские
Каракумы, часть Кызылкумов,
Большие Барсуки), или реками
и потоками с гор.
Некоторое количество пес¬
ков близ гамад, особенно в
Центральной Азии, образова¬
378
лось при выветривании скал. От аллювиальных они отличаются
составом и окраской.
Пески легко перевеваются ветром. В процессе перевевания
образуются формы аридной эоловой аккумуляции. При оценке
роли эоловых форм в ландшафтах песчаных пустынь надо учиты-
Рис. 149. Останцово-столовый рельеф: схема и фотография
вать, что открытая поверхность не может быть ровной, при дви¬
жении воздуха над песками на ней непременно образуются волны.
Перевеванию песков противостоит сила тяжести, химическое вы¬
ветривание, растительность, поэтому ни в коем случае нельзя
представлять пустыни как области абсолютного господства разве¬
ваемых песков.
Пустыни умеренных широт, в том числе Средней Азии, в
379
естественном состоянии закреплены; современное развевание не¬
которых массивов вызвано антропогенными факторами, преимуще¬
ственно неумеренным выпасом скота.
Деятельность ветра в пустынях слагается из трех звеньев:
развевания — разрушения первичной поверхности, переноса песка
и его отложения.
В самой сухой и самой об¬
ширной пустыне мира, в Саха¬
ре, господствуют песчаные ак¬
кумулятивные формы доволь¬
но расплывчатых очертаний.
Это объясняется частыми пере¬
менами направления ветра в
Сахаре. В Австралии обшир¬
ные районы в пустынях Боль¬
шой Песчаной, Виктории, Гиб¬
сона, Арунта заняты взаимно
параллельными неветвящимися
песчаными грядами с симмет¬
ричными склонами: оси гряд
вытянуты в направлении по¬
стоянно дующих ветров.
В Средней Азии также ши¬
роко распространены грядовые
пески. Длина гряд до несколь¬
ких километров, в Австралии —
сотни километров, высота 10—
20 м, реже до 70 м. Расстояние между грядами от 10 до 4 км.
Обычно они закреплены.
Второй геоморфологический комплекс песчаных пустынь Сред¬
ней Азии представлен бугристыми песками — большими песчаны¬
ми массивами, закрепленными растительностью. Бугры неправиль¬
ной формы высотой от 2 до 5 м. В тропических пустынях бугри¬
стых песков нет.
В наиболее сухих пустынях, а чаще при содействии людей
пески приходят в движение от ветра и образуют барханы — песча¬
ные холмы в форме полумесяца или серпа с пологим (5—14°) на¬
ветренным и крутым (30°) подветренным склонами. Высота барха¬
нов 5—6 м, реже 10—20 м, в Сахаре до 100 м.
Барханы распространены не так широко, как обычно считают.
Даже в Сахаре они встречаются только в самой жестокой из
пустынь — Нубийской. В Аравии развеваемые пески занимают
не более трети площади. В Австралии их нет, хотя гребни неко¬
торых грядовых песков осложнены «дюнами». В Средней Азии
их также немного, они вторичны и мало подвижны. Есть барханы
в пустыне Тар, где они достигают 30 м высоты.
Естественно, что среди аллювиальных наносов есть и глини¬
стые. Они откладывались в устьевых, наиболее удаленных частях
потоков, куда крупные песчаные наносы уже не доходили. Так»
Рис. 150. Такыр
380
вдоль Копетдага сначала тянется полоса песчаных отложений,
а севернее глинистых шириной около 25 км. То же наблюдается
и в других пустынях. Так как глинистые наносы откладывались
в устьях рек, где вода расходовалась только на испарение, в них
накапливались соли. На этих отложениях сформировались глини¬
стые пустыни. Иногда они представлены небольшими пятнами
среди песчаных. Такие участки в Средней Азии называют такырами
(рис. 150), а глинисто-солончаковые — шорами. В поперечнике та-
кыры от нескольких метров до нескольких километров. Нередки
и обширные глинистые пустыни, такие, как северо-восточные Кы¬
зылкумы, Устюрт.
С глинистыми отложениями генетически связаны галофитные,
или соленые, пустыни.
Из всех типов пустынь наиболее благоприятны для растений
и почвообразования, а тем самым для освоения людьми, безу¬
словно, песчаные.
Берега
Граница суши и моря, обычно называемая береговой линией,
в действительности представляет широкую полосу. Здесь непосред¬
ственно соприкасаются и взаимодействуют главные качественно
различные поверхности Земли — океаническая и континентальная.
В этом взаимодействии участвует и атмосфера. Основное значе¬
ние в формировании берегов принадлежит геологическому строе¬
нию, рельефу материка (острова) и работе морского прибоя, а
также колебаниям высот суши и уровня моря. В формировании
берегов участвуют океанические течения, реки, впадающие в море,
прибрежные растительность и фауна и береговые льды.
Разрушение, размывание берегов морским или озерным прибо¬
ем называется абразией. Если абразии подвергается высокий берег,
в нем вырабатываются два главных элемента берегового профи¬
ля— клиф и бенч (рис. 151).
Клифом называют береговой обрыв скальных пород. Прибой
подтачивает высокие берега на уровне моря. Здесь образуется
волно-прибойная ниша. Массы породы, расположенные выше нее,
время от времени обрушиваются в море. Так формируется зерка¬
ло клифа. Высота клифов в скальных породах может быть очень
большой. На Восточной Камчатке и на Охотском побережье она
достигает 700 м.
Если клиф образуется в осадочных толщах значительной мощ¬
ности, он нередко осложняется оползнями и обвалами. Благодаря
обвалам коренные берега, если уровень моря не понижается, по¬
степенно отступают от линии прибоя в глубь суши. В случае
неоднородности пород, слагающих берег, морской прибой разру¬
шает его выборочно. Наиболее прочные породы обособляются и
выступают в море в виде скал, столбов, арок и других форм. Они
называются кекурами. На участках более слабых пород образуют¬
ся отрицательные формы — котЛы, ниши, гроты. Последние осо¬
381
бенно многочисленны на известняковых берегах, затронутых кар¬
стовым процессом.
Если прибой разрушает невысокий берег, сложенный рыхлыми
отложениями, то вместо клифа образуется береговой откос, гене¬
тически аналогичный клифу.
Побережье
Ниже волно-прибойной ниши находится слабо наклонная по¬
верхность, или бенч. Он сложен коренными породами, служащими
как бы пьедесталом для клифа, и упавшими на него каменными
глыбами — обломками надводных скал. Бенч, как и клиф, выра¬
батывается не только в скальных грунтах, но и в осадочных, если
они не сыпучие. Ширина бенча может быть до 5 км. В глубину
он опускается до 40 м (западный берег Сахалина, сланцево-пес¬
чаниковая толща).
Продукты разрушения коренного берега, задержавшиеся на
бенче, непрерывно перетираются морским прибоем и превращают¬
ся в окатанные валуны, гальку и песок. Они слагают пляж.
Иногда пляж бывает сложен ракушечником. Пляж находится
между наиболее низким и наиболее высоким уровнями воды. Это
могут быть уровни прилива и отлива, а в бесприливных морях и
озерах — уровни при штилевой погоде и при штормовой волне.
Пляж уходит под уровень моря и постепенно переходит в под¬
водную осыпь, которая состоит из того же аккумулятивного мате¬
риала, что и пляж, но отливами или сбегающими волнами сме¬
щенного в сторону моря.
382
Часть моря в пределах осыпи называется прибрежьем, или
литоралью. Суша, не затронутая деятельностью моря, т. е. лежа¬
щая за калифом, называется побережьем. Таким образом, на пе¬
реходе от суши к морю выделяются три параллельные полосы:
побережье, берег и прибрежье. Берег в свою очередь состоит из
нескольких, только что названных элементов.
Для формирования профиля берега требуетс.я_ значительное
время и тем большее, чем прочнее породы побережья. Однако вы¬
сота суши и уровень моря не остаются неизменными. Причины
их изменения могут быть как теократическими (поднятие или
спускание материков), так и гидрократическими (колебаниями
уровня воды в океанах). Обычно и те и другие факторы соче¬
таются.
Если суша испытывает относительное поднятие, то на берегу
образуются террасы, ряд бенчей или пляжей, вышедших из-под
уровня воды. Древние террасы есть на берегах многих морей
и крупных озер.
При относительном опускании суши море заливает побережье.
А так как оно бывает сильно расчленено, то берег приобретает
сложную конфигурацию. По долинам и другим отрицательным
формам рельефа море вдается в сушу, образуя заливы и проливы.
Положительные формы рельефа выступают в качестве островов
или полуостровов.
Описанные выше процессы определяют различия двух типов
берегового профиля — приглубого и отмелого. У приглубых бере¬
гов подводный склон крутой, поэтому основная масса рыхлого
материала ложится на дно моря; пляж или отсутствует, или не¬
большой. Абразия клифа и верхней части бенча не прекращается.
На отмелых берегах подводный склон пологий, основная масса
рыхлого материала находится на уровне воды, имеется береговая
отмель; абразия или прекратилась, или идет очень медленно.
Между основными типами берегов много переходных.
Рыхлые продукты абразии или прибрежно-морские наносы
перемещаются также вдоль берега волнами и прибрежными тече¬
ниями. Они образуют своеобразные формы рельефа, всегда узкие
и вытянутые на большие расстояния.
Вдали от берега в неглубоких морях и на мелководьях океа¬
нов образуются банки, валы и гряды. Банки — это пологие и очень
большие по площади отмели (Доггер-Банк в Северном море и
Ньюфаундлендская банка в Атлантическом океане). Меньшие, чем
банки, тоже пологие, но уже вытянутые положительные формы на
отмелом морском дне называются подводными валами. Отмели
имеют навигационное, а банки, кроме того, и рыбопромысловое
значение.
Морфологически гораздо резче выражены бары. Береговой бар
представляет собой узкую наносную полосу, протягивающуюся
вдоль берега на некотором от него расстоянии. Часть моря, отде¬
ленная баром, называется лагуной. Ширина баров обычно около
100—200 м, длина измеряется сотнями километров. Вдоль запад¬
383
ного берега Мексиканского залива протягивается бар длиной
800 км. Продольное перемещение наносов создает наволоки, косы
и стрелки. Наволоки — низкие песчаные выступы, примкнувшие к
берегу. Косы и стрелки — узкие песчаные полосы. Они хорошо
развиты в Балтийском море у Калининграда и Гданьска и в Азов¬
ском (Арабатская стрелка) море.
Ввиду большой практической важности берегов уже давно соз¬
даны и все усовершенствуются их классификации.
Большинство современных берегов возникло в результате по¬
вышения уровня Мирового океана в позднеледниковое время и
контакта его с древним расчлененным рельефом. А так как послед¬
ний очень разнообразен, то и формы берегов исключительно
многообразны. Ниже, в соответствии с классификацией В. П. Зен-
ковича (1962), описываются только основные их типы.
По степени расчлененности все берега делятся на бухтовые и
ровные. Первые имеют сложную конфигурацию, вторые — относи¬
тельно простую.
Бухтовые берега. Берега, возникшие при затоплении возвышен¬
ного или горного массива, расчлененного речными долинами, пер¬
пендикулярными общему направлению береговой линии, получили
название риасовых (исп. rio — река). Риасы (заливы) представ¬
ляют собой затопленные глубокие устья речных долин и имеют
вид воронки, расширяющейся к морю. Хребты между ними образу¬
ют полуострова или длинные острова. Риасовые берега распро¬
странены там, где горные хребты подходят под прямым углом к
берегу: на западной оконечности Пиренейских гор, в Восточно-
Китайском море, в некоторых районах Японии. В СССР типичные
риасовые берега наблюдаются в районе залива Петра Великого.
Там, где море затопляет горную страну, хребты которой идут
параллельно береговой линии, образуются далматинские берега
(по и^ени Далмации — области на Адриатическом побережье).
Узкие [длинные заливы и проливы, а между ними острова и полу¬
острова идут вдоль общего направления берега моря.
Странам с глубоким и сложным тектоническим расчленением,
еще слабо эродированным речной сетью, свойственны лопастные
берега. Широкие лопастные заливы берегов сочетаются с такими
же массивными полуостровами. Лопастные берега характерны для
Охотского моря, Греции и др.
Берега, сформировавшиеся в горных и возвышенных странах,
переживших материковое оледенение, называются фиордовыми
(норв. фьорд или фиорд — залив). Фиорды — это узкие, очень
глубокие и длинные заливы с высокими и крутыми горными бере¬
гами (рис. 152). Самый большой фиорд — Магелланов пролив. Его
длина 550 км, глубина вреза 1170 м; он узкий — до 3,3 км ширины
и извилистый, с крутыми и скалистыми берегами. Самый длинный
фьорд Норвегии — Согне-фьорд длиной 204 км, шириной от 1,5
до 6 км, высота берегов до 1500 м, глубина залива 1245 м. Пролив
Маточкин шар тоже фиорд. Его длина около 100 км.
Фиорды всегда располагаются группами и берега этого типа
384
протягиваются на большие расстояния. В их расположении про¬
слеживаются определенные закономерности. Фиордовые берега
лежат обязательно севернее 50° с. ш., а в Чили к югу от 40° ю. ш.,
т. е. в зоне влажного циклонического климата: Норвегия и Коль¬
ский полуостров, Шотландия, Новая Земля, Земля Франца-Иосифа,
Северная Земля, северные берега Ладожского и Онежского озер,
Северо-Западная Америка, юг Чили.
Рис. 152. Фьорд
Приуроченность фиордовых берегов к дождливым западным
побережьям указывает на большую роль в их образовании речной
эрозии и ледниковой обработки. В большинстве случаев формиро¬
вание фиордов предопределено тектоническими линиями — раско¬
лами. По ним в доледниковое время проходили речные горные
долины. В плейстоцене ледники, мощные в этих странах, обрабо¬
тали тектонические и эрозионные долины, отполировав их берега.
В послеледниковое время воды залили эти глубокие долины.
Шхерные (швед.— шхеры — небольшие острова, см. рис. 146)
берега находятся тоже в областях, сложенных устойчивыми кри¬
сталлическими породами и испытавших материковое оледенение.
Шхеры, как уже говорилось выше,— это группы мелких скалистых
и каменистых островов и подводных скал, расположенных близ
берега. Наиболее типичны шхеры южного берега Финляндии. Они
многочисленны в Ладожском и Онежском озерах, на западе Белого
моря. Острова и подводные скалы — это выступы кристалличе¬
ских пород, затопленные курчавые скалы и бараньи лбы, огром¬
ные гранитные глыбы, передвинутые ледником, а также моренные
холмы.
Все вышеописанные берега приглубые. Относительное повыше¬
ние уровня моря может произойти и на отмелых низменных бере¬
гах. В этом случае образуется лиманный берег. Генетически он
25 Заказ 371
385
сходен с риасовым, но формируется при затоплении устьевых час¬
тей речных долин и балок низменных равнин. При этом возникают
заливы — лиманы (греч. лиман — гавань, бухта), имеющие форму
затопленной долины или балки. В последующем в устьях лиманов
образуются песчаные косы и пересыпи. Они уменьшают связь
лимана с морем. С течением времени пересыпь вовсе отшнуровы-
вает лиман от моря и он превращается в озеро. Лиманы харак-
Рис 153. Выровненный берег. Черноморское побережье Кавказа
терны для северных берегов Черного и Азовского морей, есть они
на берегах Карского и Чукотского морей, а также на Сахалине.
Первичноровные и выровненные берега. Первичноровными или
просто ровными называются такие берега, относительная прямо¬
линейность которых связана со строением суши. Выровненные бе¬
рега приобрели это свойство в результате преобразования бухто-
вого берега прибоем и течениями.
К первичноровным относятся главным образом тектонические
берега. Они могут быть сбросовыми. Таковы, например, берега
Кольского полуострова, южный берег Крыма. Ровный берег может
проходить вдоль складчатых гор (западный берег Америки, за
исключением районов с фьордами). Тектоническими причинами
объясняется прямолинейность береговых линий Африки, Аравии,
Индостана, Австралии — частей Гондваны.
Выровненные берега в большинстве случаев обработаны морем
и первоначальная линия края материков уже значительно изме¬
нена. На них выработаны клифы, вдоль них нередко идут бенчи
и пляжи, а иногда и значительные аллювиальные равнины. Иногда
(на Мурманском берегу) обрывы почти вертикально падают много
ниже уровня воды.
Абразивно-аккумулятивная деятельность моря всегда направ¬
лена на выравнивание берега. Вдающиеся в море мысы прибоем
разрушаются сильнее, чем внутрибухтовые берега. А отложение
материала, переносимого течениями, происходит в бухтах. Посте¬
пенно мысы срезаются, бухты заполняются песчаными наносами
386
ж вдоль всего выровненного берега образуется пляж (рис. 153).
Низменные выровненные берега свойственны Северному и Бал¬
тийскому морям. Первоначально они были моренными и неров¬
ными. В процессе развития за послеледниковое время холмисто¬
моренные массы были абрадированы, а течения распределили мор¬
ские наносы вдоль всего побережья. Берег приобрел низменный
выровненный характер. На пляже и подводной осыпи лежат
валуны.
На одной из стадий выравнивания низменные берега приобре¬
тают лагунный характер. Эти берега развиваются на геологиче¬
ски молодых низменностях, сложенных рыхлыми наносами. Перво¬
начально море по речным долинам и другим понижениям далеко
вдается в сушу в виде ветвящихся заливов с очень низкими
берегами. Затем в результате перемывания рыхлых пород обра¬
зуются косы, бары, перемычки, которые отделяют часть моря в
виде длинной узкой лагуны с впадающими в нее ветвящимися
заливами. Лагунные берега распространены на Атлантическом
побережье Северной Америки, в ряде мест южного берега Бал¬
тийского моря, на западном побережье Каспия, на восточном Са¬
халине, около Венеции, в Гвинейском заливе.
На следующей стадии развития лагунный берег может перейти
в маршевый. Лагуны заполняются наносами рек, которые в них
впадают, и морскими песками, забрасываемыми приливными и
штормовыми волнами. Большую роль при этом играет раститель¬
ность. На месте лагун образуются заболоченные или с сырыми
лугами низменности, которые и называются маршами. На севере
СССР их называют лайдами. Эти берега типичны для Голлан¬
дии, ФРГ и заливов восточного берега Англии. Они есть на Атлан¬
тическом побережье США около Бостона и залива Фунди. Марши,
отделенные от моря дамбой и используемые для земледелия, на-
зывают польдерами.
Ниже маршей в море располагаются ватты — плоские, почти
горизонтальные участки морского дна, обнажающиеся во время
морского отлива. Особенно многочисленны ватты на берегах Север¬
ного моря, а в СССР на полуострове Канин в Чешской губе, на
острове Колгуев в Мезенском заливе. С течением времени ватты
превращаются в марши.
Аналогом маршевых лугов в жарком поясе являются мангро¬
вые заросли. Они образуют мангровые берега. Это низкие илис¬
тые берега, затопляемые при каждом приливе.
Во всех зонах, кроме ледовых, есть дельтовые берега. Они об¬
разуются на отмелом дне и представляют собой внешнюю окраину
речной дельты, или выдвинутой в море, или находящейся в глу¬
бине залива. Берег образован многочисленными низменными остро¬
вами и протоками. В связи с ростом дельты береговая линия
непрерывно меняется.
В тропических морях широко распространены коралловые бе¬
рега.
В полярных широтах берега часто сложены льдом. Среди ледн-
387
ных берегов различают: а) сложенные ископаемым льдом и
б) края активных ледников, стекающих с суши.
Берега, сложенные массами мертвого льда, часты на островах
Арктики и полярном побережье Азии и Америки. Обычно на по-
’ верхности льда лежит слой мерзлых грунтов и торфяников, козырь¬
ком нависающий над берегом. Ниже идет вертикальная стенка
льда, соответствующая клифу. Берега из мертвого льда быстро
разрушаются. За последние десятилетия исчезли многочисленные
арктические острова, сложенные льдом и лишь с поверхности
прикрывавшиеся грунтом.
В Антарктиде, в Гренландии и на многих островах Арктики
коренные берега закрыты ледниками. Последние спускаются в
море и образуют ледяные берега. Особенно типичны они для
Антарктиды. Почти на всем протяжении береговой линии этого
материка ледяной покров обрывается в море отвесным уступом
или переходит в шельфовые ледники. Ледяной барьер Росса под¬
нимается над водой на 50 м и тянется в длину на 950 км. В глу¬
бину этот обрыв опускается не менее чем на 300 м. Ледяные
берега очень подвижны: ледники непрерывно продвигаются в море
и время от времени от них отламываются огромные айсберги. Это
наиболее непостоянная «береговая линия».
Береговые процессы и большинство типов берегов несут на
себе черты широтной зональности. Приэкваториальным матери¬
кам— Африке, Австралии, Южной Америки, а также Аравии и
Индостану — свойственны слабо расчлененные берега, тогда как
для северных материков — Евразии и Северной Америки — харак-
' терна сложная извилистая береговая линия. Причин этого мы ка¬
сались при рассмотрении рельефа. Во влажных климатах значи¬
тельно эрозионное расчленение берегов, поэтому они приобретают
бухтовый характер.. Только здесь могут быть риасовые, лиманные
и лагунные берега. В сухих климатах на границе моря и пустынь
господствуют эоловые (пустынные) процессы и формы рельефа.
Безусловно, зональные берега фиордовые, шхерные, выровнен¬
ные моренные, коралловые, мангровые, ледяные. Черты зонально¬
сти берегов подчеркиваются растительностью и животным миром
как прибрежья (литорали), так и побережья. Геотектонические^
экзогенные и биогенные факторы сложно переплетаются между
собой по географическим зонам и делают берега, как и все в гео¬
графической оболочке, зонально-региональным образованием.
Эоловые формы рельефа на побережьях. Разрушение отмелого
берега, перетирание и сортировка материала морским прибоем
создают огромные массы песка. Из них образуются пляжи и под¬
водные осыпи. Над морскими просторами обычны ветры. Естест¬
венно, что прибрежные пески подвергаются эоловой переработ¬
ке— подхватываются ветром, переносятся на некоторое
расстояние и откладываются, образуя песчаные холмы опреде¬
ленной формы — дюны.
Однако дюнный рельеф .свойствен далеко не всем отмелым
берегам. Дюнный рельеф возникает при благоприятном ветровом
388
режиме и при наличии больших масс песка. Кроме того, динами¬
ка берега должна быть такой, какая обеспечивает подачу песка
к этому месту, причем в определенном темпе. Все участки дюнно¬
го рельефа находятся на тех побережьях, куда вдольбереговыми
течениями и прибоем приносится песок, образующийся от разру¬
шения участка берега или острова, лежащего на пути этих тече¬
ний.
Особенно благоприятно для образования дюн южное побережье
Балтийского моря. Здесь очаги скопления песка протягиваются от
Германо-Польской низменности до вершины Финского залива.
Они образуются от перемывания морем ледниковых и флювиогля-
циальных пород. Переносу и накоплению песка благоприятству¬
ют западные течения и преимущественно с запада идущие волны,
вызываемые господствующими здесь ветрами. Последние и пере-
вевают пески.
Крупнейшим районом дюнного рельефа является Кюршу-Не-
рия около Калининграда. Непрерывная гряда дюн тянется по
польскому побережью. Массы закрепленных и активных песков
находятся на Рижском взморье. В вершине Финского залива ле¬
жит Сестрорецкий дюнный район. Есть дюны на берегах Белого
моря.
Широкая (до 6 км) полоса дюн протягивается в приморской
части французских ланд между Жирондой и устьем реки Адур.
Один из самых динамичных участков побережья находится в
северной Франции и Бельгии, по Ла-Маншу и Па-де-Кале.
На морских побережьях в аридных климатах, несмотря на
кажущиеся благоприятные условия, дюнный рельеф далеко не
везде развивается хорошо. Так, по берегам Каспия лишь в не¬
многих районах имеются типичные дюны. Объясняется это тем,
что не везде налицо причина образования дюн — непрерывное
поступление песка.
Дюнный рельеф распространен по берегам некоторых озер
(Ладожское, Онежское, Аральское) и на песчаных террасах
рек.
В отличие от пустынных приморские пески всегда влажные
как благодаря атмосферным осадкам, так и из-за близости грун¬
товых вод. В силу этого перекатывание песчинок по земной по¬
верхности затруднено. Ветер высушивает и подхватывает песок
только самого верхнего слоя и переносит его во взвешенном состо¬
янии. Выпадение песка из ветрового потока часто связывают с
замедлением скорости близ препятствий — кустов, деревьев и т.п.
Действительно, такое явление имеет место, но основную роль
играет аэродинамика воздушных струй — неравномерность скоро¬
стей ветра, которая приводит к тому, что на ровном морском
пляже образуются небольшие холмики, которые затем сами за¬
держивают песок и способствуют собственному росту. Постепен¬
но возникают дюны. Наветренный склон, по которому поднима¬
ются песчинки, у дюны пологий, крутизна его обычно 8—10°.
Достигнув гребня холма, песок скатывается под действием силы
26 Заказ 371
389
тяжести и образует крутой склон в 30—40° (рис. 154). В плане
дюны разнообразны: яйцевидные, скобовидные, кольцевые
и т. п.
Большинство дюн высотой в несколько метров, но в наиболее
благоприятных условиях (например, на Коршу-Нерия) они могут
достигать 60 и даже 90 м. При непрерывном поступлении мор-
Рис. 154. Дюна засыпает лес. Побережье Балтийского моря
у Сестроредка
ских песков дюны под действием господствующих ветров пере¬
мещаются. Скорость этого движения колеблется в пределах
390
1—20 м/год. Древесная растительность способствует закреплению
дюн.
Уровень развития и даже форма эоловых образований на- по¬
бережьях зависят от динамики берега. Если прибрежные течения*
и прибой доставляют очень много песка, то ветер не успевает
его собирать в дюны. В этом случае образуются серии береговых
валов, сверху одетых плащом эоловых песков. Если поступление
песка соответствует напряженности прибрежных ветров, то весь
песок перевевается и образуется дюнный рельеф. В случае умень¬
шения подачи песка морем эоловые формы затухают и пески
зарастают. Поэтому встречаются древние закрепленные валы и
заросшие дюны.
Г JI А В А 6
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ПРОСТРАНСТВЕННОЙ
НЕОДНОРОДНОСТИ ГЕОГРАФИЧЕСКОЙ ОБОЛОЧКИ
ЛАНДШАФТНАЯ ОБОЛОЧКА
В вертикальном разрезе живое вещество в географической
оболочке распределено весьма неравномерно. У земной поверх¬
ности, на контакте атмо-, лито- и гидросферы, оно сконцентриро¬
вано максимально. Этот очень тонкий слой сгущения жизни на¬
зывается различно: пленкой жизни, докучаевской пленкой, фито¬
геосферой, биогеосферой и т. д. Из них для географии наиболее
подходящим можно признать название «ландшафтная оболочка».
На суше она включает почву, подпочву, грунтовые и поверхност¬
ные воды, растительный покров, животный мир и нижнюю тропо¬
сферу, а на море ту толщу воды, в которой обитают зеленые
растения, т. е. верхние 100—200 м. Мощность этого слоя на
суше 30—50 м в полярных странах и в пустынях, 100—200 м в
лесной зоне умеренного пояса и до 200 м в экваториальной гилее
(Мильков, 1970).
В горах предел распространения организмов в общем опре¬
деляется снеговой границей и достигает в Тибете 6000 м; птицы
могут подниматься и в область вечных снегов. Если учесть, что
над равнинами птицы залетают на высоту в 4—5 км, на морских
глубинах обитают только животные, в Арктике они живут и на
полюсе, станет очевидным, что объем пространства, в котором
распространены животные, значительно больше объема, занятого
растениями. Последние приурочены только к поверхности суши
или моря. Однако фитомасса, как увидим ниже, значительно
больше зоомассы.
Все продукты органического происхождения, и в первую оче¬
редь пищевые, люди получают из ландшафтной оболочки. Только
в ней возможно постоянное пребывание и обычная деятельность
людей. За ее пределами — под водой или в космосе — люди
могут находиться только временно и то в искусственно созданных
условиях, близких к ландшафтным (температура, давление, газо¬
вый режим, пища, вода, защита от космических лучей и прочее).
Человеческая деятельность вносит в ландшафтную оболочку
значительные изменения.
Начало системному изучению природы земной поверхности
было положено В. В. Докучаевым. В 1898 г. он писал, что изу¬
чаются, главным образом, отдельные тела — минералы, горные
392
породы, растения и животные — и явления, «но не их соотноше¬
ния, не та генетическая, вековечная и всегда закономерная связь,
какая существует между силами, телами и явлениями, между
мертвой и живой природой, между растительными, животными и
минеральными царствами... А между тем именно эти соотноше¬
ния, эти закономерные взаимодействия и составляют сущность
познания естества».
Учение В. В. Докучаева о взаимодействии природных компо¬
нентов (горных пород, почв, воздуха, влаги, тепла и др.) разви¬
валось и в биологических, и в географических науках, а чаще
всего — на их контакте.
Ученик В. В. Докучаева, основоположник учения о лесе
Г. Ф. Морозов писал: «Под лесом мы должны разуметь не толь¬
ко одну совокупность древесных растений, объединенных взаим¬
ной связью, но и ту среду, ту арену, в которой разыгрываются
те процессы, которые мы собираем в понятии лес». Другой уче¬
ник В. В. Докучаева Р. И. Аболин (1914) считал, что природные
компоненты настолько тесно переплетаются и так влияют друг
на друга, что образуют «одно сложное географическое явление,
сложное комплексное образование в виде эпигенемы, выстила¬
ющее всю сушу от экватора до полюсов». Эпигенема Р. И. Або-
лина — это «географическая оболочка» последующих авторов.
В геоботанике возникло учение о биогеоценозе (Сукачев,
1940). Биогеоценоз--комплекс или система взаимодействующих и
взаимно обусловленных живых организмов и биокосного вещест¬
ва, связанных между собой обменом веществ и энергии. Первая
часть термина — био — означает органическую часть системы, в
которую входят совокупность растений—фитоценоз, совокупность
животных — зооценоз, совокупность мира растений, животных и
микроорганизмов — биоценоз, занимающий качественно однород-
иую территорию или акваторию.
Вторая часть термина — гео — относится к неорганической
природе. Сюда входят минералы коры выветривания, на которой
развивается почва, подземная и почвенная влага, солнечный
свет и тепло. Если биоценоз развивается в акватории, то он на¬
зывается биоакваценозом. Участок суши или водоема с однород¬
ными условиями среды обитания называется биотопом.
Первостепенную роль в биогеоценозе, а следовательно, и во
всей географической оболочке играют автотрофные организмы —
высшие и низшие фотосинтезирующие зеленые растения. Они при
помощи солнечной энергии из неорганического вещества создают
первичную биологическую массу, дающую начало цепи питания
всех живых существ, поддерживают баланс газов в атмосфере
и участвуют во влагообороте.
Биогеоценоз — одна из наиболее сложных природных систем.
Взаимодействие ее составных частей, особенно органического
вещества с биокосной материей, создает новые качества природы
поверхности Земли, те специфические свойства, которыми харак¬
теризуется географическая оболочка.
393
В географии представление о территориальных Природных си¬
стемах развилось в учение о географическом ландшафте. До
начала XX в. этим термином обозначался внешний вид местности
(озерный ландшафт Карелии, холмисто-моренный ландшафт
Валдайской возвышенности и т. п.). Ландшафт как сочетание
взаимосвязанных природных компонентов впервые стал тракто¬
вать Л. С. Берг в 1913 г.
В современной географии, понимающей географический ланд¬
шафт как природную систему, есть некоторые различия в его
трактовке. Одни географы (А. А. Григорьев, С. В. Калесник,
А. Г. Исаченко) называют ландшафтом «конкретную территорию,
однородную по своему происхождению, обладающую единым
геологическим фундаментом, однотипным рельефом, общим кли¬
матом, единообразным сочетанием гидротермических условий,
почв, биоценозов и закономерным набором морфологических ча¬
стей— фаций и урочищ» (Исаченко, 1973). Другие географы
(Ф. Н. Мильков, Д. Л. Арманд) понимают ландшафт как вообще
природно-территориальный комплекс, не привязанный к конкрет¬
ной территории (болотный ландшафт, степной и т. д.). Третьи
(Н. А. Гвоздецкий) понимают ландшафт как типологическую
единицу (тундровый, таежный, степной, саванновый и т. п.).
Нетрудно видеть, что понятия биогеоценоз и ландшафт —
близки по содержанию.
Ландшафт как система делится на системы более низких уров¬
ней — на урочища и фации. Совокупность ландшафтов образует
системы более высокого уровня — ландшафтные, или географиче¬
ские, зоны. В каждой зоне типичных ландшафтов не один, а не¬
сколько. Например, для лесной зоны типичны не только леса, но
и болота, заливные и суходольные луга, обработанные территории.
МАТЕРИКОВЫЕ И ОКЕАНИЧЕСКИЕ ЛУЧИ
И СЕКТОРЫ.
ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ПОЯСА И ЗОНЫ
Географическая оболочка в процессе длительного развития
приобрела сложную структуру и ярко выраженные пространст¬
венные различия отдельных частей. Она дифференцирована как
с севера на юг — от полюса до экватора и до другого полюса, так
и с залада на восток. Первое направление дифференциации при¬
нято называть широтным, второе — долготным (хотя эти выраже¬
ния не очень точны).
Однако наиболее существенной чертой пространственной неод¬
нородности географической оболочки следует признать ее диффе¬
ренциацию на материковые и океанские лучи, которых, как мы
уже знаем, шесть: три материковых — Европейско-Африканский,
Азиатско-Австралийский, Американский и три океанских: Атлан¬
тический, Индийский и.Тихоокеанский. Их формирование обязано
планетарным структурам литосферы, т. е. мегорельефу.
Очевидно, что деление географической оболочки на океанские
394
и материковые лучи — высшая ступень ее районирования. В ши¬
ротном направлении ей соответствует деление Земли на северное
и южное полушария.
Второй важнейшей чертой пространственной неоднородности
географической оболочки является ее дифференциация на поясы
и секторы, или ее поясность и секториальность.
Принципиальная схема географической зональности изложена
В. В. Докучаевым (1898): «все... стихии, вода, земля, огонь (тепло
и свет), воздух, а равно растительный и животный мир, благо¬
даря астрономическому положению, форме и вращению нашей
планеты вокруг оси, несут на своем общем характере явные, рез¬
кие и неизгладимые черты закона мировой зональности».
В 1914 г. Р. И. Аболин, характеризуя эпигенему, указал, что
она распадается на эпизоны (он наметил схему районирования
до фаций). В 1930 г. Л. С. Берг охарактеризовал физико-геогра¬
фические (ландшафтные) зоны СССР в книге с таким же назва¬
нием. В 1938 г. А. А. Григорьев описал основные типы физико-
' географической среды экваториального и тропического поясов.
В 1946 г. А. И. Яунпутнинь предложил делить сушу на три секто¬
ра: западный, центральный и восточный. В 1956 г. А. А. Григерь-
ев и М. И. Будыко изложили «периодический закон мировой зо-
нальности». Они выделили три пояса — тропический, умеренный
и полярный; каждый из них соответствует определенному интер¬
валу величины радиационного баланса. Внутри поясов сочетание
радиационного тепла и увлажнения или, как пишут авторы, индекс
сухости приводит к формированию гумидных и аридных зон.
В каждом поясе эти зоны чередуются одинаково и на всей Земле
получается их трехкратное повторение. Например, избыточно
увлажненной тундре умеренного пояса в субтропическом соответ¬
ствуют дождевые леса, а в экваториальном болота.
На первых порах «периодический закон зональности» привлек
внимание географов. Однако при более внимательном его анализе
обнаружилось, что он схематичен и не отражает сложности явле¬
ния зональности. Выделение в каждом полушарии только трех
поясов не соответствует действительности и игнорирует один из
важнейших планетарных факторов — наклон оси вращения Земли.
Для тропического, а также субэкваториального и умеренного поя¬
сов имеют значение не средние за год индекс сухости и количество
тепла, а их сезонные величины. И, наконец, трехкратного повторе¬
ния зон-аналогов нет (Исаченко, 1971). Кроме того, «периодиче¬
ский закон» не охватывает всей планеты и игнорирует диссиммет-,л
рию географической оболочки относительно экватора. 1 |
Ниже описаны основные зонально-региональные закономерно- 1
сти Земли..
1. Географические пояса, обусловленные шарообразной фигу¬
рой планеты и распределением солнечной радиации. Зональная
неоднородность географической оболочки — результат прежде все¬
го поширотного на шаровой Земле распределения энергии геогра¬
фических и биологических процессов — солнечной радиации, вы-
395
званной ею циркуляции атмосферы и обусловленного этими про¬
цессами влагооборота. Образование географических поясов не
связано с эндогенными факторами, как океанские и материковые
лучи, а с экзогенными. Экзогенные факторы накладываются на
эндогенные.
На современной стадии развития земной природы выделяют
следующие основные планетарные пояса: 1) экваториальный жар¬
кий и влажный, 2) тропические жаркие и сухие, 3) умеренные 1\
в северном полушарии теплый с большой амплитудой влажности
по регионам, в южном — с океанским климатом; 4) бореальные
прохладные и сырые; 5) полярные морозные и сырые.
2. Географические пояса, особенности природы которых обяза¬
ны наклону оси вращения Земли к плоскости эклиптики. По этой
причине создаются переходные пояса — субэкваториальные, субтро¬
пические и субполярные с резко выраженной сезонной ритмикой
влаги в субэкваториальном, тепла и влаги в субтропическом, тепла
в субполярном. б
В каждом полушарии, • таким образом, выделяется по восемь
поясов. В южном полушарии граница между умеренным и суб¬
полярным поясами нечеткая.
Названия географических поясов связаны с их географическим
положением в определенных широтах земного шара.
Пояса, таким образом, охватывают Землю непрерывными коль¬
цами, включают и материки, и океаны.
3. Секторность. Поясность непременно сочетается с секториаль-
ностью. В зависимости от интенсивности и абсолютной величины
обмена воздушными массами в системе океан — атмосфера — ма¬
терик разные части суши получают больше или меньше тепла и
влаги и отличаются характером сезонной ритмики. Поэтому каж¬
дый пояс распадается на части, а однотипные части разных поя¬
сов на шаровой поверхности Земли образуют секторы, вытянутые
с севера на юг.
Сектор — это таксономическая единица, меньшая, чем луч.
На материках — западные приокеанские, центральные материковые
и восточные приокеанские секторы. На океанах соответственно
теплым и холодным течениям — западные и восточные секторы.
В распределении атмосферного увлажнения равноправны две
закономерности: а) широтная, выражающаяся в чередовании зон
минимумов и максимумов осадков (рис. 83), и б) долготная, или
внутризональная секторная.
В низких широтах, избыточно обеспеченных теплом, дифферен¬
циация на пояса, а потом увидим, что и на зоны, обусловлена
водным балансом. В высоких широтах решающее значение при¬
надлежит теплу, количество которого здесь прогрессивно падает
соответственно косинусу широты.
1 Обычно выделяемый умеренный пояс целесообразно разделить на два —
умеренный и бореальный.
396
Строго говоря, пояса и секторы, зоны и регионы не совсем
равноправны. Они выражают скорее общее и конкретное: геогра¬
фический пояс и зоны проявляются в каждом секторе и регионе
в своих конкретных формах, черты сходства которых и дают осно¬
вание объединять их.
Универсального гидротермического показателя, которому соот¬
ветствовали бы границы поясов, неизвестно. Многогранность вза¬
имодействий в природе и множественность компонентов ландшаф¬
тов заставляют скептически смотреть на поиски таких числовых
выражений, особенно, если принять во внимание обратные связи:
растительный покров не только реагирует на влажность почвы и
климата, но и сам ее изменяет.
Сохраняют значение показатели увлажнения — соотношения
осадков и испаряемости.
Ведущая вместе с теплом роль воды в системе ландшафтной
оболочки основана не только на питании растений и формирова¬
нии вод суши. Влагооборот определяет миграцию химических эле¬
ментов и геохимические особенности ландшафтов, например засо¬
ленность почв пустынь и промывной режим подзолистых почв в
зоне хвойных лесов.
4. Зональность. Сочетание тепла и влаги, или атмосферное
увлажнение в каждом поясе, кроме экваториального, весьма
различно. На этой основе внутри поясов формируются зоны.
Их называют естественноисторическими, природными, географи¬
ческими или ландшафтными; эти названия можно принять как
синонимы.
Зоной или шаровым поясом в геометрии называется, как изве¬
стно, часть поверхности шара, заключенная между двумя парал¬
лельными плоскостями, пересекающими шар. В соответствии с
этим совокупности однородных природных образований, вытяну¬
тые с запада на восток перпендикулярно оси вращения Земли, уже
давно стали в науке называть зонами — климатическими, почвен¬
ными, растительными.
Если зональность отдельных компонентов природы, и в первую
очередь климата, растительности и почв известна из опыта людей
задолго до географических обобщений, то учение о географиче¬
ской зональности возникло только на рубеже XIX и XX столетий.
Поясы и зоны — это части и целое. Совокупность зон образует
пояс. В океане столь узких полос, как зоны суши, нет.
В северном полушарии выделяют следующие зоны: ледовую,
тундровую, хвойных лесов или таежную, широколиственных лесов,
лесостепную, степную, пустынную умеренную, субтропических ле¬
сов, пустынную тропическую, саванновую, экваториальных лесов.
Между перечисленными зонами выделяют переходные: лесо¬
тундровую между тундровой и лесной, полупустынную между
степной и пустынной и др. Понятие «переходная зона» условное —
некоторые исследователи считают их основными, особенно лесо¬
степную.
Каждая зона распадается на подзоны. Например, в степной
397
зоне СССР выделяют северные разнотравные степи на чернозе¬
мах й южные сухие типчаково-ковыльные на темно-каштановых
почвах.
Зоны и подзоны получали название по растительному покрову
суши, так как растительность — наиболее яркий показатель или
индикатор природного комплекса. Однако нельзя смешивать зоны
растительности с географическими. Так, когда говорят степная
зона растительности, имеют в виду преобладание в данном районе
мезоксерофильиых травянистых растений. Понятие «степная зона»
включает равнинный рельеф, полуаридный климат, черноземные
или каштановые почвы, степную растительность, а также леса и
заливные луга в долинах и только этой зоне свойственный живот¬
ный мир. Словом, степи, как леса и болота, хотя и называются
по характеру растительного покрова, представляют собой
природный комплекс. И теперь, когда степи распаханы, степная
зона все равно существует, потому что, хотя травянистая рас¬
тительность заменена культурной, другие черты природы со¬
хранялись.
Г5. Региональность. Океанско-континентальный перенос тепла
и влаги дифференцирует зоны на регионы или провинции зон^
Западно-восточная дифференциация не одинаково проявляется в
разных широтах. В умеренном поясе благодаря западному пере¬
носу регион наибольшей континентальное™ сдвинут от центра к
востоку (западно-восточная диссимметрия).
[Деление на секторы и регионы не означает предела дифферен¬
циации; любая подзона и регионы могут быть расчленены на бо¬
лее мелкие таксономические едини1да Региональные различия об¬
условлены во многом историей развития природы региона. Напри¬
мер, в Северо-Западной Европе, испытавшей оледенение, хвойные
представлены только елью европейской (Picea excelsa) и сосной
(Pinus silvestris); ель сибирская (Picea abovata) занимает неболь¬
шую площадь на севере; сосна сибирская или кедр (Pinus sibiri-
са) расселился только до бассейна Печоры.
В целом географическая оболочка зонально-региональна.
Гб. Различная форма зон. Конфигурация материков и их макро¬
рельеф определяет размер и простирание зон^ В Северной Амери¬
ке ширина степных зон оказалась больше их длины, и они при¬
обрели «меридиональное простирание». В Средней Азии зона по¬
лупустынь имеет форму дуги. Сущность зональности при этом
не изменяется.
Г*7- Зоны-аналоги. ■ Каждая из континентальных зон имеет свой
аналог в приокеанских секторах. При избыточном и достаточном
увлажнении возникают два варианта одной и той же зоны,! напри-
мер, тайга приатлантическая в Норвегии и тайга континентальная
в Сибири. При недостаточном увлажнении аналогами оказывают¬
ся разные зоны, например, внутриматериковым степям соответст¬
вуют широколиственные леса близ океана. Ниже приведена
схема мелкомасштабного районирования географической
оболочки:
398
С севера на юг
С запада на восток
Северное и южное полушария
Географические пояса
Географические зоны
Материковые и океанические
лучи
Географические секторы на суше
и в океане
Регионы зон на суше
(в. Вертикальная поясность в горных странах. ^
9. Диссимметрия географической зональности. (Географическая
зональность диссимметрична относительно плоскости экватору]
Солнечная радиация распределяется пропорционально cos<p и,
следовательно, симметрично в обоих полушариях. Поэтому геогра¬
фические пояса полушарий в общем одинаковы — два полярных,
два умеренных и т. д. Но антисимметрична литогенная основа
зональности, и географические зоны северного полушария весьма
отличны от соответствующих им в южном. Например, большой
лесной зоне северного полушария в южном соответствует океан
и лишь небольшой регион лесов в Чили; в северном умеренном
поясе внутриматериковые^лустыни занимают большие площади,
а в южном их нет вовсе. [Диссимметрия увеличивается в направ¬
лении от экватора' в средние широты/) Северный и южный'умерен¬
ные пояса настолько различны, дто требуют каждый самостоятель¬
ного описания. К. К. Марков (1963) полярную диссимметрию
географической оболочки считает структурой первого' порядка,
выше зональности. .Это утверждение совершенно справедливо.
В. Б. Сочава (1963) считает, что именно тропический и два вне-
тропических пояса выступают в качестве структур первого поряд¬
ка, на фоне которых проявляется диссимметрия. Этот автор тоже
прав. Дело в том, что К. К. Марков и В. Б. Сочава пишут о гео¬
графических образованиях разных структурных уровней: первый
о зонах, второй о поясах. Безусловно, что географические пояса —
тропический и внетропический — структуры первого порядка, свой¬
ственные и океанам, и материкам. Географические зоны на мате¬
риках северного полушария принципиально отличны от зон в океа¬
не южного полушария и в формировании их материковая диссим¬
метрия Земли существеннее зональности.
flO. Различные темпы изменчивости природы. Отдельные обла¬
сти биосферы характеризуются различными темпами изменчиво¬
сти природы в процессе ее развития^ Известно, что океанская фау¬
на изменяется относительно медленнее, чем наземная. Следова¬
тельно, океан представляет собой область более консервативную,
чем материки.
И на суше изменчивость природы не одинакова в разных зонах.
Причем это относится не только к органическому миру, а ко всем
географическим условиям. Более консервативной оказывается при¬
рода низких широт. В жизненном оптимуме экваториального поя¬
са колебания географических условий никогда не опускаются до
того минимального уровня, на котором организмы должны приспо¬
сабливаться к новым условиям и изменяться. В умеренных широ-
399
тах даже незначительные кЬлебания температуры или влажности
климата, геоморфологических или гидрологических условий соз¬
дают новую для организмов среду и вызывают необходимость их
перестройки; здесь сравнительно быстро выпадают одни виды рас¬
тений и животных и образуются другие.
ПП. Зоны с большим и малым участием живого вещества. Не¬
смотря на то что вся биосфера развивается при непрерывном и
активном участии живого вещества, в ней есть зоны как с коли¬
чественно большим, так и с количественно малым непосредствен¬
ным участием жизни] (Гожев, 1956). К первым относятся гилея,
саванна, степная, лесостепная и лесная зоны умеренных широт;
ко вторым — ледовые, пустынные и полупустынные зоны. Около
половины Мирового океана (в удаленных от берегов акваториях)
тоже биологически мало продуктивна. В первой группе зон суши
и океанских областей жизненные условия оптимальны, во второй
набд;одается пессимум.
{12. Роль прогресса живого вещества в развитии географической
оболочки. Качественный прогресс неживой материи имеет верх¬
ний предел — переход от неживого к живому л Развитие современ¬
ной географической оболочки — биосферы обусловлено прогрес¬
сом живого вещества.
Современная стадия развития природы поверхности Земли —
географической оболочки — результат эволюции органической жиз¬
ни и взаимодействия ее с косным веществом. Развитие направля¬
лось эволюцией живой материи по внутренним причинам и изме¬
нением географических условий. Поэтому природу земной поверх¬
ности — неживую и живую изучать можно только на базе их глу¬
бочайшего взаимодействия.
(Основная роль живого вещества в географической оболочке —
увеличение ее энергетики путем аккумуляции солнечной энергии.
В этом — энергетическая основа развития Земли^
Становление Земли как космического тела — геологическая ис¬
тория — появление жизни — эволюция органического мира — раз¬
витие географической оболочки — появление человека — все это
стадии общего прогресса материи.
[13. Целостность — взаимодействие — развитие. Наиболее суще¬
ственные черты географической оболочки как сложной природной
системы, ее суть — это целостность, взаимодействие частей и раз¬
витий
Экваториальный пояс. .Экваториальный пояс освещения —
самый длинный на Земле: он опоясывает ее по большому кругу,
Географический, или ландшафтный, экваториальный пояс суши
занимает небольшую площадь, так как в этих широтах господст¬
вует океан: протяженность средней параллели пояса — экватора
по океану 30 800 км, а по суше только 9200. Далее, благодаря
наклону оси вращения Земли к плоскости эклиптики с севера и
с юга к географическому экватору близко подходят зоны пере»
менной циркуляции атмосферы, отрезая большие площади от эква*
ториального пояса к субэкваториальному. В восточных частях
400
материков экваториальных широт — в Восточной Африке и Восточ¬
ной части Амазонской низменности пассаты еще не испытывают
шероховатости материков и отдают только небольшую часть своей
влаги. Здесь отчетливо выражен сухой период, климат и ландшаф¬
ты субэкваториальные.
^Наиболее типично природа экваториального пояса (мощные
вечнозеленые постоянно влажные леса — гилея) выражена в тех
частях материков, где воздушные массы поднимаются по рельефу._/
Наибольшую территорию влажные экваториальные леса занимают
в Южной Америке — всю Западную часть Амазонской низменности
и склоны Анд — и выходят на Бразильское и Гвианское нагорья
уже в субэкваториальные широты. Это обусловлено и общей
влажностью климата Южной Америки, и подъемом влажного
воздуха при подходе к Андам.
В Африке, несмотря на ее положение по обе стороны от эква¬
тора, площадь гилеи невелика — от Гвинейского залива до верх¬
него течения Конго, между 5 и 6° ю. ш. и с. ш. Она сжата сухими
пассатами.
В Азии дождливые леса занимают Индонезию, Малакку и про--
стираются на север до склонов Гималаев (до 30° с. ш.), что обус¬
ловлено особенностями муссонной циркуляции (см. выше) и рель¬
ефа^ Южной Азии.
Св гилее преобладают два главных типа ландшафтов: а) лес¬
ной затопляемый и заболоченный и б) лесной незатопляемый^
На периферии экваториального пояса леса уже листопадно-вечно¬
зеленые, переходные к субэкваториальным.
Субэкваториальные пояд^Их два: один в северном, другой
в южном полушариях. Северный простирается на 120° с запада
на восток и от 5 до 25° с севера на юг. Он включает Панамский
перешеек, Гвианское нагорье и восточную часть Амазонской низ¬
менности, Африку от бассейна Нигера до верховьев Нила, Сома¬
ли, Индостан, Индокитай и Филиппины. В южном полушарии
соответствующий пояс меньше. На юг он идет только до 20° ю. ш.,
а по долготе простирается на 80°; в нем лежат Бразильское на¬
горье, Центральная Африка (бассейн Замбези и Великих озер) и
Северная Австралия.
Площадь субэкваториальных поясов больше, чем экваториаль¬
ного, и, несмотря на видимость переходного характера пояса, при¬
рода его глубоко самобытна. Многие черты природы унаследованы
по крайней мере с палеогена.
Наиболее существенная черта субэкваториальных поясов —
переменная циркуляция атмосферы, заключающаяся в сезонной
широтной миграции экваториального минимума и соответственно
смене влажного экваториального воздуха сухим тропическим, в
наличии сезона дождей и сухого сезона. Этим обусловлена резко
выраженная сезонная ритмика всех процессов.
Таким образом, субэкваториальный режим влагооборота надо
рассматривать в качестве «нормального» для Земли, обусловлен¬
ного космической причиной — положением оси вращения Земли.
401
При большем угле наклона экваториальный пояс исчез бы. В суб¬
экваториальном поясе две природные зоны: а) субэкваториальных
лесов и б) саванн.
Субэкваториальные леса в виде узкой зоны примыкают к ги-
лее. Они переменно влажные и листопадные.
Для зонального типа ландшафта саванн характерно сочетание
участков с травянистым покровом с отдельными деревьями, груп¬
пами деревьев, небольшими лесами или зарослями кустарников.
В зависимости от длительности сухого периода зона саванн
распадается на три подзоны: 1) влажных саванн и саванновых
лесов, расположенная близ пояса гилеи; 2) сухих саванн с редко¬
лесьями или отдельными деревьями, занимающая средние терри¬
тории пояса; 3) опустыненных саванн и кустарников, примыкаю¬
щая к зонам тропических пустынь.
Типичный саванновый материк — Африка. Даже на экваторе
в Восточной Африке гилеи нет и . природа субэкваториальная. Это
объясняется близостью Аравии, в силу которой северный муссон
сухой.
В Южной Америке саванны есть на Бразильском нагорье, в
Оринокской и восточной части Амазонской низменности. Здесь
• они обусловлены зависимостью влагооборота от рельефа.
В Азии саванны занимают небольшую площадь и не типичны,
поскольку даже южные полуострова лежат в тропических, а не
субэкваториальных широтах. И все-таки благодаря муссонной цир¬
куляции и горному поясу Гималаев природа их не пустынная,
а субэкваториальная. Более того, поскольку Индостан и Индоки¬
тай вдаются в океан, они не так засушливы, как типичные саван¬
ны, и на‘них произрастают редкостойные леса, а по склонам Га¬
тов— даже влажные.
Для всего жаркого пояса характерен ландшафт мангровых
зарослей. Они распространены на низких морских берегах, под¬
верженных приливам. Мангровые представлены вечнозелеными
кустарниками или лесами чрезвычайно характерной формы — с
изогнутыми стволами, с ходульными и дыхательными корнями.
Значительные площади саванн освоены.
В океане субэкваториальные пояса выражены пассатными
течениями.
Тропические пояса. Тропические пояса — широты господства
жаркого и обычно сухого воздуха и на материках, и на океанах;
формирующегося в тропических антициклонах. Опускающиеся воз¬
душные массы дают начало пассатам. Два планетарных географи¬
ческих пояса пустынь тропических широт прерываются лесными
регионами на восточных берегах материков (см. раздел о влаго-
обороте). Средними параллелями поясов почти точно служат тро¬
пики; симметрия зон пустынь относительно астрономических тро¬
пических кругов доказывает обусловленность их положения накло¬
ном оси вращения Земли. Изменение силы Кориолиса в тропиче¬
ских широтах, как уже говорилось, вызвало сосредоточение здесь
барических максимумов. Пояса пустынь, таким образом, есть не
402
частное явление, вызванное отдельно взятыми факторами, на¬
пример величиной материков, а общепланетарное. Положением
материков объясняется только западно-восточная асимметрия
пояса.
Северный тропический пояс на материках простирается от
10° с. ш. у Аденского залив.а до 34° с. ш. в бассейне верхнего
Инда — на 24° с севера на юг и на 120° с запада на восток. Юж¬
ный, поскольку материки к югу выклиниваются, несколько мень¬
ше. Южная его граница всюду совпадает с 30° ю. ш., северная
в Африке достигает 16° ю. ш.; ширина пояса 14°, длина на суше
85°.
Сезоны года в северном и южном поясах антихронны (про¬
тивоположны во времени).
Через весь континент зона пустыни протянулась только в Се¬
верной Африке; более того, она простирается в Аравию и после
перерыва в бассейн Инда (пустыня Тар). В данном случае оче¬
видна зависимость площади пустынь от близости Африки и Азии,
от материковости северной половины восточного полушария.
Внутри материков пустыни есть еще в Австралии.
В обеих Америках и Южной Африке пустыни приурочены
только к западным берегам (Калифорнийская, Атакама и полу¬
пустыня Калахари).
Столь большие различия в положении пустынных регионов,
а также разница в природе пустынь объясняются вариациями
взаимодействия океан — атмосфера — материк: а) величиной и
интенсивностью холодных течений у западных берегов, б) величи¬
ной, конфигурацией и рельефом материков, в) вызванными этими
особенностями циркуляции атмосферы.
На восточных берегах материков в тропическом поясе, увлаж¬
няемых воздушными массами восточного переноса,— на Юкатане
и Флориде, на берегу Бразилии, в Мадагаскаре, на полуострове
Йорк и в Восточной Азии находятся регионы влажных тропиче¬
ских лесов, переходящих в глубь материков в сезонно-влажные
листопадные, а затем в саванны.
На океане тропические пояса в обоих полушариях весьма от¬
четливы. Здесь господствуют тропический воздух и антициклоны.
Им соответствуют повышенная соленость, низкое плодородие и
большая прозрачность воды и система круговых течений.
Субтропические пояса. Субтропики характеризуются пребыва¬
нием в этих широтах летом тропического, зимой умеренного воз¬
духа. Это не переходные, а самостоятельные пояса. Их географи¬
ческое положение определено наклоном оси вращения Земли (зоны
переменной циркуляции), а также величиной кориолисовой силы
(смещение антициклонов в тропические широты).
Размещение регионов субтропической природы, особенности
климата и ландшафтов каждого из них зависят также от рельефа
материков — литогенной основы развития ландшафтов и взаимо¬
действия в системе океан — атмосфера — материк.
Средняя параллель субтропических поясов —356 с. ш. и ю, ш.
403
Это оси средиземных поясов разлома земной коры в обоих полу¬
шариях.
Северный субтропический пояс включает Северную Африку,
южную полуостровную Европу, Переднюю Азию, Южный Крым,
Кавказ, юг Средней и часть Центральной Азии, Средний Китай
и Южную Японию. В Старом Свете он протягивается на 133°
долготы. В Северной Америке субтропики простираются от полу¬
острова Калифорния и Сан-Франциско до северной Флориды и
юго-востока США на 45° долготы.
Самые северные пределы субтропического пояса лежат на
46° с. ш. на Балканском побережье Адриатического моря; самые
южные — в Калифорнии и в Среднем Китае, где он подходит
к тропику.
Южный субтропический пояс на суше несравненно меньше се¬
верного. Он протягивается только на 76° по долготе сравнительно
небольшими массивами: Чили и Аргентина' между 35 и 40° ю. ш.,
юг Африки, юг Австралии и Северный остров Новой Зеландии.
Южный пояс располагается на южных окраинах материков (кроме
Америки) и не может рассматриваться как средиземный."
Большое протяжение суши по долготе обусловливает форми¬
рование регионов трех типов: западных, центральных и восточных.
В южном полушарии, где массивы суши меньше, внутриматерй-
ковые регионы отсутствуют.
В западных регионах со средиземноморским климатом естест¬
венные зональные ландшафты представлены жестколистными суб¬
тропическими лесами и зарослями маквиса, часто вторичными.
На большой африканско-европейско-азиатской суше эта зона про¬
стирается от Гибралтара до Передней Азии.
В Америке Кордильерами и Андами она прижата к Тихому
океану и выражена небольшими регионами около Сан-Франциско
и Сантьяго.
В Южной Африке и в Австралии территории со средиземной
природой невелики, так как материки заканчиваются на 35° ю. ш.
В центральных частях материков, куда слабо проникают воз¬
душные массы западного переноса, находятся области континен¬
тального субтропического климата, известные под названием сухих
субтропиков: Анатолия, Иран, Ирак, бассейн Куры, юг средне*-
азиатских республик, южные штаты Среднего Запада США и се¬
вер Мексики, Аргентина южнее нижней Параны, внутренние рай¬
оны Южной Африки и юг Австралии.
Климат сухих субтропиков — более аридная разновидность
средиземного. Резко пересеченный рельеф пояса разлома создает
пестроту в распределении осадков и тепла. Оставляя в стороне
детали этой мозаики, всю местность можно разделить на три ча¬
сти: горные склоны, подножья и равнины.
На равнинах распространены ландшафты степей, сухих степей,
полупустынь и пустынь. В предгорьях характерны кустарник и ред¬
колесья. В горах проявляется, вертикальная поясность.
Субтропические и частично тропические страны — родина
404
земледелия, которое сначала было только орошаемым,— Месо¬
потамия, Египет, Индия, Китай и др.
На восточных берегах материков субтропического пояса климат
муссонный; это влажные субтропики: Средний Китай, Юг Японии,
Юго-Восток США, Уругвай и соседние территории Бразилии
и Аргентины, Юго-Восток Африки, Юго-Восток Австралии в рай¬
оне Сиднея. Близок к этому климат влажных субтропиков Закав¬
казья — Колхидской низменности и Батуми.
Естественный ландшафт влажных субтропиков — постоянно
влажные смешанные леса. Они почти всюду заменены антропоген¬
ными ландшафтами, главным образом полями.
В Южной Африке и в Австралии ландшафты влажных субтро¬
пиков ограничены на юге берегом, на севере горами. Регионы
влажных субтропиков под влиянием холодных муссонов в Азии,
антарктических ветров в Южной Америке и Лабрадорского течения
в Северной Америке смещены в сторону тропиков.
Северный умеренный пояс. В средних широтах земного шара
литосфера антисимметрична относительно плоскости экватора:
огромным материкам северного полушария в южном соответст¬
вует сплошное океанское кольцо.
Северный умеренный пояс на суше протягивается от Ирлан¬
дии до Камчатки на 175° и от Аляски до Ньюфаундленда на 100°,
всего, таким образом, на 275° долготы.
Ширина его по меридиану больше !/з всего полушария. Самая
южная точка лежит в Северном Китае на 33° с. ш., а самая север¬
ная на Скандинавском полуострове почти на 70° с. ш.; протяжен¬
ность по меридиану 37°. Очевидно влияние Гольфстрима в Евро¬
пе и зимнего муссона и Куросио в Азии.
В южном полушарии в умеренные широты заходят только юж¬
ная оконечность Америки, половина Тасмании и часть Южного
острова Новой Зеландии.
Эксцентричность литосферы вызвала такую существенную раз¬
ницу между умеренными поясами полушарий, что характеризовать
их надо только порознь.
Северный умеренный пояс характеризуется наибольшим для
Земли разнообразием зональных ландшафтов. На северных его
пределах тайга переходит в лесотундру Таймыра, а на южных
умеренные пустыни Средней Азии граничат с субтропическими.
Режим тепла и влаги, все компоненты природных зон настолько
различны, что есть смысл разделить этот пояс на два: 1) умерен¬
ный и 2) бореальный.
Первый включает зоны пустынную, полупустынную, степную,
лесостепную и смешанных лесов в материковых секторах Евразии
и Северной Америки и широколиственных лесов в приокеанских.
Бореальный пояс совпадает с зоной хвойных лесов, или тайги;
сюда же можно отнести лесотундру, поскольку она скорее пере¬
ходная зона.
Разница между умеренным и бореальным поясами довольно
глубокая. В первом атмосферное увлажнение изменяется от доста¬
405
точного к скудному и дифференциация на зоны вызывается именно
величиной увлажнения, взятой, конечно, в сопоставлении с теплом;
во втором увлажнение всюду избыточное и решающее значение
в формировании зон имеет количество тепла.
Граница между поясами обозначена переходом от серых лес¬
ных почв в смешанных лесах и черноземов в степях к подзоли¬
стым почвам в зоне тайги. Почвенный покров, названный В. В. До¬
кучаевым «зеркалом природы», довольно четко отражает природу
зон и поясов.
В приокеанских секторах умеренно теплого пояса находится
зона широколиственных лесов. В Европе она простирается от Да¬
нии до Пиренеев и от Ирландии до Белоруссии. Севернее и вос¬
точнее широколиственные леса переходят в смешанные хвойно¬
широколиственные. После огромного перерыва в материковом
секторе широколиственные и смешанные леса вновь появляются
на Дальнем Востоке в среднем течении Амура, на север идут
почти до 50° с. ш., а на юге постепенно переходят в субтропиче¬
ские.
В Северной Америке зона постоянно влажных широколиствен¬
ных и умеренно влажных смешанных лесов занимает приатланти-
ческие территории США и Канады, область Великих озер, Аппа¬
лачи и бассейн Огайо.
Ландшафты дальневосточного и американского регионов от
европейских отличаются богатством видового состава лесов. Объ¬
ясняется это отличие их историей развития в плейстоцене. Леса
Европы, зажатые между материковым ледниковым щитом и гора¬
ми альпийского пояса, погибли от холода, а американские и вос¬
точноазиатские леса мигрировали на юг и избежали губительного
действия плейстоценового оледенения, хотя в Америке леднико¬
вый покров и доходил до Огайо.
Спектр зон и ландшафтов несравненно больше в материковых
секторах умеренного пояса, чем в приокеанских: пустыни, полу¬
пустыни, сухие степи, степи, лесостепье и смешанные, а в Сибири
мелколиственные леса (рис. 155).
В наиболее аридных районах — в Средней и Центральной
Азии, в Казахстане и в Большом Бассейне — субтропические полу¬
пустыни и пустыни, описанные выше, переходят в умеренные, про¬
стирающиеся до северных берегов Каспия, Арала и Балхаша
в Евразии и реки Колорадо в Америке.
В отличие от тропических пустынь в умеренных в естествен¬
ном состоянии почти вся поверхность закреплена растительным
покровом. Развеваемые пески — временное образование, обязан¬
ное обычно неумеренному выпасу скота.
Ландшафты зоны пустынь объединяют общие черты, связан¬
ные с крайней сухостью климата. В то же время они и довольно
разнообразны. В средней части зоны, в области распространения
аллювиальных песков, пустыни саксауловые и кустарниковые.
На севере при переходе к зоне полупустынь расположена подзона
полынно-солянковых пустынь. Каменистые пустыни с их щебени¬
406
стой или галечниковой поверхностью почти лишены растительно¬
сти. В Средней Азии таких пустынь мало; их больше в Централь*
ной Азии и в Большом Бассейне.
В долинах рек ландшафты луговые и тугайных лесов.
Пустыни умеренных широт, как и субтропические,— районы
древнего орошаемого земледелия.
По мере уменьшения теплового баланса, а главным образом
по мере нарастания атмосферного увлажнения пустыни через
узкую полосу сухих степей переходят в широкую зону степей
в Евразии и прерий в Америке.
Зона степей умеренного пояса начинается в Средне-Дунайской
низменности и протягивается до Забайкалья и Монголии. В Север¬
ной Америке зона прерий находится восточнее Кордильер.
Наиболее существенной чертой природы степной зоны следует
считать недостаточное (от 90 до 60%) атмосферное увлажнение.
Недостаточным увлажнением объясняется безлесие водоразделов
и, следовательно, преобладание в естественном состоянии травя¬
нистой, главным образом злаковой растительности. Им же опре¬
деляется и тип почвообразования: здесь образуются черноземы—■
наиболее плодородные на Земле почвы.
4 В настоящее время почти все степи, за исключением заповед¬
ных, распаханы. Однако использование степей в сельскохозяйст¬
венных целях зависит от их естественной генетической основы.
Степная зона Северной Америки — прерии — на западе огра¬
ничена Кордильерами. Ее ширина больше длины. Часто такое
положение зоны ошибочно расценивается как ее вытянутость
с севера на юг.
При приближении увлажнения к 90 и 100% (по новейшим дан¬
ным эта изолиния проходит на юге лесной зоны) степи сменяются
лесостепью. Северная граница лесостепи приблизительно совпа¬
дает с изотермой 20°, южная с 22° С июля. Главное отличие лесо¬
степной зоны от степной состоит в циркуляции атмосферы: лесо¬
степи находятся уже в поле циклонической деятельности не толь¬
ко зимой, но и летом.
В лесостепной зоне степные ландшафты чередуются с лесными.
Зона распадается на два региона: западный или европейский, где
леса образованы широколиственными породами, в основном ду¬
бом, и восточный, или сибирский, в котором лесные колки (или
рощи) состоят из мелколиственных: березы и осины.
Южный умеренный пояс по мегарельефу антисимметричен се¬
верному: он почти целиком расположен на океане. Площадь суши
в нем ничтожна. Только на западном берегу Анд, открытом мор¬
ским воздушным массам западного переноса и циклонам, произ¬
растают приокеанские постоянно влажные леса. На востоке, в Па¬
тагонии, ландшафт принято называть «степным», хотя в сущности
это верещатники. В Южной Тасмании рельеф горный, ландшафт
лесной. Ландшафты Южного острова Новой Зеландии повторяют
чилийскогпатагоиекие: на юго-западе на небольшой площади про¬
израстает лиственный лес, на востоке.,—злаковые фитоценозы.
407
Южная тайга I Смешанные леса I
I I
Тундровые I Подзолистые и. болотные
I I
Дерново — подзолистые I
Рис. 155. Схема сочетания основных природных компонентов и изменение
/ — температура самого теплого месяца. 2 — атмосферное увлажнение, 3 — моховая,
лиственная, 8— древесная широколиственная растительность, 9 — ковыли, 10 — типчак
сового горизонта,
Северный бореальный пояс. В северной части средних широт
на огромных пространствах Евразии и Северной Америки прости¬
рается самая обширная на Земле зона — зона хвойных лесов, по¬
лучившая сибирское название тайги. Ее южная граница у Верх¬
него озера достигает 47° с. ш., а северная на Кольском полуост¬
рове поднимается до 68° с. ш. Еще дальше на север — до озера
Таймыр (близ 75° с. ш.) простирается лесотундровая зона.
Гидротермические условия бореального пояса характеризуются
уменьшением годового количества солнечного тепла до пределов,
исключающих произрастание сначала широколиственных (южная
граница пояса приблизительно совпадает с изотермой июля 18°С),
а затем и хвойных (по северной границе пояса проходит изотерма
июля 10°С — предел созревания семян деревьев).
Атмосферное увлажнение становится избыточным — от 100 до
140%. Повсеместно распространены ледниковые отложения, мор- !
фоскульптурный рельеф молодой. Климат и рельеф обусловили
густоту и многоводность рек, обилие озер и заболоченность боль¬
ших территорий.
Обилие осадков определяет пролювиальный режим почв, при
котором развиваются подзолы; они мало плодородны.
Ледниковый покров и холодный климат плейстоцена уничтожи¬
ли бывшую до них растительность; поэтому современная флора
бедна видами.
В бореальном поясе выделяются три основных ландшафта:
1) хвойных лесов, 2) болотный и 3) заливных лугов. Часты вто¬
ричные мелколиственные леса и суходольные луга.
В Евразии зона хвойных лесов протягивается от западных
408
Лесостеще
_100%
4
Разнотравная
степь
4
Ф>о®Ро2о
Ковыльная \ Типчакодая \ Полупустынях Пустыня
степь ! степь ! !
25%
1
I I j
9 ! I Г "—ш
М е
деградиро-
данные
до 100см
’ 125с
р н о\
тучные и \
мощные I
,
I——!—' 40cm j
I
л/ I Каштановые i Серозные
j з e мы j и Засаленные
i о&ыкнобен- южные [ j
I ные i I
зональных типов ландшафтов в материковом секторе северного полушария:
4 — травянистая, б — кустарниковая, £ —-древесная хвойная, 7 —древесная мелко-
и полыни, // — различная пустынная, 12 — непокрытая почва, 13-— мощность гуму-
14 — мощность почвы
берегов Скандинавского полуострова до восточных берегов Кам¬
чатки. На западном склоне Скандинавских гор и в Шотландии
хвойные леса из ели и сосны, выше переходящие в мелколиствен¬
ные березово-осиновые. От восточного склона Скандинавских гор
до Урала простирается европейская темнохвойная тайга.
В зависимости от грунтов, рельефа и влажности почвы хвой¬
ные леса образуют ландшафтные типы лесонасаждений: а) ель¬
ники разных видов, б) сосняки, или боры, тоже многообразные,
в) вторичные мелколиственные — березовые и осиновые леса.
В Западной Сибири произрастают также леса из пихты, листвен¬
ницы и кедровой сосны.
В Восточной Сибири на вечно мерзлых грунтах господствуют
светлые редкостойные леса из лиственницы даурской, а на Кам¬
чатке— из каменной березы.
В Канаде зона темнохвойной тайги тянется от Ньюфаундленда
и Новой Шотландии через бассейны Великих озер в южную поло¬
вину Аляски и в Кордильеры. Здесь северные хвойные леса посте¬
пенно переходят в субтропические калифорнийские богатого фло¬
ристического состава.
В зоне тайги непременный и характерный тип местности со¬
ставляют болота.
Болотом называется местность, на которой под влиянием из¬
бытка воды сформировался особый растительный покров, нако¬
пился слой торфа глубиной не менее 30 см; почвообразование
идет по болотному типу, поселились свои животные и образовался
специфический микроклимат. Болота, таким образом, представ¬
ляют собой природный комплекс.
27 Заказ 371
409
Образование болот происходит двумя способами: а) забола¬
чиванием водоразделов и б) заболачиванием озер, стариц, пойм
и других низин.
При заболачивании водораздельных массивов на избыточно
увлажненной почве первыми поселяются зеленые мхи, особенно
кукушкин лен. Его отмершие остатки накапливаются, и поверх¬
ность болота постепенно повышается. Когда она достигает такой
высоты, на которую грунтовые воды уже не поднимаются, болото
переходит в стадию только атмосферного олиготрофного питания.
В этих условиях поселяется сфагновый мох. В результате накоп¬
ления торфа водораздельные болота становятся выпуклыми, или
верховыми. Их поверхность может подниматься на 6—10 м над
окружающей незаболоченной местностью.
Зарастание озер описано выше. Образующиеся из них низин¬
ные болота неизбежно переходят в верховые сфагновые. На вер¬
ховые болота приходится около 80% всей заболоченной площади
умеренных широт (около 350 млн. га).
Кроме зон с избыточным увлажнением — лесной умеренных
широт, гилеи и тундровой, где болота — типичный природный комп¬
лекс, они спорадически распространены или встречаются одиноч¬
но и в других зонах. Типы болот весьма разнообразны. В их рас¬
пространении отчетлива и широтная зональность, и меридиональ¬
ная региональность.
Болота препятствуют освоению земель, поэтому их осушают.
Однако болота имеют и положительное значение. Они регулируют
уровень подземных вод и сток, служат местом обитания.
И последний, основной тип местности зоны хвойных лесов —
луга. Лугом называется территория с травянистой растительно¬
стью, со средней степенью увлажнения (в степях она недостаточ¬
ная, а в болотах избыточная) и с дерновыми почвами. Луга в
лесной зоне бывают двух типов: заливные, или пойменные, и сухо¬
дольные.
Во всех регионах лесной зоны, особенно в Европе и в Северной
Америке, на больших площадях естественные лесные ландшафты
заменены полями, садами, сельскими поселениями и городами.
На атлантическом побережье от Пиренеев до Норвегии во
влажном и ветреном океаническом климате на бедных песчаных
сильно промытых или заторфованиых почвах распространены вере¬
щатники или вересковые пустоши. Многие из них появились на
месте сведенных лесов.
На океанах северного полушария умеренный и бореальный поя¬
са выражены переходом теплых тропических течений Гольфстрима
и Куросио в Североатлантическое и Северотихоокеанское.
В бореальный пояс из Арктики проникают холодные течения.
Южный умеренный и бореальный пояса в основном океанские.
Северный холодный субарктический, или субполярный, пояс.
Он занимает северную периферию Евразии и Америки. Его южная
граница следует за береговой линией (объясняется летним нагре¬
ванием суши) и зависит также от теплых и холодных океанских
410
течений. В Скандинавии благодаря Нордкапскому теплому тече¬
нию холодный пояс узкий и расположен севернее полярного круга.
В середине континента, на Таймырском полуострове и на Лене,
южная граница пояса поднимается до 72° с. ш. В Северо-Восточ-
ной Азии у берегов холодного Охотского моря она спускается
южнее 60°/а в бассейне Гудзонова залива даже до 50° с. шм до
широты Ла-Манша и Киева.
Солнечного тепла мало. Южная граница пояса приблизительно
соответствует изотерме 10°, а северная 0°С июля. Уже на неболь¬
шой глубине (около 30 см) грунт схвачен вечной мерзлотой.
Осадков мало — от 300 до 100 мм, испарение еще меньше, атмо¬
сферное увлажнение избыточное — до 150%.
В этих условиях древесные насаждения произрастать не могут,
типичны тундровые ландшафты. Тундрой называется комплекс
безлесных моховых, мохово-кустарниковых и лишайниковых фор¬
маций, приспособившихся к климатическому и почвенному песси-
муму. На северных пределах почвы и тундровые ландшафты обра¬
зуются только пятнами; это уже полярная пустыня.
В тундровой зоне выделяются ландшафты трех видов: тундро¬
вые, болотные и пойменные луга.
Первый и самый типичный для зоны ландшафт — кустарнико¬
вая тундра.
Второй тип ландшафтов тундровой зоны — болота. Не следует
думать, что тундра заболочена сплошь, хотя действительно болот
в ней много. В долинах крупных рек находятся заливные поймен¬
ные луга.
На Алеутских и Командорских островах и полуострове Рыбачь¬
ем тундры представлены морской разновидностью — субарктиче¬
скими лугами с зарослями ивы, переходящие с высотой в вере¬
щатники, а затем в гольцы.
Южный бореальный пояс. В южном полушарии в субполярных
широтах безраздельно господствует океан. Тундровые ландшафты
встречаются спорадически на редко разбросанных островах и зоны
не образуют. На Фольклендских (51—52° ю. ш.) островах пред¬
ставлена каменисто-лишайниковая тундра с зарослями березы
и ивы; Южная Георгия (54—55° ю. ш.) лежит на границе Антарк¬
тической ледовой зоны.
Полярные пояса, или пояса вечного мороза. Северный и южный
полярные пояса противоположны по мегарельефу — первый мате¬
риковый, второй — океанский. Однако климаты их имеют много
общих черт.
На суше Арктического пояса выделяются три типа ландшаф¬
тов: 1) островные ледники, 2) полярные пустыни (на островах
Врангеля, Новосибирских, Северной Земле и Канадском архипе¬
лаге) и 3) арктические тундры, обычно пятнистые на границе
с тундровой зоной.
В Антарктиде почти сплошные материковые льды, среди кото¬
рых известно около 20 оазисов. Они находятся или на побережье,
или на Антарктическом полуостров'е. Площадь самого большого из
27*
41!
них, расположенного на Земле Виктории, 4000 км2. Площадь дру¬
гих от 500 до 6 км2 и меньше. Антарктические оазисы — это участ¬
ки обнаженных горных пород. Общая их площадь, по данным
Е. С. Короткевича, около 30—40 тыс. км2. Образуются оазисы
там, куда затруднен приток льда. Причина их возникновения —
резкое снижение альбедо на темной поверхности горных пород по
сравнению со льдами.
Ниже приведена система географических поясов Земли и зон
суши:
Пояса Земли
Экваториальный
Два субэкваториальных
Два тропических
Два субтропических
Северный умеренный
Северный бореальный
Южный умеренный и бо¬
реальный
Северный субполярный
Два полярных
Зоны и крупные регионы
1) гилеи
2) субэкваториальных лесов, 3) саванн
4) тропических пустынь, 5) саванн,
6) тропических лесов
7) субтропических вечнозеленых лесов
и кустарников, 8) смешанных ле¬
сов, 9) полупустынь, 10) субтропи¬
ческих пустынь
11) широколиственных лесов, 12) сме¬
шанных лесов, 13) лесостепья,
14) степей. 15) полупустынь, 16) уме¬
ренных пустынь
17) тайги
18) разобщенные участки лиственного
леса и островных тундр
19) тундры и лесотундры
20) полярных пустынь, 21) ледовые
Высотная поясность. В горных странах, как уже говорилось,
горизонтальные природные зоны суши сменяются высотными поя¬
сами, а на возвышенностях ландшафты варьируют в пределах
двух соседних зон.
Высотная поясность в горах обусловлена падением с высотой
температуры воздуха и увеличением количества осадков и атмо¬
сферного увлажнения. В самых общих чертах вертикальные кли¬
матические изменения аналогичны зональным, но не тождествен¬
ны им. Интенсивность солнечной радиации с высотой в горах
возрастает, а в направлении от экватора к полюсам падает. Атмо¬
сферное давление в горах последовательно и монотонно умень¬
шается, тогда как между экватором и полюсами есть зоны бари¬
ческих максимумов и минимумов. В горизонтальном направлении
гумидные и аридные зоны чередуются, в вертикальном количество
осадков с высотой (до 3000 м) тоже возрастает. Сток атмосфер¬
ных вод и дренаж местности с подъемом в горы увеличивается,
чего не наблюдается по мере движения к полюсам. Кроме того,
высотные пояса любой горной страны, каждого хребта и даже
отдельных его склонов качественно индивидуальны.
Вертикальная поясность всегда начинается с той горизонталь¬
ной зоны, в которой находится горная страна. Выше пояса сме¬
няются в целом так же, как горизонтальные зоны, до области
412
полярных снегов. При этом, конечно, выпадают пояса, аналогич¬
ные таким зонам, условия которых в горах повториться не могут.
Например, на склонах вулканического массива Кении, располо¬
женного на экваторе, от подножья до высоты 1200 м простирается
пояс влажных экваториальных лесов. Выше его, до 3000 м, идут
саванны и горные леса (нижняя часть этого пояса обработана).
Рис. 156. Соотношение площадей (в %) основных типов почв на
Земле (по Л. И. Прасолову и Н. Н. Розову)
В пределах высот от 3000 до 4800 м находятся горные луга, за
которыми следуют вечные снега. Хотя на склонах Кении природа
изменилась от экваториального леса до ледников, ее высотные
пояса далеко не повторяют всех горизонтальных зон, располо¬
женных между ее подножьем и полюсами.
В горах Южного острова Новой Земли всего два пояса — арк¬
тических тундр и вечных снегов. С широтой изменяется не только
количество поясов, но и их высотные пределы.
Соотношение территорий, приходящихся на различные горизон¬
тальные географические зоны и на ландшафты горных стран, луч¬
ше всего показывает сравнение размеров площадей основных
типов почв, поскольку растительный покров в значительной сте¬
пени изменен деятельностью людей (рис. 156). Некоторые обоб-
413
Таблица 58
Некоторые количественные показатели зональных типов ландшафтов
Зоны
Радиационный
баланс, Мдж#м2-год
(ккал/см2* год)
Сезон вегетации,
декады
Увлажнение, %
Валовое увлаж¬
нение, мм
Максимальная
транспирация,
г/1 г сырого ве¬
щества в 1 ч
Продуктивность
фитомассы, ц/га
Потребление хи¬
мических элемен¬
тов, кг/га
Тундровая ....
620
(15)
4
150
240
0,43
25
110
Таежная ....
1250
(30)
10
149—100
370
0,50
70
250
Широколиственных
лесов ........
1880
(45)
17
149—100
540
120
550
Лесостепье ....
1840
(44)
17
99—60
380
0,51
110
500
Степная .....
1920
(46)
19
59—30
300
0,54
90
450
Субтропических ле¬
сов
2300
(55)
26
99—60
700
'
200
1000
Пустынная . . * .
2090—1930 (50—70)
24
29—13
100
1,5-3,9
20
100
Саванновая . . . .
3140
(75)
22
99—30
650
120
600
Г илея
3070
(73)
26
150—100
1400
0,01
400
2000
щенные годовые показатели основных зональных типов ландшаф¬
тов на равнинах по В. Р. Волобуеву, Н. Н. Иванову и А. М. Ряб-
чикову приведены в табл. 58.
ВЛИЯНИЕ ОБЩЕСТВЕННОЙ ДЕЯТЕЛЬНОСТИ ЛЮДЕЙ
НА ПРИРОДУ ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ
Долгий и трудный путь становления человека закончился
100—60 тыс. лет назад появлением Homo sapiens — человека ра¬
зумного. Он создал орудия труда, предметы быта и культуру,
относящиеся к позднему палеолиту.
К концу палеолита, около 50 тыс. лет назад, появилось родо¬
вое общество. Население Земли в это время, по ориентировочным
данным, составляло около 3 млн. чел., темп роста был медлен¬
ным — примерно 15% за 1000 лет. В неолите с развитием родового
общественного строя (12—7 тьис. лет назад) произошло расселе¬
ние людей по всем природным зонам. Это — важный этап в исто¬
рии народонаселения (георасселение по И. М. Забелину, 1970).
За 2000 лет до н. э. население достигло 50 млн. чел., а темп роста
поднялся до 40% за тысячу лет. В рабовладельческом обществе
при дальнейшем развитии производительных сил появились вели¬
кие культуры древиостй, системы народов, но не было еще систе¬
мы человечества, не было взаимодействия между народами в гло¬
бальных размерах. Не возникла она и в эпоху феодализма, в ран¬
нее средневековье. К 1000 г. н. э., по приблизительным данным,
население Земли составляло около 275 млн. чел.
Развитие производительных сил зарождающегося капитализма
и великие географические открытия способствовали более интен¬
сивному заселению Земли. Появилось планетарное взаимодейст¬
414
вие коллективов и возникло человечество как единая всепланетная
система, как организованное целое. К 1650 г. народонаселение
увеличилось до 550 млн. чел., значительным стал и темп роста:
после 1600 г. для удвоения населения потребовалось всего 200 лет.
В росте численности человечества решающее значение принад¬
лежит развитию производительных сил общества. В 1900 г. на
Земле проживало 1617 млн., в 1920—1811 млн., в 1940 г.—
2295 млн., в I960'г.— 2982 млн., а в 1974 г. уже 3930 млн. чел.
На рубеже XIX и XX столетий для удвоения народонаселения
потребовалось 100 лет, а в середине столетия — только 50 лет.
По материкам население распределяется следующим образом
(в млн. человек): в Европе (без СССР) 474, в Азии (без СССР)
2240, в Африке 387, в Северной и Центральной Америке 340,
в Южной Америке 216, в Австралии и Океании 21.
По прогнозам ООН, к 2000 г. население Земли может достиг¬
нуть 6—7 млрд. чел.
Возникновение человечества в истории нашей планеты — это
развитие на ней еще одной оболочки или сферы, названной
В. И. Вернадским ноосферой — сферой разума. Эта оболочка вен¬
чает ряд частных — лито-, атмо-, гидросферу и комплексную гео¬
графическую.
С организацией человечества природа вступает в новую фазу —
в этап планетарного процесса преобразования природы людьми.
Система человечества потребляет больше ресурсов, чем сумма
этого же количества людей: требуется материал и энергия на
работу самой системы. В период становления человечества, во
время и после Великих географических открытий география реша¬
ла важные задачи покорения людьми земного пространства. Те¬
перь перед ней стоит следующая по времени задача — изучения,
мобилизации, сохранения и воспроизведения природных ресурсов.
Эта общая задача распадается на множество других, из которых
главные следующие: проблема жизненного пространства, пробле¬
ма земельных фондов и продовольственных ресурсов, изменение
гидросферы и проблема водных ресурсов, изменение атмосферы
и проблема чистого воздуха, проблема глубины изменения ланд¬
шафтов.
С одной стороны, человек — часть природы, часть географиче¬
ской оболочки, а с другой — он разумом и общественной органи¬
зацией поднялся над другими компонентами природы и на совре¬
менной стадии исторического развития стал силой, воздействие
которой на природу достигло глобальных размеров и встало в ряд
с основными планетарными процессами.
Приступая к краткому рассмотрению названных проблем, не¬
обходимо напомнить, что некоторый и’з нМ Ьйх'одя’г за пределы
физической географии и подробно изучаются другими науками.
Проблема земельных фондов и продовольственных ресурсов.
Она будет решаться на каждом этапе общественного развития в
соответствии с социальным прогрессом и техническими достиже¬
ниями.
4i5
Таблица 59
Использование земли (в % от общей площади) по частям света
Части света
Земли про¬
мышленного
назначения
Земледельче¬
ские площади
Луга и паст¬
бища
ев
а
й>
С?
Непригодные
земли
Европа
5
32
19
26
18
Азия
2
21
15
21
41
Африка
1
И
23
26
39
Северная Америка
3
12
18
33
34
Южная Америка
1
8
19
47
25
Австралия и Океания
1
5
51
8
35
Антарктида . . .
0
0
0
0
10
Вся суша
2
13
19
27
39
Сейчас земледельческая площадь на Земле составляет
19 млн. км2, или 13% суши; чистая посевная площадь 17,8 млн. км2,
или 12,2% (Рябчиков, 1972). По материкам и странам распреде¬
ление ее неравномерное (табл. 59).
С ростом населения увеличится площадь земель промышлен¬
ного назначения, изменится соотношение земледельческой, паст¬
бищной и лесной и резко сократится площадь, которую пока счи¬
тают непригодной.
Из общей мировой площади пашни занято (данные на 1970):
зерновыми 762 млн. га, или 53,4%, техническими культурами
174,0 млн. га, или 12%, картофелем 22,5 млн. га, или 1,6%.
Ежегодный сбор зерна в мире составляет 1 млрд. 248 млн. т.
Площадь, занятая полевыми культурами, составляет около
1 млрд. га. Из них в Азии 37%, в Европе 26%, в Америке 26%.
Производство наиболее распространенных зерновых составляет:
пшеницы 316, риса 305, кукурузы 259, а всех зерновых 1248 млн. т
(табл. 60).
Таблица 60
Площадь посева и урожай зерновых культур в 1966 г.
(Ковда, 1971)
Показатели
Пше¬
ница
Рожь
Ячмень
Овес
Куку¬
руза
Рис
Мировая площадь, млн. га
Урожай, ц/га
218,1
12,2
27.1
13.1
69.1
15.2
30,7
15,3
99,4
22,7
125,5
20,3
И тем не менее, по данным ООН, от голода страдает от ’/з
до '/г населения Земли. К 2000 году, когда население возрастет
до 6 млрд. чел., производство зерна должно быть по крайней мере
удвоено.
416
Путей увеличения производственных ресурсов несколько. Преж¬
де всего можно расширить земледельческую площадь до 30%
суши (Ковда, 1969) за счет осушения, орошения, распашки кустар¬
никовых территорий (без учета урбанизации).
Рост производства продовольствия возможен также путем уве¬
личения удобрений, выведения новых сортов растений, расширения
мелиорации, борьбы с водной и ветровой эрозией.
При создании растениям оптимальных условий урожай, на¬
пример, пшеницы может быть увеличен до 80—120 ц/га.
Солнечная радиация и хорошая агротехника позволяют полу¬
чать в разных широтах следующий урожай биомассы с 1 га:
В настоящее время используются только 3% ежегодного при¬
роста фитомассы. Из урожая только 10% превращается в продо¬
вольствие.
Еще слабо и пока только экстенсивно используются пищевые
ресурсы океана. В будущем будет развиваться морское хозяйство.
В некоторых странах оно уже развивается.
В 1970 г. на 1 человека приходилось 0,7 пашни, в том числе
орошаемой 0,4 га. Предполагается, что к 2000 году норма пашни
на душу населения не увеличится, а в связи с ростом населения
даже уменьшится. Обеспечение продуктами населения будет осу¬
ществляться за счет продуктивности земледелия, в том числе оро¬
шаемого (Рябчиков, 1972). Оценка возможностей будущего опти¬
мистическая, что логически следует из повышения общего уровня
цивилизации.
Такая оценка основана еще и на том, что ресурс обеспечения
человечества продовольствием — солнечная радиация использует¬
ся далеко не полностью — пока только 1 % и только немногие
культуры потребляют до 4—5%. По данным советских ученых,
возможно использование для фотосинтеза 10% солнечной энергии.
В тропических широтах, где ресурсы солнечной радиации наиболь¬
шие, она используется лишь в немногих странах Южной и Юго-
Восточной Азии. С этой точки зрения тропические широты при ус¬
ловии обеспечения их подземной водой могут быть районами буду¬
щего развития хозяйства.
Таким образом, ландшафтная оболочка обладает большими
возможностями увеличения продовольственных ресурсов. Челове¬
чество по мере роста своей численности их использует. За послед¬
ние 20 лет производство продуктов питания возросло на 70—75%.
Нехватка продовольствия в современном мире вызвана не природ¬
Широты, град
Возможный урожай, т/га
0—10
10—20
20—30
30—40
40—50
50-60
60—70
113—75
100—62
88—60
60—40
40—25
27—23
25—15
417
ными, а социальными факторами. Дальнейший рост производства
продуктов будет обеспечен как социальным, так и научно-техниче¬
ским прогрессом.
В процессе общественного производства люди значительно из¬
менили ландшафтную оболочку. Большая часть этих изменений
прогрессивная, поскольку человек всегда сознавал теснейшую за¬
висимость своего существования от природной среды, понимал
ошибочность такого подхода к природе, который выражается не¬
простительным термином «покорение природы», вместо утвержде¬
ния вековечного с ней содружества.
Прогрессивное воздействие людей на географическую оболочку
выражается прежде всего в уже отмеченном освоении малопродук¬
тивных земель. Люди вывели новые сорта растений, называемых
культурными.
Землю населяет около 500 000 видов растений. Из них человек
использует в той или иной мере 23000 видов. Среди цветковых
насчитывается 2897 видов съедобных растений. Из дикой флоры
человечество вывело около 6000 видов культурных растений.
В этом числе 90 видов — это наиважнейшие растения, дающие че¬
ловечеству незаменимые продукты питания, корм для животных и
растительное сырье («Биосфера». Под ред. В. А. Ковды, 1971).
Видовое разнообразие растений распределено неравномерно по
Земле. Места наибольшего видового разнообразия флоры оказа¬
лись центрами происхождения культурных растений. Н. И. Вавилов
выделил семь основных очагов сосредоточения сортовых ресурсов
главнейших сельскохозяйственных культур: 1) Переднеазиатский,
2) Средиземноморский и 3) Среднеазиатский; они дали пшеницу,
ячмень, овес, рожь, горох, чечевицу, тыкву, капусту, люпин, люцер¬
ну, лен, свеклу, виноград, оливковое дерево, яблоню, вишню, хлоп¬
чатник; 4) Индийский; он дал рис, сахарный тростник, цитрусовые,
хлопчатник и другие менее известные у нас культуры; 5) Цент¬
ральноамериканский и южноамериканский — родина картофеля,
кукурузы, фасоли, арахиса, подсолнечника, хлопчатника, тыквы,
томата; 6) Китайский; он дал чайное дерево, цитрусовые, сливу,
просо, сорго, гречиху, сою, фасоль; 7) Эфиопский — родина пше¬
ницы, ржи, кофе.
Очаги культурных растений занимают небольшую площадь; это
горные районы, обычно расположенные близ пустынь; они, следо¬
вательно, характеризуются разнообразием природных условий.
Раньше, чем выведение культурных растений, началось одомаш¬
нивание животных. В мезолите одомашнена собака, в неолите
свинья, овца, коза, крупный рогатый скот, а позднее лошадь.
В странах древнего земледелия одомашнены многие птицы, кошка,
кролики, в Америке — ламы. Позднее домашними стали пчелы и
тутовый шелкопряд.
Переходную форму от диких к домашним животным состав¬
ляют маралы и пятнистые олени, а также звери, разводимые в
клетках.
Крупный рогатый скот, собаки и свиньи приручались во многих
418
местах, поскольку предки их имели широкий ареал. Очаги одомаш¬
нивания других животных совпадают с центрами древнего земле¬
делия в бассейнах Нила, Тигра и Евфрата, Ганга, Инда, Амударьи,
Хуанхе и в Андах.
Вместе с тем содержание человечества обходится природе до¬
вольно дорого. Особенно отчетливо это проявляется в заметном
ухудшении животного мира, особенно фауны суши. За последние
два века полностью исчезли более 150 видов животных. Сейчас на
грани уничтожения находятся еще около 1000 видов. В Нью-Йорк¬
ском зоологическом саду стоит 200 «могильных памятников» унич¬
тоженным животным. На территории Советского Союза не был
истреблен и не вымер ни один вид; находившиеся на грани гибели
были спасены и сейчас охраняются: бобры, сайгаки, лоси, уссу¬
рийский тигр, белый медведь, красный волк, гепард, лесной олень
и многие другие, всего 70 видов.
Дикие животные служат генетическим фондом современного
животноводства. По ряду показателей они превосходят домашних,
что и используется для улучшения разводимых пород. Каждый вид
животных выполняет строго определенную функцию в биологиче¬
ском равновесии в природе. До вмешательства людей фауна каж¬
дой территории была саморегулирующейся системой. Человек изъ¬
ял из нее некоторые звенья и получил отрицательные последствия.
Например, волки выполняли роль санитаров, поедая заболевших
и ослабевших животных. С уничтожением волков среди животных
распространились болезни, которые ведут к уменьшению их чис¬
ленности. В настоящее время волк во многих районах реабилити¬
рован. В Норвегии уничтожили ястребов, потому что они поедали
куропаток, но после этого число птиц не увеличилось.
Следовательно, управление дикой фауной должно быть осно¬
вано на научном учете роли каждого звена природной системы.
Изменение гидросферы и проблема водных ресурсов. Планета
Земля исключительно богата водой. На каждого жителя нашей
планеты сейчас приходится 400 млн. м3 воды. Запасы ее на суше
к тому же непрерывно возобновляются в процессе влагооборота.
Например, речной сток оборачивается 33 раза в год. Это значит,
что 1 раз в полтора месяца человечество может забирать всю реч¬
ную воду и осадки ее восстановят.
Обилие воды породило у людей беспечное отношение к водным
ресурсам, которые кажутся неисчерпаемыми. В результате бес¬
печного отношения к воде уже в средине XX в. возникла резкая
диспропорция между потребностями в воде и ее наличием. До это¬
го времени водная проблема была уделом аридных стран, сейчас
она приобрела глобальный характер. Особенно остра водная про¬
блема в индустриальных странах Западной Европы, в США и в
Японии. Организация Объединенных Наций принимает решитель¬
ные меры к исследованию подземной части гидросферы и решению
гидрологических проблем.
Анализируя изменения гидросферы в процессе деятельности
людей, необходимо помнить, что различные части ее неравнознач¬
419
ны и по-разному доступны для использования. По этому признаку
все природные воды делятся на три категории: 1) доступные —
речной сток, пресные озера, подземная вода слоя активного водо¬
обмена; именно эта вода рассматривается в качестве водных ре¬
сурсов; 2) ограниченно или потенциально доступные — леднико¬
вая, океанская соленая, глубокая подземная вода; она может быть
использована при экономически оправданных затратах на ее до¬
бычу и транспортировку к месту потребления; 3) практически не¬
доступные— физически и химически связанная в земной коре и
биологически связанная вода.
При современной технике более 98% воды планеты нельзя от¬
нести к доступным, поскольку она засолена. Некоторые страны
пользуются опресненной морской водой, но она очень дорога.
В I960 г. в мире опреснялось около 100 тыс. м3 в сутки, что со¬
ставляет только одну-две тысячных процента мирового водо¬
забора.
Далее, материковая часть гидросферы крайне неравномерно
распределена по территории. Выше был показан огромный диапа¬
зон слоя стока между пустынными и избыточно увлажненными
зонами. Неравномерность сглаживают артезианские бассейны,
которые обнаружены всюду, кроме Южной Африки. И еще одна
особенность гидросферы в ее доступной для использования части—
неравномерность стока во времени. Только 30% мирового стока
(а в нашем климате только 20%) приходится на устойчивый грун¬
товый, остальные на паводочный. Сейчас в значительной мере
сток регулируется.
Описанные природные предпосылки возникновения водной
проблемы вызывают лишь необходимость перераспределения вод¬
ных ресурсов во времени и между зонами. Они не касаются коли¬
чества пресной и чистой воды, которой вполне достаточно. Водная
проблема возникла в связи с характером использования воды
людьми.
При оценке изменения гидросферы человеком надо учиты¬
вать два процесса: а) увеличение населения и б) темпы роста по¬
требления воды, опережающие прирост населения. Например, в
США за 60 лет с 1900 по 1960 г. население удвоилось, а потреб¬
ление воды возросло в 6 раз. В этой стране в 1900 г. использова¬
лось 6% водных ресурсов, в 1960 г. — 27%, а в 1980 г. предполага¬
ется использование 50% максимально возможного стока.
По расчетам Г. П. Калинина (1968), к 2000 году человечество
использует половину всех вод суши; отработанная вода, как из¬
вестно, загрязняет чистую. Столь быстрый рост потребления воды
вызван развитием индустрии в целом и появлением новых отрас¬
лей промышленности в частности: на производство 1 т стали рас¬
ходуется 250 м3 воды, а при выделке синтетических волокон —
свыше 5000 м3 воды. Но самой большой статьей расхода воды
служит разбавление отработанных и загрязненных сточных вод.
Так называемый безвозвратный (для стока) водозабор расходу¬
ется на испарение и химическое связывание воды в процессе
420
производства. Современная промышленность ежегодно химически
связывает около 100 млн. м3 свободной воды (С. Л. Вендров).
Мировой водозабор, по расчетам М. И. Львовича (1962), оцени¬
вается в 3300 км3, а расход на разбавление сточной воды прибли¬
жается к 6000 км3.
Увеличение потребления воды — это естественный процесс,
объясняющийся не только ростом народонаселения, но и повыше¬
нием его благосостояния: в домах без водопровода на 1 чел. рас¬
ходуется не более 50 л, а с водопроводом до 400 л воды в сутки;
потребление воды в промышленности тоже показатель роста. Од¬
нако почти везде потребление воды выше научно обоснованных
норм. В коммунальном хозяйстве теряется 20%, половина чистой
воды городских водопроводов расходуется на охлаждение в про¬
мышленности, хотя здесь можно использовать непитьевую воду.
Особенно велики непроизводительные потери воды при искус¬
ственном орошении — на испарение, фильтрацию в грунт и бес¬
полезные сбросы расходуется до 70% начального объема. До по¬
ле# доходит не более 7з воды источника орошения, а с учетом
испарения с почвы используется лишь 15—20% водозабора.
Там, где на орошение расходуется артезианская вода, ресурсы
ее уменьшаются. Например, в южных штатах США расход на
орошение в 140 раз превышает восполнение артезианских вод, и
уровень их катастрофически падает. В 1910 г. запасы грунтовых
вод в США оценивались в 490 км3, а к 1959 г. их осталось только
62 км3 (Коронкевич, 1970). Вслед за этим значительные участки
суши опускаются.
Беспечное отношение к воде, особенно в капиталистических
странах, ярче всего проявляется в загрязнении гидросферы, и в
этом заключается главная угроза водоснабжению населения бу¬
дущего. Применяемая сейчас очистка воды на частных предприя¬
тиях малоэффективна. В США lU сточных вод сливается без очи¬
стки, но и «очищенные» загрязняют 5—10-кратный объем чистой
воды.
Сейчас загрязнена почти Vs часть мировых водных ресурсов.
По данным американских ученых, в США не осталось ни одной
крупной речной системы, свободной от отходов. Загрязнены и на
краю гибели Великие озера. Отравлена вода Рейна и некоторых
других рек Западной Европы.
Нередко химический режим водоемов нарушается не от беспеч¬
ности, а от незнания природы. Например, сток в Женевское озе¬
ро очищался, пропускались только питательные вещества
в надежде, что они удобряют воду. Оказалось, что это
удобрение вызвало рост планктона, который в огромном коли¬
честве стал изымать кислород. В результате стали гибнуть
животные озера.
Обмен веществ в географической оболочке изменяется также
в процессе использования минерального сырья. Отходы и потери
производства загрязняют почву и воды суши свинцом, медью, ура¬
ном, мышьяком, содержание которых увеличивается в 100—250
421
раз против естественного. Нефть загрязняет океан, нарушая газо¬
вый режим воды.
Мировой водохозяйственный опыт, накопленный к настоящему
времени, дает основание для оптимистического воззрения на бу¬
дущее водных ресурсов, но только при пересмотре методов исполь¬
зования гидросферы и тщательной охране водоемов. Пути реше¬
ния водной проблемы намечаются следующие:
I. Технические: а) сокращение сброса сточных вод и расшире¬
ние оборотного водоснабжения заводов на замкнутых циклах;
б) совершенствование способов очистки отработанной воды, в) ис¬
пользование части сточных вод после соответствующей ее очистки
для орошения, г) экономия воды, раздельные водопроводы для
пищевой и промышленной воды, д) уменьшение водяного охлаж¬
дения и переход на воздушное, е) технический прогресс (напри¬
мер, в Японии уже изобретен способ плавки металла на атомной
энергии без доменных печей и мартенов).
II. Гидролого-географические. Они заключаются в управлении
влагооборотом и изменении водного баланса суши. Этот путь сле¬
дует понимать не как абсолютное увеличение объема воды, а как
воспроизводство наиболее ценных видов водных ресурсов — устой¬
чивого грунтового стока, запаса подземных вод, увеличение поч¬
венной влаги за счет паводочного стока, ледников, минерализо¬
ванной воды и др. Эти способы решения водной проблемы вклю¬
чают: а) регулирование речного стока, б) искусственное пополне¬
ние или магазирование подземных вод за счет паводочного стока;
магазирование в подземных скважинах лучше устройства водо¬
хранилищ, так как при этом не заливаются ценные поймы; сюда
может сливаться и отработанная вода, ибо она в земле очищается;
сейчас в США искусственное пополнение подземных вод дает
2 млрд. л воды в сутки; у нас оно применяется в засушливых обла¬
стях; в) регулирование склонового стока и снегозадержание.
В СССР на склоновый сток расходуется 70 км3 воды, на снег, сно¬
симый ветром, 30 км3. На испарение с почвы тратится свыше
140 км3, половина объема транспирации. Уже сейчас в СССР в
зонах неустойчивого увлажнения задерживается 20 км3 поверх¬
ностного стока; в ближайшем будущем склоновый сток будет
уменьшен вдвое, снос снега на 7з> а непродуктивное испарение на
15—20%. Это даст неорошаемому земледелию около 80 км3 воды
в год.
Оптимистическая оценка водных ресурсов может быть реаль¬
ностью только при бережном использовании и охране природных
вод.
Изменение атмосферы и проблема чистого воздуха. Естествен¬
ное загрязнение атмосферы увеличивается при вулканических из¬
вержениях, при больших лесных пожарах, при пыльных бурях.
Например, пыль из Сахары достигает Гвинеи на юге и Франции
на севере. От природного загрязнения атмосфера сама очищается.
Иное дело с изменением воздуха промышленными предприятиями,
транспортными двигателями, неразумными действиями людей.
422
Современная крупная промышленность изменяет даже газовый
состав атмосферы. В ней содержится 1200-1012 т кислорода. Насе¬
лению всей Земли для дыхания требуется ежедневно примерно
9 -106 т, т. е. в миллионы раз меньше, чем запас его в атмосфере,
и при любом увеличении числа жителей Земли -проблема кисло¬
родного голодания не могла бы появиться. Она стала реальной в
связи с промышленным расходованием кислорода. Миллионы тонн
его добываются для технических целей, еще больше расходуется
на сжигание.
Советский ученый Ф. Ф. Давитая подсчитал, что в результате
сжигания промышленного и транспортного топлива ежегодно рас¬
ходуется 7, а может быть даже 13 млрд. т кислорода, тогда как
образуется его в год только 23 тыс. т. К тому же сжигание еже¬
годно увеличивается на 5%. При таком балансе через 180 лет
будет израсходовано 2/з запасов свободного кислорода. Приведен¬
ные здесь числа могут оказаться неточными, но тенденция умень¬
шения количества кислорода вне сомнения. Вырубая леса, убивая
загрязнением планктон океана, уменьшая площадь саванн и сте¬
пей, люди сокращают объем фотосинтеза, восстанавливающего'
свободный кислород. Кислородное голодание уже сейчас стало
реальным для жителей больших городов.
Проблема сохранения кислорода в атмосфере может быть ре¬
шена только одним путем — отказом от сжигания и переходом
на электрические и атомные двигатели.
В результате потребления топлива в атмосферу выбрасыва¬
ются продукты горения: ежедневно 200—250 млн. т золы и сажи,
до 100 млн. т сернистого газа, несколько миллиардов тонн угле¬
кислого газа. Много окиси углерода или угарного газа выбрасы¬
вают двигатели внутреннего сгорания, в -первую очередь автомо¬
бильные.
Четверть (по другим данным до 40%) мировых загрязнений
природы приходится на США. В годовом отчете Совета по изуче¬
нию качества окружающей среды за 1970 г. отмечается, что в
1968 г. в этой стране было выброшено в атмосферу 214 млн. т
вредных аэрозолей и газов, в том числе 100 млн. т угарного газа,
33 млн. т сернистого газа, 22 млн. т углеводородов, 28 млн. т
пыли, 20 млн. т окислов азота. Источники загрязнения следую¬
щие: 42% автомобили и самолеты, 14% заводы, 8% лесные пожа¬
ры, 5% сжигание мусора, 10% прочие источники (Рябчиков, 1972).
В атмосферу, воду и почву попадают химикаты, применяемые
в сельском хозяйстве для удобрения почвы, отравления вредите¬
лей, борьбы с сорняками. В высшей степени опасно проникновение
в воздух, воду и почву радиоактивных веществ.
Загрязнение атмосферы превосходит возможности ее самоочи¬
щения. Состав атмосферы изменяется, с одной стороны, путем
уменьшения количества кислорода, а с другой — путем увеличения
углекислого газа и вредных примесей. Этот процесс имеет два
следствия: а) совершенно очевидное ухудшение обмена веществ
в организмах, дыхания в первую очередь; б) менее очевидная, но
423
не менее реальная угроза, связанная с потеплением атмосферы.
Читателю уже известно, что СОг задерживает тепловое излучение
земной поверхности. Это приведет к потеплению климата, след¬
ствием чего будет таяние ледников и повышение уровня Мирового
океана. Если загрязнение атмосферы можно остановить, то борьба
с таянием льдов и повышением уровня океана выходит за преде¬
лы возхможностей человека.
Преодоление загрязнения атмосферы направлено по двум пу¬
тям; а) научно-технический прогресс и б) законодательство о ра¬
циональном использовании природных ресурсов и охране приро¬
ды. В социалистических странах последнее возведено в ранг госу¬
дарственной политики. Воздух наших городов и наши реки хотя
и не абсолютно чисты, но несравненно чище, чем в капиталисти¬
ческих странах.
СОВРЕМЕННЫЕ ЛАНДШАФТЫ
До начала XX в., когда народонаселение Земли было еще не¬
значительным, а техника сравнительно простой, деятельность
людей носила локальный характер, природа ею изменялась в от¬
дельных местах и природные процессы, изменяемые частично,
восстанавливались легко.
В средине XX в. с началом использования атомной энергии
индустриальная деятельность людей возросла до глобальных раз¬
меров и стала соизмеримой, как уже указывалось выше, с основ¬
ными планетарными процессами.
В настоящее время люди освоили и в той или иной степени из¬
менили ландшафты на 55% площади суши, а на 20% изменили
их коренным образом: выстроены города и села, на месте лесов
или степей появились поля, осушены болота, орошены пустыни,
появился антропогенный бедленд. В 900 г. 70% Европы было по¬
крыто лесами, сейчас они занимают только 25% ее площади. На
Земле в целом уничтожена половина лесов.
Поскольку народонаселение растет, хозяйственное освоение
территории и изменение естественных ландшафтов вполне законо¬
мерно. Отрицательное значение имеет превращение больших пло¬
щадей в хозяйственно бесполезные — в маквис и верещатник, в
подвижные пески, техногенный бедленд и т. д.
Созданные людьми ландшафты называются антропогенными,
техногенными или искусственными. Термины «антропогенный» и
«техногенный» не совсем удачны, поскольку ландшафты, которые
мы ими обозначаем, не созданы людьми, а только преобразованы
ими.
Оценивая глубину преобразования природы, надо прежде все¬
го выяснить, какие факторы подвергаются и какие еще не подвер¬
гаются воздействию людей.
Основные зональные компоненты ландшафта человек пока не
изменяет.
Солнечная радиация — энергетическая основа физико-географи¬
ческих процессов — остается вне деятельности людей. Почти не
424
поддается воздействию и циркуляция земной атмосферы; замена
лесов полями и создание водохранилищ изменяют ее лишь немно¬
го. Геологический фундамент и морфоструктурный рельеф добы¬
чей минерального сырья изменяется пока еще тоже незначительно.
Береговая линия моря немного смещена, только в Нидерландах да
в Токио дома начали строить в прибрежье. Следовательно, зо¬
нально-региональный ландшафтный фон остался, и только в пре¬
делах его распространяются техногенные ландшафты. Выяснение
этого факта важно в двух отношениях: во-первых, энергетическая
I база техногенных ландшафтов, оборот в них вещества и энергии
! остается зонально-региональным; во-вторых, антропогенные ланд-
| шафты всегда сочетаются с естественными. Сочетание естествен-
I ных и искусственных ландшафтов и называется современными
ландшафтами.
Прямому воздействию людей подвергаются растительный по¬
кров, животный мир, почвы, внутренние воды и частично океан¬
ские, состав воздуха и влагооборот в местном климате (за счет
регулирования стока, орошения и осушения территории).
Изменения естественных ландшафтов деятельностью людей за¬
висят от трех факторов: а) плотности населения; так редко раз¬
бросанные группы людей в амазонской гилее не в состоянии изме¬
нить ее природу, другое дело — современные большие города;
б) уровня развития техники, средствами которой даже малое чис¬
ло людей существенно изменяет ландшафт (при открытых горных
разработках и др.); в) социально-экономических условий, от спо¬
соба производства материальных благ. Стремление к максималь¬
ной прибыли в капиталистическом обществе приводит к чрезмер¬
ной эксплуатации природы и, естественно, к ее разрушению; об¬
щественная собственность на средства производства в социалисти¬
ческих странах позволяет планово регулировать использование
и воспроизводство природных ресурсов.
Глубина изменений, вносимых людьми в природу, в первом
приближении может быть разделена на две группы: а) нарушение
связей, при котором люди воздействуют на один-два компонента;
б) разрушение связей, при котором люди воздействуют на все
компоненты ландшафта; при этом появляются другие связи.
По степени изменений, вносимых человеком, все ландшафты мож¬
но разделить на шесть групп (Исаченко, 1965): 1. Неизмененные —
ледники, нетронутые участки экстрааридных тропических пустынь,
заповедники.
2. Слабо измененные — естественные луга и пастбища, водоемы,
правильно эксплуатируемые леса.
3. Нарушенные нерациональным использованием — вторичные
обедненные леса, маквис, кустарники.
4. Сильно нарушенные и превращенные в бедленд — эродиро¬
ванные, вторично засоленные, вторично заболоченные, развевае¬
мые пески, антропогенный карст, горные выработки.
5. Преобразованные, или культурные, — поля, сады, плантации
орошенные и обводненные, лесонасаждения, парки.
28 Заказ 371
425
6. Искусственные — города и села, дороги и коммуникации, пло¬
тины и водохранилища, горные разработки.
Соотношение антропогенных и естественных ландшафтов по¬
казывает, что хотя производственная деятельность людей и затра¬
гивает отдельные стороны природы, а не касается ее наиболее
существенных звеньев и территориально она распространяется на
отдельные угодья — поля, леса, реки и т. д., суммарный эффект
этих изменений значительный и уже приобрел планетарный харак¬
тер. ^Антропогенный ландшафт не обладает саморазвитием, не
сохраняется, не восстанавливается. 'Как только человек переста¬
нет его поддерживать, он неизбелйю возвращается к исходному
естественному. Например, хлебное поле, как бы много лет оно
ни распахивалось, предоставленное само себе, превращается в пе¬
релог или луг, потом в залежь, а затем зарастает лесом (в зоне
тайги) —сначала мелколиственным вторичным, затем исходным
хвойным. Следовательно, и культурный ландшафт — это часть
зонального, поддерживаемая деятельностью людей. Поскольку воз¬
действие людей постоянно и даже увеличивается, культурные
ландшафты не эфемерны, не временны.
Каждой географической зоне свойствен свой спектр искусствен¬
ных ландшафтов. Они возникают не иначе как на фоне и в грани¬
цах естественных. Сходные ландшафты (например, сады) в раз¬
ных природных зонах различны. Даже города, не говоря уже о
сельских поселениях, находящиеся в разных широтах, не могут
вырваться из рамок зональной природы: по климату и связанному
с ним отоплению домов, пригородному хозяйству, транспортным
условиям, по почвам, грунтовым водам, растительности парков,
животному миру и ряду других показателей.
После городского строительства, анализ которого выходит за
пределы задач физической географии, наиболее мощной формой
воздействия людей на природу следует считать распашку земель,
включая осушенные и орошенные.
Наиболее измененной оказалась природа зон, благоприятных
для земледелия: зоны степная, лесостепная и прерий распаханы
(и застроены) на 70%, муссонных лесов и саванн — на 40—60%,
смешанных и широколиственных лесов — на 40—50%, средизем¬
номорской природы — на 30—40%.
Орошается на Земле около 2,5 млн. км2, осушено около
0,8 млн. км2 (Рябчиков, 1972).
В Европе в целом, включая горы и другие неблагоприятные
для земледелия районы, распахано 40% территории. Наиболее
продуктивные территории — зоны широколиственных лесов, лесо-
степья и равнины Средиземноморья — освоены полностью, лесов
и естественных пастбищ осталось мало.
В Азии почти сплошь распахана земля в двух регионах: а) в
степи и лесостепи и б) в странах с муссонным климатом от Индо¬
стана до п-ва Корея и Японии. На равнинах Китая и в бассей¬
не Ганга распахано 80% площади. На равнинах аридной зоны —
в Передней и Средней Азии, в Индии находятся очаги древнейшего
426
земледелия на орошенных полях. Неорошенные земли в аридном
поясе Азии от Босфора и Аравии до Кореи используются в каче¬
стве пастбищ.
Ландшафты Северной Америки изменены так же, как и Ев¬
ропы. Равнины востока США и Канады в лесной зоне распаханы
на 60, в зоне прерий на 80%. Леса Канады и Кордильер значи¬
тельно вырублены. Субтропики США и Мексики, тропические
страны Центральной Америки освоены не только на равнинах, но
и в горах. Здесь, как и в Старом Свете, находятся очаги древней
культуры.
В Африке есть три района сильно измененных ландшафтов:
а) Северная Африка — страны Атласа и долина Нила с древней¬
шим земледелием, б) Эфиопия — один из мировых центров куль¬
турных растений и обработки полей, в) Южная Африка — совре¬
менная индустриальная страна. В Сахаре и на большей площади
остальной Африки при низком техническом уровне земледелия
ландшафты изменены незначительно, хотя животных также при¬
ходится сохранять в заповедниках.
В Южной Америке естественных ландшафтов сохранилось
больше, чем где бы то ни было. Во многие районы гилеи Амазо-
ний европейцы еще не проникли. Только в 1972 г. начато строи¬
тельство трансамазонской автострады. Леса покрывают 41% пло¬
щади материка, пастбища занимают 18%. Распахано только 9%
общей площади. Освоенные земли лежат в пампе Аргентины, са¬
ваннах Бразилии и на плоскогорьях Анд, унаследовавших культу¬
ру инков.
Весьма своеобразно идет изменение ландшафтов Австралии.
60% площади этого материка занимают пастбища, на 90% рас¬
положенные в саваннах, редколесье и кустарниках. Казалось бы,
что это — естественные ландшафты. Но в них широко применяется
травосеянье, удобрения, вспашка и даже орошение. Теперь, когда
в Австралии найдены артезианские бассейны, орошение постепен¬
но приведет к коренному изменению ландшафтов, к преобразова¬
нию их в антропогенные.
Заключение
Одна из важнейших закономерностей географической оболоч¬
ки— неуклонное ее усложнение, возрастание организованности,
развитие. В разных главах этой книги показаны основные стадии
этого развития: увеличение массы Земли — появление магнито¬
сферы и атмосферы — становление гидросферы — зарождение жиз¬
ни и образование биосферы — переход атмосферы в кислород¬
ную— эволюция животного мира — появление человека.
Человек — качественно особый феномен природы, и не только
земной, но и космической. Вся деятельность людей протекает в
географической оболочке — биосфере. Здесь прилагаются их уси¬
лия, воля и разум. Вооруженное техникой человечество превра¬
тилось в сильнейший фактор воздействия на природу земной по¬
28*
427
верхности; причем темпы развития техники несравненно выше
темпов эволюции естественных компонентов.
В XX в. количественное воздействие общественного производ¬
ства людей на земную природу стало так велико, что в развитии
географической оболочки произошел качественный скачок — она
перешла в новую фазу ноосферу — сферу разума (некоторые уче¬
ные называют ее техносферой). Естественно, что в связи с общим
развитием планеты изменились и задачи физической географии.
До XX в. она была описательно-познавательной, в XX столетии
ее основной задачей стало исследование природных ресурсов.
В настоящее время развитие физической географии переходит в
новую стадию — прогностическую. Прогноз должен включать пре¬
образование природы в интересах прогресса человечества.
ПРИЛОЖЕНИЕ
Симметрия и диссимметрия
в географической оболочке
Представление о симметрии, зародившееся как эмпирическое
обобщение на заре культуры, прошло длительный путь развития.
Основоположником теории симметрии в науке можно считать
французского кристаллографа и ботаника А. Бравэ (середина
XIX в.). Он рассматривал симметрию применительно к живым
организмам и к кристаллам. Наука того времени восприняла толь¬
ко вторую часть его учения.
В конце XIX в. Луи Пастер обнаружил. диссимметрию органи¬
ческих соединений. «Вселенная, — писал Пастер, — есть диссим-
метричный ансамбль. Я полагаю, что жизнь в том виде, как мы
ее знаем, должна быть функцией диссимметрии мира или следст¬
вий, из нее вытекающих» (М. Кюри, 1968).
Только после открытия диссимметрии и ее значения стало воз¬
можным применение учения о симметрии к природным объектам
и процессам. До тех пор пока наука имела дело только с симмет¬
рией и нарушение ее рассматривала как случайное и досадное
отклонение от нормы (т. е. до середины XIX в.), нельзя было по¬
нять всей глубины этого свойства природы.
В 1894 г. Пьер Кюри высказал три принципиальных для уче¬
ния о симметрии положения, которые В. И. Вернадский назвал
принципами Кюри.
1. Симметрия свойственна не только телам и фигурам. Это — со¬
стояние пространства. Она присуща всем физическим явлениям и
должна рассматриваться не только в кристаллографии, но и во
всей физике: «элементы симметрии... относятся ко всем физиче¬
ским явлениям без исключения» (М. Кюри, 1968).
Распространение учения о симметрии на все физические явле¬
ния, на физические поля и на все пространство имело огромное
значение и для физической географии. Перед ней открылось новое
поле исследований, у нее появились новые методы и теория ана¬
лиза процессов, явлений и объектов.
2. Соотношение симметрии и диссимметрии пространства —
поля и предмета — явления: «Когда в каких-либо явлениях обна¬
руживается определенная диссимметрия, то эта же диссимметрия
должна проявляться и в причинах, их породивших». Иными сло¬
вами, диссимметрия явления может быть вызвана только диссим-
метрией поля.
Каждое тело и явление по внутренним импульсам развивается
429
как симметричное. И если в нем некоторые элементы симметрии
исчезли и, следовательно, проявилась диссимметрия, то это вызвано
внешними причинами — диссимметрией среды, поля. Очевидно, что
река не имеет внутренних причин преимущественного эродирова¬
ния правого или левого берега. В природе таким преимуществом
в северном полушарии пользуются правые берега. Обусловлено
это внешней по отношению к водному потоку причиной — поворо¬
том плоскости горизонта в связи с вращением Земли.
Диссимметрия объекта не может быть количественно точным
отражением диссимметрии среды. Поскольку телу или явлению
имманентно присуща симметрия, объект всегда будет более сим¬
метричным, чем действующая на него причина. Отклонение водного
потока — реки или океанского течения — под действием вра¬
щения Земли сдерживается сопротивлением водной массы и бере¬
гов. В воздушных течениях, где это сопротивление меньше, откло¬
нение к востоку больше. Второй принцип Кюри дает нам осно¬
вание решать обратную задачу: по следствиям искать причину
диссимметрии.
3. Третий принцип.П. Кюри заключается в оценке роли дис¬
симметрии в развитии природы. Самим автором он сформулирован
следующим образом: «Необходимо отсутствие некоторых элемен¬
тов симметрии. Это и есть та диссимметрия, которая творит явле¬
ния» (подчеркнуто мною. — J1. Ш.). И далее: «Действия — это
явления, которые могут возникать в среде, обладающей некоторой
диссимметрией. Если этой диссимметрии нет, то явление невоз¬
можно» (П. Кюри, 1936).
В. И. Вернадский распространил положения П. Кюри на зем¬
ное планетное пространство.
Каждый объект и явление географической оболочки взаимодей¬
ствуют с окружающей средой. В однородной симметричной среде
объект развивался бы упорядоченно: между всеми его частями со¬
хранялось бы динамическое равновесие.
Обычно среда — поле не бывают однородными, и та симметрия,
которая была бы полной по имманентным причинам, оказывается
нарушенной, часть ее элементов исчезает, предмет или явление
становится несимметричным. В географическом пространстве
нарушение симметрии связано главным образом с правизной и
левизной (см. ниже), но вызывается и другими причинами. Напри¬
мер, вблны становятся диссимметричными под действием ветра
или тления о дно у отмелого берега; господствующими ветрами
или односторонним освещением нарушается правильность кроны
деревьев и др. Чем интенсйвнее и длительней это взаимодействие
со средой, тем большее число элементов симметрии исчезает,
объект становится все больше и больше диссимметричным. Сфор¬
мировавшаяся речная долина с крутым правым и пологим левым
берегами, с террасами и поймой несравненно диссимметричнее
почти правильной рытвины, молодой долины.
В ландшафтной оболочке диссимметрия вызывается действием
не одной, а ряда причин и выражается не в одном, а во многих
430
следствиях. Совокупность черт диссимметричного строения стано¬
вится уже структурной чертой объекта. Когда диссимметрия дости¬
гает критической количественной величины, происходят качест¬
венные изменения природного объекта и он становится другим.
Мы констатируем развитие. Выражение: «диссимметрия творит
явления» надо понимать в том смысле, что она является одной из
форм рождения нового.
Несмотря на общепотребительность и кажущуюся ясность, оп¬
ределение понятия «симметрия» только приблизительное. Истори¬
чески оно эволюционировало в соответствии с изменением пред¬
ставления о пространстве.
В античной древности симметрией называлась соразмерность,
гармония частей и красота в широком смысле. Затем изучали сим¬
метрию только отдельных предметов. Этим были продиктованы и
определения симметрии. Классическое из них дано Е. С. Федоро¬
вым: «Симметрия есть свойство фигур повторять свои части или,
говоря точнее, свойство их в различных положениях приходить в
совмещение с первоначальным положением» (Федоров, 1901).
В настоящее время наряду с определением симметрии, относя¬
щимся к отдельным предметам, наука все больше склоняется к
широкому толкованию этого понятия как соразмерности окружаю¬
щего нас материального мира, как совокупности различных сим¬
метрий в природе. Симметрия — свойство материи, а следователь¬
но, и географического пространства.
Нарушение симметрии обозначается термином «диссимметрия».
Диссимметричными, следовательно, называются такие объекты, у
которых одни элементы симметрии сохранились, другие нарушены.
По случайному недосмотру или ошибке в русской географии
объекты с нарушенной симметрией до сих пор называются асим¬
метричными. Так, речную долину, у которой один берег круче
другого, называют асимметричной. Из принципов Кюри следует,
что асимметричным или несимметричным следует называть только
такие объекты, у которых нет ни одного элемента симметрии, на¬
пример холм неправильной формы, геоид и др. ‘
Деление объектов на симметричные и асимметричные не ос-
ставляет места для тех из них, у которых симметрия даже в незна¬
чительной степени нарушена.
В 1957 г. А. В. Шубников ввел понятие об антисимметрии, под
которой он понимает равенство положительной и отрицательной
фигур. Антисимметричными оказываются, например, морская Арк¬
тика и материковая Антарктида, континентальное северное и океа¬
ническое южное полушария.
Таким образом, географические объекты могут быть: а) сим¬
метричными, б) диссимметричными, в) антисимметричными и
г) асимметричными.
Значительный шаг к разработке теории симметрии и диссим¬
метрии сделал И. И. Шафрановский (1968). Выявленные им уни¬
версальные виды симметрии на земной поверхности достойны быть
названы принципами Шафрановского.
431
Он пишет: «Универсальный закон симметрии, царящий на зем¬
ной поверхности, обусловлен шаровой симметрией гравитацион¬
ного поля Земли. Над каждым малым и большим участком зем¬
ной поверхности, над каждой ее точкой, существует конусообраз¬
ное поле силы земного тяготения. Оно, согласно принципу Кюри,
отпечатывается, частично или полностью, на всех телах, которые
растут на Земле. Если тело растет вверх, то оно приобретает фор¬
му, близкую к конической; если же оно растет горизонтально, то
сила тяжести делает его листообразным» (Шафрановский, 1968).
Симметрия конуса, как было показано в шестой главе, прояв¬
ляется в стратовулканах, горных вершинах, карстовых воронках,
камах и многих других формах рельефа. Симметрии листа под¬
чиняются аккумулятивные и денудационные равнины, дельты, ак¬
кумулятивные и эрозионные террасы, поверхности выравнивания,
пенеплены и другие горизонтальные образования на земной по¬
верхности. Следует иметь в виду, что здесь принята во внимание
лишь обобщенно взятая внешняя симметрия природных тел без
учета их внутреннего строения и мелких деталей.
В настоящее время кроме классической симметрии, категориями
которой мы привыкли мыслить, выявлены новые ее виды: криво¬
линейная, подобия, антисимметрия, гомологии и даже многоцвет¬
ная.
Существенным свойством географического пространства явля¬
ется правизна и левизна.
Симметрия покоится на однородности пространства, все точки
которого равноправны. Растущий или уменьшающийся объект не
может отдать предпочтения ни одному направлению — энергети¬
чески они равноценны. Но полная симметрия неустойчива и нару¬
шается при самом незначительном воздействии. В реальном гео¬
графическом пространстве однородность среды, в которой проте¬
кают географические процессы, нарушает осевое вращение пла¬
неты. На' всем географическом пространстве лежит неизгладимая
печать кЬриолисова отклонения движущихся тел. Неоднородность
реального пространства и отсутствие полной изотропности вызы¬
вается еще и изменением скорости осевого вращения в течение
геологического времени.
Меж^у «левизной» органических соединений, открытой Л. Па¬
стером, и проявлением право- и левосторонности направлений
движения в географической оболочке связи нет; это совершенно
различные явления. Диссимметрия органических соединений внут¬
ренне присуща живой природе, она связана с левосторонней кри¬
сталлизацией белков, жиров и углеводов. Лево- и правосторон-
ность движущихся воздушных и водных масс представляет собой
результат внешнего воздействия среды — «отпечаток» вращения
географического пространства. Более того, наличие правого и ле¬
вого, согласно второму принципу Кюри, доказывает неоднород¬
ность географического пространства.
Классическая симметрия — это симметрия зеркальная. Она оз¬
начает, что одна половина предмета в точности равна другой, на
432
в зеркальном отображении. Зеркальная симметрия присуща мно¬
гим географическим телам и системам от планетарных до микро¬
форм.
Смена природных зон от экватора до полюсов в северном и юж¬
ном полушариях, взятая в самых общих чертах, подчиняется зер¬
кальной симметрии. В географических макроформах зеркальная
симметрия в общих чертах проявляется в относительном сходстве
противоположных склонов горных хребтов. В мезоформах — это
симметрия правого и левого берегов речных долин, дюн, бар¬
ханов и др.
Универсальной формой является шаровая симметрия, широко
распространенная в природе на всех структурных уровнях от мик¬
роорганизмов до космических тел. Она присуща фигуре Земли,
гравитационному, магнитному, термическому, барическому и дру¬
гим полям планеты; гидро-, атмо- и литосфере, географической
оболочке. В атмосфере —каплям воды облаков, туманов, дождя,
крупы, града; в гидросфере — радиоляриям, фораминиферам; в
литосфере — эолитам, конкрециям, шаровым отдельностям горных
пород и минералов. Шаровая симметрия вызывается как силами
тяготения в космических телах и планетных образованиях, так и
силами сцепления в наземных формах.
Следующая универсальная форма симметрии — коническая,
выявленная И. И. Шафрановским.
Если ось роста географического объекта наклонена к плоско¬
сти горизонта, коническая симметрия преобразуется в симметрию
эллиптического конуса. Она проявляется например в конусах вы¬
носа водных потоков.
Одной из универсальных форм симметрии, как уже указыва¬
лось, является билатеральная, или симметрия листа.
Универсальные виды симметрии в соответствии с многообра¬
зием природных явлений и многоступенчатостью структурных уров¬
ней дифференцируются на частные виды симметрии.,1 Можно выде¬
лить следующие частные виды симметрии:
Симметрия стрелы; наблюдается в водных потоках, в том числе
в реках, в песчаных морских и озерных косах и стрелках, в струй¬
ных воздушных тёчениях. Эти образования, следовательно, по
внутренней структуре должны быть симметричны относительно оси
роста. Нарушение симметрии вызывает воздействие внешних усло¬
вий; их исследование и помогает изучению всего объекта.
Симметрия круга; свойственна маарам, сейсмическим волнам,
атолам и, вероятно, циклонам и антициклонам. \
Симметрия цилиндра; свойственна вулканическим жерлам'^ ста¬
лактитам и сталагмитам, трубкам в земной коре. \
Радиально-лучевая, или ромашково-грибная симметриям широко
распространена в мире растений, проявляется в фонтанах, гейзе¬
рах, пинеообразных облаках при извержении вулканов.
Сочетание внутренней симметрии географических образований
и симметрии формирующей среды приводит к появлению в при¬
роде многочисленных переходных от классической симметрии к
433
неклассической форме. Для них предложено понятие «динамиче¬
ская. симметрия».
К ним относятся: криволинейная симметрия, впервые охаракте¬
ризованная Д. В. Наливкиным (1951) на раковинах, в географи¬
ческой оболочке свойственна речным излучинам, излучинам океан¬
ских течений, береговым песчаным наносам и симметрия подо¬
бия— сходство в очертаниях материков, островов, полуостровов;
-в целом сюда относятся географические гомологии.
В криволинейной симметрии для каждой точки одной фигуры
обязательно соответствует такая же точка в другой, при этом и
расстояния между соответствующими точками в каждой фигуре
одинаковы. Например, речные излучины математически должны
быть'не только сходны, но и одинаковы. Если этого нет, то иссле¬
дователь должен отыскать причину отличия одного меандра от
другого.
В симметрии подобия, или в гомологиях, соответствие точек
сохраняется, но расстояния между ними иные, хотя соотношения
расстояний на обеих фигурах остаются неизменными.
Кроме того, в географической оболочке есть явления, охарак¬
теризовать которые можно только с помощью понятия о бесконеч¬
ной симметрии, связанной с параллельными переносами (трансля¬
циями). К ней относятся следующие частные виды симметрии:
волновая симметрия, законам которой подчиняются рябь, морские
волны, некоторые формы песчаных эоловых и водных отложений,
снежные формы; винтовая симметрия, проявляющаяся в смерчах,
водоворотах и, может быть, циклонах.
Криволинейная, волновая и винтовая симметрии дают возмож¬
ность рассматривать фигуры, несимметричные в обычном понима¬
нии, как подчиняющиеся строгим геометрическим законам. Это
обобщение принципов симметрии позволяет выявлять существен¬
ные закономерности в географических объектах.
С одной стороны, «природа геометризует, следит за порядком»
(т. е. тела по внутренним импульсам развиваются как симметрич¬
ные.— Л. Я/.), а с другой — «жизнь содрогается перед лицом этой
точности* абсолютной правильности. Симметрия означает покой и
скованность, диссимметрия означает движение и свободу»
(Г. Вейль, 1968). Это образное выражение второго принципа
П. Кюри.
В ландшафтной оболочке симметрия не может быть достигнута
как благодаря множественности и сложности взаимодействующих
факторов, так и потому, что каждый из них развивается по своему
пути /(например, движение материков). Географическая зональ¬
ность/диссимметрична (Марков, 1963) и относительно плоскости
экватора, и относительно средних меридианов материков. Следо¬
вательно, изучать надо не собственно симметрию, а ее наруше¬
ние/-диссимметрию и выявлением ее причин исследовать струк¬
туру и историю развития географического мира.
ЛИТЕРАТУРА
Авакян А. Б., Овчинникова С. П. Некоторые данные о водохра¬
нилищах мира.— «Гидротехническое строительство», 1971, № 8.
Алекин О. А. Основы гидрохимии. Л., Гидрометиздат, 1953.
Алисов Б. П., Дроздов О. А., Рубинштейн Е. С. Курс клима¬
тологии. Л., Гидрометиздат, 1952.
Алпатьев А. М. Влагообороты в природе и их преобразование. Гидро¬
метиздат, 1969.
А п о л л о в Б. А. Учение о реках. М., Изд-во МГУ, 1963.
Атлас теплового баланса земного шара, под ред. М. И. Будыко. Л., Изд-во
АН СССР, 1963.
Бакулин П. И., Кононович Э. В., Мороз В. И. Курс общей
астрономии. М., «Наука», 1970/
Баранов И. В. Лимнологические типы озер. Л., Гидрометиздат, 1961.
Бардин В. Оазисы Антарктиды. М., «Знание», 1970.
Берг Л. С. Физико-географические (ланшафтные) зоны СССР. Л., Изд-во
ЛГУ, 1936.
Берг Л. С. Основы климатологии. Л., Учпедгиз, 1938.
Богоров В. Г. Жизнь в океане. М., «Знание», 1969.
Борисов А. А. Климатография Советского Союза. Л., Изд-во ЛГУ,
1970.
Блютген И. География климатов. М., «Прогресс». Т. 1, 1972. Т. 2, 1973.
Броунов П. И. Курс физической географии. Петроград, 1917.
Будыко М. И. Климат и жизнь. Л., Гидрометиздат, 1971.
Вегенер А. Возникновение материков и океанов. М., Госиздат, 1925.
Вейль Г. Симметрия. М., «Наука», 1968.
Вернадский В. И. Химическое строение биосферы Земли и ее окру¬
жения. М., «Наука», 1965.
Вернадский В. И. Биосфера. М., «Мысль», 1967.
Виноградов А. П. Химическая эволюция Земли. М., Изд-во АН СССР,
1959.
Виноградов Б. В., Кондратьев К. Я. Космические методы землеве¬
дения. Л., Гидрометиздат, 1971.
Водный баланс СССР и его преобразование. М., «Наука», 1969.
Воейков А. И. Климаты земного шара, в особенности России. СПб, 1884.
Воронов П. С. Очерки о закономерностях морфометрии глобального
рельефа Земли. М., «Наука», 1968.
Гвоздецкий Н. А. Карст. М., Географгиз, 1954.
Гептнер В. Г. Общая зоогеография. М.— Л., Изд-во биолог, и мед. лит.,
1936.
435
Геренчук К. И. Тектонические закономерности в орографии и речной
сети Русской равнины. Львов, Изд-во Львов, ун-та, 1960. /
Герасимов И. П., Мещеряков Ю. А. (ред.). Рельеф Земли. М.,
«Наука», 1967.
Герасимов И. П. и др. (ред.). Природа и общество. М., «Наука», 1968.
Герасимов И. П. Научно-технический прогресс и география. Материалы
V съезда Географического общества. Л., 1970.
Гилярова М. С. (ред.). Биосфера. Пер. с англ. М., «Мир», 1972.
Григорьев А. А. Опыт характеристики основных типов физико-геогра¬
фической среды.— «Проблемы физической географии», вып., V и VI, Изд-во
АН СССР, 1938.
Горский Н. Н. Вода — чудо природы. М., Изд-во АН СССР, 1962.
Горский Н. Н. Тайны океана..М., Изд-во АН СССР, 1968.
Гумбольдт А. Космос. Опыт физического мироописания. Т. 1 и 2,
изд. Салаевых, 1866.
Девич К., Дей Дж. Вода — зеркало науки. Пер. с англ. Л., Гидромет¬
издат, 1964.
ДеменицкаяР. М. Кора и мантия Земли. М., «Недра», 1971.
Дмитриевский Ю. Д., Олейников И. Н. Великие Африканские озе¬
ра. Л., Гидрометиздат, 1969.
До к у ч а е в В. В*. К изучению о зонах природы. Избр. соч. М., Сельхозгиз,
1949.
Домоницкий А. П., Дубровина Р. Г., Исаева А. И. Реки и озера
Советского Союза. Л., Гидрометиздат, 1971.
Достовалов Б. Н., Кудрявцев В. А. Общее мерзлотоведение. М.,
1967.
Дроздов О. А., Калинин Г. П., Львович М. И. Водообмен в приро¬
де. Доклады IV Гидрологического съезда. Л., Гидрометиздат, 1973.
Дювинье П., Танг М. Биоресурсы и место в них человека. М., «Про¬
гресс», 1968.
j "Жарков В. Н. Физика Земли и планет. М., «Наука», 1971.
Забелин И. М. Физическая география сегодня. М., «Просвещение», 1973,
3 е н к о в и ч В. П. Основы учения о развитии морских берегов. М., Изд-во
АН СССР, 1962.
3 у б е н о к Л. И. Уточненная схема водного баланса континентов. Труды
ГГО, вып. 263, 1970.
Иванов К. Е. Гидрология болот. Л., Гидрометиздат, 1953.
Иванов Н. Н. Мировая карта испаряемости. Л., Гидрометиздат, 1957.
Исаченко А. Г. Основы ландшафтоведения. М., «Высшая школа», 1965.
Истомин Ю. В. Океанология. Л., Гидрометиздат, 1969.
Калесник С. В. Основы общего землеведения. М., Учпедгиз, 1955.
Калесник С. В-. Очерки гляциологии. М., Географгиз, 1963.
Калесник С. В. Общие географические закономерности Земли. М.,
«Мысль», 1970.
Карасик Г. Я. Водный баланс Африки. М., Изд-во АН СССР, 1970.
Каттерфельд Г. Н. Лик Земли. М., Географгиз, 1962.
• Келл-ер Б. М., Лавру шин Ю. А. Великие оледенения в истории Зем¬
ли. М., «Знание», 1970.
436
Косарев В. В. Движущие силы развития Земли и планет. М., «Недра»,
1967. \
Константинов А. Р. Испарение в природе. Л., Гидрометиздат, 1968.
Ковала В. А. (ред.). Биосфера и ее ресурсы. М., «Наука», 1971.
Коррнкевич Н. И. Преобразование водного баланса в СССР. М., «Зна¬
ние», 1972\
Котляков В. М. Снежный покров Земли и ледники. Л., Гидрометиздат,
1968.
Криволуцкий А. Е. Жизнь земной поверхности. М., «Мысль», 1971.
Кропоткин П. Н. Эволюция Земли. М., Изд-во АН СССР, 1964.
Куликов К. А., Сидоренков Н. С. Планета Земля. М., «Наука», 1972.
Кюри П. О симметрии в физических явлениях. Избр. тр. М., «Наука»,
1966.
Кюри М. Пьер Кюри. М., Изд-во «Наука», 1968.
Леонтьев О. К. Геоморфология морских берегов и дна. М., Изд-во МГУ,
1968.
Лукашов Е. Н. Основные закономерности природной зональности и ее
•проявление на суше Земли.— «Вестник МГУ, сер. география», 1966, 6.
Львович М. И. Человек и воды. М., Географгиз, 1963.
Львович М. И. Водный баланс материков земного шара и балансовая
оценка мировых ресурсов пресных вод. Изв. АН СССР, серия географ. 1972, 5.
Манабе С.* Бройен К. Климат и циркуляция океана. Л., Гидрометиз¬
дат, 1972.
Магницкий В. А. Внутреннее строение и физика Земли. М., «Недра»,
1965.
Марков К. К. Палеогеография. М., Изд-во МГУ, 1960.
Марков К.-К. Полярная асимметрия географической оболочки. Изв. Гео¬
граф. общ-ва, 1963, 1.
Марков К. К., Добродеев О. П., Симонов Ю. Г., Суетова И. А.
Введение в физическую географию. М., Изд-во МГУ, 1970.
Мещеряков Ю. А. Рельеф СССР. М., «Мысль», 1972.
Мильков Ф. Н. Ландшафтная сфера Земли. М., «Мысль», 1970.
Неклюкова Н. П. Общее землеведение. М., «Просвещение», 1967.
Ничипорович А. А. Световое и углеродное питание растений. М., Изд-во
АН СССР, 1955.
Овчинников Н. Н., Шиханова Н. Л. Фотосинтез. М., «Просвещение»,
1972.
Океан. Пер. с. англ. Бычкова В. С., Косарева А. Н. М., «Мир», 1971.
Опарин А. Г. Жизнь, ее природа, происхождение и развитие. М., «Наука»,
1968.
Осадкообразование в Тихом океане. Сб. М., «Наука», 1970.
Петров М. П. Пустыни земного шара. М., «Наука», 1973.
Погосян X. П., Туркетти 3. А. Атмосфера Земли. М., «Просвещение»,
1970.
Проблема перемещения материков. Пер. с англ. и нем. М., ИЛ, 1963.
Равич М. Г. Загадки Гондваны. М., «Знание», 1972.
Резанов И. А. Великие катастрофы в истории Земли. М., «Наука», 1972.
Рихтер Г. Д. Снежный покров, его формирование и свойства. М., Изд-во
АН СССР, 1957.
437
Русин Н. П. Тепловой баланс нашей планеты. М., «Знание», 1967.
Р у хин Л. Б. Основы общей палеогеографии. Л., Гостоптехиздат, 196
Рябчиков А. М. Структура и динамика геосферы, ее естественное разви¬
тие и изменение человеком. М., «Мысль», 1972.
Саушкин Ю. Г. Введение в экономическую географию. М., Изд-вЬ МГУ,
1970.
Соколов А. А. Гидрография СССР. Л., Гидрометиздат, 1964.
Соколовский Д. Л. Речной сток. Л., Гидрометиздат, 1968.
Сочава В-. Б. Географическая зональность и полярная антисимметрия.
Изв. АН СССР, сер. географ*. 1963, 6.
Степанов В*. Н. Мировой океан. Динамика и свойства вод. М., «Знание»,
1974.
Структуры и формы материи. Сб. Под ред. М. Э. Омельяновского. М.,
Изд-во АН СССР, 1967.
Тверской Н. П. Курс метеорологии. Л., Гидрометиздат, 1962.
Устинова Т. И. Камчатские гейзеры. М., Географгиз, 1955.
Физико-географический атлас мира. АН СССР, ГУ ГК, 1964.
^ Хайн В. Е. Общая геотектоника. М., «Недра», 1964.
Хргиан А. X. Физика атмосферы. Л., Гидрометиздат, 1969.
Хромов С. П. Метеорология и климатология для географических факуль¬
тетов. М., Гидрометиздат, 1971.
Чер ногаева Г. М. Водный баланс Европы. М., Изд-во АН СССР, 1971.
Шнитникова А. В. Изменчивость общей увлажненности материков се¬
верного полушария. М., Изд-во АН СССР, 1957.
Шафрановский И. И. Симметрия в природе. М., «Недра», 1968.
Шубников А. В. Симметрия и антисимметрия конечных фигур. М.,
Изд-во АН СССР, 1957.
Шу л е й к и н В. В. Очерки по физике моря. М., Изд-во АН СССР, 1962.
Ш у л е й к и н В. В-. Взаимодействие звеньев в системе океан — атмосфера —
материк. Материалы V съезда Географического общества. Л., 1970.
Щукин И. С. Общая геоморфология. М., Изд-во МГУ, 1964.
. В его t P. General Phusical Geography. London, 1964.
Н,еуег (ред.). Klimatologie. Pedagogische Hochschule Potsdam, 1967.
Hobbs W. H. Characteristics of existing glaciers. Nem Vork, 1911.
К о s а с k H. P. Die Verbreitung de Karst — und Preudokarsterscheinungen
йЬег die Erde. Petermanns Geogr. Mitteil., 96, 1952.
ПРЕДМЕТНЫЙ УКАЗАТЕЛЬ
Абиссаль 25у
Абразия 381
Абсолютные высоты 48
— максимумы температур 120
— минимумы температур 120
Агенты денудации 332
Адиабатический процесс 117
Айсберг (ледяная гора) 320
Аккумуляция 343
Активные меридианы 346
— параллели 346
Аласы 307
Аллювиальные отложения 263
Альбедо 103
Альпийский рельеф 48, 341
— складчатый пояс 43, 339
Амплитуды температур 121
Антеклизы 350
Антиподальность материков и океа¬
нов 60
Антисимметричность рельефа плане¬
ты 59
Антициклон 154, 160
Артезианский бассейн 308
Архипелаги 64
— компактные 64
— вытянутые 64
Астеносфера 11, 12
Астрономия 3
Атмосфера 3, 28, 90
— верхняя 95
— внешняя (экзосфера) 95
— нижняя 95
Атмосферное давление 131
высокое 133
— — низкое 133
нормальное 131
— увлажнение 171, 190, 191
достаточное 191
избыточное 191
недостаточное 191
Атмосферные аэрозоли 92
— осадки 179
внешние 181
— — внутренние 181
град 179
— — дождь 179
ледяной 179
— — крупа 179
ливневые 180
моросящие 180
Атмосферные осадки обложные 180
снег 179
Атмосферный сток 181, 250
— фронт 141
Антарктический 142
Арктический 142
теплый 143
Тропический 142
Умеренный 142
холодный 143
Базис эрозии 264
колебание 265
Барическая ступень 132
Барические системы 133
Барическое поле Земли 131, 133
Барический максимум 133, 148
Азиатский зимний 145, 148
Азорский 133, 145, 148
Гавайский 133, 145, 148
Североамериканский зимний
145, 148
Южноатлантический 145, 148
-— —- Южноиндийский 134, 148
Южнотихоокеанский 134, 145
— минимум 133
— — Алеутский 133
Антарктический 133
Ирано-Тарский 139, 162
— — Исландский 133
Барранкосы 348
Барханы 380
Батипелагеаль 249
Бедленд 378
— антропогенный 424
Бенталь 248
Бентос 248, 250, 291
Бенч 382
Берега 381
— бухтовые 384
далматинские 384
— — лиманные 385
лопастные 384
риасовые 384
фиордовые 384
шхерные 385
— первичноровные и выровненные
386
дельтовые 387
коралловые 387
439
I
Берега первичиоровные и выровненные
лагунные 387
— ледяные 387
мангровые 387
маршевые 387
— сбросовые 386
Береговой бар 383
Биоакваценоз 393
Биогеоценоз 393
Биосфера 3, 81, 82
— граница верхняя 83
— — нижняя 83
Биотоп 291, 393
Биоценоз 393
Биоцикл (жизненная область) 247
— океана 247
— суши 248
— внутренних водоемов 248
Биохимические функции живого ве¬
щества 86
Бифуркация реки 267
Болото 409
Булгуннях 307
Ватты 387
Вертикальная поясность 128, 439
Вертикальное расчленение суши 48
Верховодка 300
Ветер 136
— бора 165
— геострофический 136
— мистраль 165
— норд-ост 165
— сарма 165
— фен 165
Вечная мерзлота 304
граница 304
островная 306
сплошная 306
с таликами 306
Вещество 83
— биогенное 83
— биокосное 83
— живое 83
— косное 83
— космическое 83
Влагооборот 32, 166
— атмосферно-почвенно-биологиче-
ский (биофизический) 167
— космический 166
— океанско-атмосферный 167
— океанско-атмосферно -материковый
167, 180
Влажность воздуха 171
абсолютная 171
относительная 171
удельная 171
Вода артезианская 307
верхняя сфера 309
нижняя сфера 309
минеральная 309
440
Вода артезианская область питания
309 /
средняя сфера 309 /
— вадозная 299 /
— в твердом состоянии 302 /
— гигроскопическая 302 /
— гравитационная 302 /
— грунтовая 300 /
— капиллярная 302 J
— малая 238 /
— межмерзлотная 307 /
— надмерзлотная 307 /
— парообразная 302 I
— пленочная 302
— подземная 298
— подмерзлотная 307
— погребенная 299
— полная 238
— химически связанная 302
— ювенильная 213, 299
Водная масса 230
озер 283
полярная 231
субтропическая 230
тропическая 230
умеренная 231
экваториальная 230
Водный баланс 167, 256
Земли 180
озер 284
Водоносность реки 272
Водоносный слой 299
Водораздел 267
Водосборный бассейн реки 267
Водохранилища 286
Воды суши 250
Военная география 6
Возвышенность 48
Возраст Земли 29, 38
абсолютный 33
— речных долин 357
Возрожденные горы 334, 338
глыбово-складчатые 338, 343
глыбовые 344
складчато-глыбовые 338, 443
Волнение 241
— озер 290
ветровое 290
Волно-прибойная ниша 381
Волны 240
— сейши 290
двуузловые 291
одноузловые 291
— цунами 241
— элементы 241
Воронки карстовые 364
поверхностного выщелачивания
364
провальные 364
просасывания 364
Восточный перенос 146
Времена суток 68
Вулканизм 347
Вулканические процессы 32
Вулканы 53, 55, 348
— надводные 53
— подводные 53
— тип гавайский 348
слоистые 348
трубка взрыва 348
щитовые 348
Высотная \поясность 412
Выветривание 32
— физическое 32
— химическое 32
Газовая оболочка первичная 90
— — вторичная 90
Галактика 7
Галактический экватор 7
Гейзеры 310
— стадия наполнения 311
фонтанирования 311
Гелиографическая широта 8
Географическая долгота 70
— зональность 63
— оболочка 81, 89
— поясность 63
— региональность 63
— среда 81
Географические объекты антисиммет¬
ричные 431
диссимметричные 431
симметричные 431
— параллели 69
— пояса 395
бореальные 396
полярные 396
субполярные 396
субтропические 396
субэкваториальные 396
— — тропические 396
умеренные 396
экваториальный 396
Географический ландшафт 394
— полюс 69
северный 69
южный 69
— тип воздушной массы 139
арктический континен¬
тальный 140
морской 140
тропический континен¬
тальный 140
морской 140
умеренный континенталь¬
ный 140
морской 140
экваториальный 140
— экватор 69
Геодезия 3
Геологическая история Земли 32, 33
— система (пояс) 336
29 Заказ 371
Геология 3
Геосинклинали 27, 336
Геосинклиналь современная 337
Геопотенциал 134
Геосферы Земли 25
Геотектуры 334
Геофизика 3
Геохронологическая шкала 34
Гетеросфера 93
Гидрограф 274
Гидрографическая сеть 259
Гидрология 3
Гидросфера 3, 213
— происхождение 213
— развитие 214
Гилея 401, 412
Гипотеза Вагенера 43
— космогоническая Канта 15
Лапласа 15
— планетезималей 15
— неоднородности химического соста¬
ва геосфер 26
— ротационная 347, 31
— фазовых переходов 26
Гипотезы большого круговорота ве¬
щества 32
— непрерывного увеличения гидро¬
сферы 215
— причин изменений климата 209
космические 209
теллурические 210
— стабильности гидросферы 215
— убывания гидросферы 215
Гиттия 292
Глубинное строение Земли 23
Гляциология 3
Год 73, 74
— звездный 72
— тропический 72
Годовая амплитуда температур 128,
130
Годовое обращение Земли вокруг
Солнца 72
Годовой режим осадков 188
восточных окраин Евразии
189
— — — пустынь тропических широт
189
средиземноморский 189
субтропический 190
— субэкваториальный 189
умеренных широт 190
— — материковых облас¬
тей 190
— — — морской 190
муссонный 190
пустынь 190
экваториальный 188
Гомотермия 289
Гомосфера 92
Горные страны возрожденные 343-
складчатые 339
441
Горный хребет 339
Горы 48, 339
— высокие (альпийские) 48
— низкие 48
— останцовые 377
— островные 377
— складчатые 339
альпийского типа 341
— средние 48
— столовые 377
Горизонтальный барический градиент
136
Горообразовательные эпохи 33, 336
Гравитационное поле Земли 23, 39
Гравитационные аномалии 39
отрицательные 39
положительные 39
Грифон 310
Грунтовая вода 300
Грунты водонепроницаемые 299
влагоемкие 299
невлагоемкие 299
— водопроницаемые 299
— — влагоемкие 299
невлагоемкие 299
— растворимые 300
Густота речной сети 268
Два ряда материков 42
Дельта 271
— выдвинутая 271
— выполненная 271
— подводная 271
Денудация 32, 332
— расчленение 333
— планация 333
Депрессия 48
Дефицит влаги 169
— влажности 172
Деятельность ледника 370
— — аккумулятивная 370
транспортирующая 370,.
экзарационная 370
— реки 263 •
аккумулятивная 263
транспортирующая 263
эрозионная 263
Деятельный слой 306
Дни равноденствия 74
— солнцестояний 74
Дивергенция 228
Диспропорциональность Земного про¬
странства 40
Диссимметрия водоразделов 360
— зональности 499
Диссипация газов 14, 24
— термическая 16
Дитрит 293
Дифференциация вещества Земли 26.
— — мантии 32
442
Дифференциация географической обо¬
лочки долготная 394 /
широтная 394
Догеологическая история Земной ко¬
ры 31
Дрейф материков 27, 43, 55, 61
Друмлины 372
Дюнный рельеф 391
Дюны 388
— древние 375
Живое вещество 3, 83
Закон мировой зональности 19
Западный перенос 139, 152
Засуха атмосферная 192
— почвенная 192
Земля 3
— геоид 21, 22
— движение 3, 67
— меридиан 2(У
— объем 20
— планета 3
— радиус полярный 20
экваториальный 20
— размеры 20
— состав 3
— строение 3, 23
— сфероид 19
— фигура 3, 18
сфероидальная 20
— форма 18
— экватор 20
Земная кора 3, 26, 29
Зенитальные дожди 145, 147
Зонально-региональное распределение
144
атмосферного давления 144,
147
грунтовых вод 302
осадков 183
тепла 124
Зонально-секториальное распределе¬
ние материков и океанов 57
Зональность географической оболоч¬
ки 397 4
Зоны-аналоги 398
Зоны аридные 192
— географические 397
— гумидные 192
— климатические 397
— ландшафтные 397
— ледовая 397
— лесостепная 397
— лесотундровая 397
— переходные 397
— почвенные 397
—. пустынная тропическая 397
умеренная 397
Зоны растительные 397
— саванновая 397
— степная 397
— стока 257
— — полярная с ледниковым стоком
258
субполярная тундровая 258
субтропические 258
субэкваториальные 257
— — тропические 258
умеренного пояса 258
экваториальная обильного сто¬
ка 257
— субтропических лесов 297
— тундровая 397
— хвойных лесов 397
— широколиственных лесов 397
— экваториальных лесов 397
Зоопланктон 248
Зооценоз 393
Изаномалы 122
Изобарические поверхности 134
Изобары 133
Изотахи 270
Изотермический слой грунта 38
Изотермы 124
Изостатические аномалии 37
Изостазия 36
Инверсии температур 118
приземные 119
адвективные 119
: — орографические 119
радиационные 119
снежные 119
свободной атмосферы 119
. антициклональные сжа¬
тия 119
циклонические фронталь¬
ные 119
Интрузивные тела 348
Ионизация 95
Ионосфера 95
Испарение 168
Испаряемость 168
История Земли географическая 17
— т- догеологическая 83
геологическая 17
Источники внутренней теплоты Земли
37
— воды 310
воклюзы 365
гейзеры 310
теплые 310
— ■— термальные (горячие) 310
холодные 310
Камы 372
Камовый рельеф 372
Картография 3
29*
Карст 363
— открытый (средиземноморский)
363
— покрытый (среднеевропейский) 363
Карстовые колодцы 364
— пещеры 364
— процессы 363
— шахты 364
Карры 363
Карты барической топографии 134
Кекуры 381
Клиф 381
Классификация ледников 317
— равнин морфологическая 352
— озер 254
— рельефа генетическая 334
Климат континентальный 129
— морской 129
— переходный 129
— океана 242
Климатические температуры 38
Климатология 3
Климаты Земли 3, 192
жаркие 197
субэкваториальный 200
тропический 198
экваториальный 197
субтропические 198
влажные 202
внутриматериковый 202
средиземноморский 202
умеренные 202
аридный степной 205
пустынный 205
материковый (тайги) 204
морской (западноевропей¬
ский, широколиственных лесов) 203
муссонный (дальневосточ¬
ных смешанных лесов) 205
холодные 206
океанический тундровый 206
субарктический, материко¬
вый тундровый 206
вечного мороза 206
антарктический 202
арктический 206
— — изменения 207
классификация 193
Алисова 195
Берга 194
Кеппена 194
развитие 207
Колебания уровней реки 272
Конвекционные токи 11Z—
Кометы 11
Конвергенция 228
Конденсация 172
— уровень 172
Континентальная звезда 57
КонусГ выноса 270, 361
Кора выветривания 35
— материковая 32, 33
443
Кора океанская 32, 33
— переходного типа 35
— смешанного типа 35
Кориолисова сила 71
Котловины озер 279
водноаккумулятивные 281
водноэрозионные 281
вулканические 281
кальдерные 281
кратерные 281
карстовые 282
ледниковые 281
равнинные 281
аккумулятивные 281
камовые 281
моренно-запрудные 281
эрозионные 281
горные 281
— каровые 281
моренно-запрудные 281
органогенные 282
суффозионные 282
тектонические '280
мульдовые 280
сбросовые 280
термокарстовые 282
Космическая функция биосферы 85
— особенности биосферы 85
Косы 384
Коэффициент прозрачности 99
Коэффициенты атмосферного увлаж¬
нения 191
Кривая батиграфическая океанского
дна 51
— гипсографическая суши 51
Криптодепрессии 48
Круг поворотный 74
— полярный северный 74
южный 74
Круговые течения 237
Лава 347
Лавины 316
Лагуна 383
Ландшафтная оболочка 392
Ландшафтные (географические) зоны
394
Ландшафты 407, 408
— антропогенные 424
— болотные 408
— заливных лугов 408
— искусственные 426, 424
— современные 425
— техногенные 424
— тугайных лесов 407
— хвойных лесов 408
Лед глетчерный (ледниковый) 316
Ледники 312
— долинные 319
альпийского типа 319
гималайского типа 319
444
Ледники долинные кавказского /типа
319 L
среднеазиатского типа 31/9
— классификация 317 /
— комплексы 319 /
маляспинского типа 319^
скандинавского типа 319
шпицбергенского типа /319
— наступание 326 /
— область питания 317 /
стока 317 /
— отступание 327
— первичные 318
висячие 319
вулканических конусов 318
— — горных вершин 318
каровые 318
— материковые и островные 320
Ледниковые эпохи 369
Лесостепь 406
Линейная скорость 68
Литораль (прибрежная) 249, 383
Литосфера 35, 33, 29
— нижняя граница 35
Ложбина низкого давления 133
Ложе океанов 52
Луг 410
Лучи материковые 394
— океанские 394
Магма 347
Магматические породы 33
Магнитное поле Земли 28
Солнца 10
Магнитосфера Земли 9, 28
верхняя граница 28
Маквис 404
Мангровые заросли 402
Мантия 26, 35, 54
Марши 387
Материк 41
— Австралия 41
— Антарктида 41
— Африка 41
— Евразия 41
— Северная Америка 41
— Южная Америка 41
Материковый склон 49
Материковое подножье 49
Материковые покровы 368
Материя 3
Меандр 202
Мегаконтинент Гондвана 42
— Лавразия 42
Медицинская география 6
Межледниковые эпохи 369
Межпланетный газ 11
Мезопауза 95
Мезосфера 95
Меридиан 70
— начальный 70
Метефиты 11
Метеорология 3
Мировой океан 221
— соленость 224
— структура 229
— уровень 223
Морена 372
Морские рсадки 246
— биогенкые 247
— донные \ 246
— илы 246
— терригенные 247
Морфогенез 330
Морфогенетические процессы 330
— экзогенные 330
— эндогенные 330
Морфоскульптурный рельеф 334,352
абразионно - аккумулятивный
353
водноаккумулятивный 353, 361
— — водноэрозионный 353
овражный 354
речные долины 356
сухие русла 355
сыртовый 355
ледниковый 353
эоловый 353
Морфоструктуры 334
Моря 222
—- внутренние 222
— окраинные 223
— средиземные 222
Муссонная тенденция 161
— циркуляция 161
Муссоны 161
— внетропические 161
— тропические 161
Наводнения 277
Нагорья 340
Нектон 248
Низменности 48
Низменные равнины 48
Ноосфера 415, 428
Нутация 67
Облака 175
— внутримассовые 172
— водяные 177
— высоко-кучевые 176
— высоко-слоистые 176, 178
— классификация 176
— кучевые, 177, 178
— кучево-дождевые 177, 178
— ледяные 177
— обложные 177
— орографические 172
— перистые 176
— перисто-кучевые 176
— перисто-слоистые 177, 178
Облака перламутровые 95
— серебристые 95
— смешанные 177
— слоисто-дождевые 177, 178
— слоисто-кучевые 176
— слоистые 177, 178
— фронтальные 172
Области стока
внутреннего 255
периодического 255
индийско-тихоокеанокая 255
ледовито-атлантическая 255
Облачность 177
— верхнего яруса 178
— нижнего яруса 178
— среднего яруса 179
Оболочка Земли географическая 81,89
—. — сферическая 3
Оболочечяое строение 17 •
Земли 17, 18
планет-гигантов 12
Общее землеведение 5
Озера 279
— австралийского типа 297
— азиатского степного типа 296
— анатолийского типа 297
— бессточные 284
— борные 287
— великоафриканского типа 297
— восточносибирского типа 295
— высокогорного типа 298
— глухие (замкнутые) 284
— дистрофные 292, 293
— долинно-речного 297
— казахстанского типа 296
— карельско-канадского типа 295
— карстовые 297
— ладожско-лаврентьевского типа
295
— мало проточные 284
— мезотрофные 292
— олиготрофные 292, 293
— предгорного степного типа 296
— пресные 286
— прибрежно-морского типа 297
— селигеро-ильменского типа 295
— собственно соленые 288
— содовые 288
— соленые 286
— солоноватые 286
— среднегорного типа 298
— таежно-болотного типа 296
— теплые 288, 289
— тундрового типа 294
— хорошо проточные 283
— холодные 288
— умеренные 288
— эвтрофные 292, 293
Озерность 294
Озоновый экран 91
Озы 372
Океан Атлантический 46, 221
445
Океан Великий (Тихий) 46, 221
— Индийский 46, 221
‘— Мировой 46, 221
— Северный Ледовитый 46, 221
— структуры 227
— Тетис 43
— Южный 46, 221
Океанология 3
Океанские желоба 55
— платформы 55
равнины 55
котловины 55
возвышенности 55
— течения 229, 231
компенсационные 234
нейтральные 243
пассатные 234
сточные 234
теплые 234, 244
тропические антициклоническ-ие
234
циклонические 235
холодные 234, 243
экваториальное противотечение
234
Оледенение 313
— вендское 327
— горное 313
— материковое 313
— переходное 314
— плейстоценовое 321, 329
— современное 321
Оползни 362
Оптическая масса 99
Оранжерейный эффект (тепличный
эффект) 92, 106
Орбита Земли 72
длина 72
Орогешческие эпохи 33
Осадки 172
— внутримассовые 172
— орографические 172
— фронтальные 172
Осадочные породы 32, 33
Осевр^^ращение Земли 21
13станцы ^33*" ™
Острова 63
— материковые 64
далматинские 64
дельтовые 64
косы и стрелки 64
материкового склона 64, 65
орогенические 64, 65
островные дуги 64, 65
платформенные 64
прибрежные 64, 65
шхеры 64
— фиордовые 64
— самостоятельные 64
вулканические 64
трещинного излияния
лавы 64
446
Острова самостоятельные вулканиче¬
ские центрального извержения 64
— щитовые 64, 66
конические 64,/65
коралловые 64 /
атоллы (лагунные) 64, 66
барьерные рифы (Ц 66
— береговые рифы 64; 66
Ось вращения Земли 69
— высокого давления 133
Отливы 78, 257-
Отрог высокого давления 133
Паводок 276.
Палеогеография 5
Пассаты 146
Педиплен 333
Пелагиаль 248
— неритическая 249
— океанская 249
Пенеплен 333
Пески 380
— бугристые 380
— грядовые 380
Питание реки 272
- дождевое 272
г- ледниковое 272
«- снеговое 272
Плазма 95
Планета 11
— Венера 11, 13
— Земля L1
— Марс 11, 13
— Меркурий 11, 12
— Нептун 11
— Плутон 11
— Сатурн 11
— Уран 11
— Юпитер 11
Планетарные пояса ветров 147
переменной циркуляции атмо¬
сферы 147
Планеты гиганты 7
— земной группы 7, 12
— малые (см. астероиды) 11, 12
Планктон 291
Плато 48
— лавовые 347
— трапповые 348
Платформа 41, 335 *
— Аравийская 41
— Восточноевропейская 41
— Индостанская 41
— Китайская 41
— Сибирская 41
— Таримская 41
Платформы 335
— молодые 336
— древние 335
Плес 262
Плита 336
— платформенный ярус 336
— строение 336
— фундамент (собственно плита) 336
Плоскогорье 340
Площадь материков 46
— океанов 46
— частей света 46
Пляж 382
Побережье 383
Поверхности выравнивания 333
Поверхность Конрада 35
— Мохоровичича (Мохо) 35
Погода 192
Подводная окраина материков 49, 52
Подводные валы 383
Подземная вода 298
глубинная 298
капельно-жидкая 298
ярус верхний 299
нижний 299
средний 299
Подзоны 397
Пойма 356
Полоса конвергенции 143, 151
— штилей 145
Полуденная линия 70
Полупустыни 403, 406, 412
Полушария Земли 69
— северное 69
— южное 69
Полярная диссимметрия географиче¬
ской оболочки 399
Полярные сияния 95
Польдеры 387
Пояс возрожденных гор 338
— освещения 75, 76
полярный 76
тропический 76
умеренный 76
— полярные (вечного мороза) 419
— разлома 62
рифтовые зоны 63
средиземноморский 62
тихоокеанский 63
— радиации Земли 28
— северный бореальный 408
холодный субарктический
(субполярный) 410
умеренный 405
— субтропические 403
— субэкваториальные 401
— тропические 402
— южный бореальный 411
— южный умеренный 407
— экваториальный 400
Поясное время 68
Поясность географической
оболочки 395
Прецессия 67
Прерии 407
Приливная вол-на 239
Приливный эллипсоид 80
Приливное треиие 13, 239
Приливообразующая сила 79, 238
Приливы 78
— возраст 239
— полусуточные 239
— сизигийные 238
— смешанные 239
— суточные 78, 238
— теория 78
Природно-территориальный комплекс
394
Природно-техногешшй комплекс 4
Причины изменения уровня моря 383
теократические 383
гидрокрэтические 383
Проблема жизненного пространства
415
— земельных фондов 415
— чистого воздуха 415, 422
— чистой воды 415, 419
Прозрачность воды 227
Производственно-территориальные
комплексы 5
Происхождение воды 301
инфильтрационное 301
конденсационное 301
Профиль продольный 263
— нормального падения (равнове¬
сия) 263
Процессы термокарстовые 307
Пустынный комплекс рельефа 376
Пустыни 376
— внетропические 376
— глинисто-солончаковые (шоры)
381
— глинистые (такыры) 381
— каменистые (гамады) 377
— песчаные (эрги, нефуды, кумы)
378
— тропические 376
Пыль космическая 92
— минеральная 92
Равнины 349
— аккумулятивные 352
— аллювиальные внеледниковых об¬
ластей 374
— вогнутые 352
— волнистые 352
— выпуклые 352
— денудационные (цокольные) 351
— наклонные 352
— пластовые 349
— плоские 352
— холмистые 352
Радиационный баланс 107, 108, 109
нулевой 107
отрицательный 107
положительный 107
— режим 108, 110
447
Рапа 288
Региональная география 5
Региональность географической
оболочки 398
Режим земли ротационный 21
световой 10
тепловой 10, 121
Река 259
— водоносность 271
— главная 259
— исток 261
— расход 269
— русло 261
— сток 269
— устье 271
Рельеф 338
— возраст 338
— денудационно-аккумулятивный 370
— ледниковой аккумуляции 370
— макрорельеф материков 330
— мезорельеф 330
— микрорельеф 330
— моренно-равнинный 374
— моренно-холмистый 374
— морфоскульптурный 334
— морфоструктурный 334
— областей плейстоценового оледе¬
нения 367
— планетарный 330
— развитие 338
Речной сток 276
зарегулированный 276
паводочный 276
твердый 270
— — устойчивый 276, 277
химический 278
Речные системы 259
Ритмичность развития литосферы 37
Рифтовые зоны 28
Роса 172
Рябь 240
Саванны 402
— влажные 402
— сухие 402
Саморазвитие ледников 316
Сапропель 292
Сезонная ритмика географической
оболочки 98
Сейсмические волны 24
поверхностные 24.
— поперечные 24
продольные 24
— станции 25
Сейсмограмма 25
Секториальность географической
оболочки 395, 396
Секторы 396
— восточные приокеанские 396
— западные приокеанские 396
— центральные материковые 396
448
Сжатие (сплюснутость) полярное
19. 20
— экваториальное. 20
Сила тяжести 38
Симметрия бесконечная 434
— билатеральная 433
— в географической оболочке 429
— динамическая 429
— зеркальная 429
— коническая 433
— шаровая 433
Синеклиза 350
Система географических наук 6
— Млечного пути 7
Современные движения земной коры
346
вулканизм 347
землетрясения 346
Складки антиклинальные 340
— синклинальные 340
Складчатое горообразование 336
альпийское 337
герцинское (варисцийское) 336
каледонское (байкальское) 336
Складчатый пояс альпийский 340
Скрытая теплота парообразования
110, 115
Слой Земли базальтовый 33
гранитный 35
осадочный 35
— температурного скачка 289
Снеговая граница 312
высота 313
Снежный покров 180, 187
Соленость воды 225
средняя 225
— озер 287
Солнечная активность 9
цикличность 10
— атмосфера 8
— инсоляция 101
— корона 8
— постоянная 97
— радиация 96
интенсивность 96, 101
отраженная .103
прямая 99
рассеянная 99
среднегодовая 108
суммарная 99
условная 97
— система 7, 11
Солнце 7
— диаметр 7
— средняя плотность 7
Солнечные сутки 67
Солнечный ветер 9, 28
Солярный (солнечный) климат 97
Срединно-океанические хребты 27, 52
нерифтовые 53
рифтовые 53
Средняя высота суши 50
Средняя глубина Мирового океана 52
— температура 119
каждого года 120
месяца 120
многолетняя года 120
м-есяца 120
по месяцам 120
суток 119
Стадия оледенения прогрессивная 318
регрессивная 318
— эволюции озерных котловин 293
—г оптимальная 293
прогрессивная 293
регрессивная 293
Старица 261
Степи 392
— сухие 404, 407
Сток атмосферный 181, 250
— коэффициент 251, 252
— модуль 250
— объем 251
— поверхностный 251
— подземный 251
— речной 251
— русловый (линейный) 251
— склоновый 251
— слой 251
— твердый 271
— химический 278
Страноведение 3
Стратопауза 95
Стратосфера 94
Струйные течения атмосферы 164
Сферы океана (стратификация) 229
верхняя 229
глубинная 230
придонная 230
промежуточная 230
Сферическая форма гравитационного
поля Земли 18
географической оболочки 18
географического пространства
18, 19
термических поясов Земли 19
Сублимация 172
Сублитораль 249
Субтропики влажные 405
— сухие 404
Супралитораль 249
Суточное вращение Земли 67
Суточные колебания температур
почвогрунтов 38
Суффозиошше формы рельефа 362
Суффозия 362
Тайга 405, 408
Тектоническая ги-п-отеза мобилизма 31
роста материков за счет дна
океанов 31
суши путем образования
гор 31
Тектоническая гипотеза ротацион¬
ная 31
фиксистов 31
Тектонические движения 339
новейшие 339
современные 339
Температурное поле Земли 126
Температурный градиент 125
Теория неомобилизма 43, 44
Тепловой баланс 112 '
составляющие ИЗ
— поток 38
плотность 38
— режим 111
земной поверхности 111
континентов 114
озер 288
океанов 114
системы Земля — тропосфера
111
Тепловая диссимметрия северного и
южного полушарий 126, 127
Тепловые пояса 126
вечного мороза 127
жаркий 127
умеренные 127
холодные 127
Теплоизлучение 105
— атмосферы 105
— встречное 105
— земной поверхности 105
— эффективное 106
Термическая стратификация озер 289
обратная 289
прямая 289
Термический экватор 124
Термобарическое поле Земли 110
Термодинамическое поле Земли 150
Термосфера 95
Течения озер 290
— ветровые 290
— инерционные 290
— сточные 290
Терраса речная 356
аккумулятивная 357
эрозионно-аккумулятивная (цо¬
кольная) 357
эрозионные 357
Тиллиты 327
Тип береговой линии 223
восточноазиатский 223
западноамериканский 223
североатлантический 223
экваториальный 223
— водного режима 273
вечномерзлотный (восточно¬
сибирский) 275
горный 276
альпийский 276
среднеазиатский 276
озерный 276
449
Тип водного режима полярный 273
тропический пустынный 273
■ субтропический муссонный
273
средиземноморский 273
субэкваториальный (саван-
новый) 273
умеренный континентальный
(русский) 274
морской (западноевро¬
пейский) 274
муссонный (дальневос¬
точный) 275
полупустынный (казах¬
станский) 275
пустынный 274
экваториальный 273
Трещинные излияния 347
Тропик 74
— северный 74
— южный 74 '
Тропопауза 94
Тропосфера 93
— верхняя граница 94
— тепловой режим 94
Точка росы 172
Туманы 174
— испарения 174
гаруа 175
городские 175
морские 175
осенние 175
смешения 175
— охлаждения 174
адвективные 175
радиационные 175
склоновые 175
Тундра 411
Увлажнение валовое 254
Угловая скорость вращения 67
Упругость водяного пара 171
Уровень вершин 315, 345
Урочище 394
Условия зарождения жизни 29
Устье реки 271
дельта 271
слепые 272
эстуарий 271
Фация 394
Фарватер 262
Фигура Земли 20
трехосный эллипсоид 20
Физическая география 3,
Фильтрация 309
Фирн 316
Фитопланктон 248, 292
450
Фитоценоз 393
Фотосфера 8
Фотосинтез 91
Фронтальная зона 141
Химический режим озер 286, 28&
Хионосфера 312
Ход температуры 128
континентальный 128
морской 128
Хромосфера 8
Часть света 45
Австралия с Океанией 45-
Азия 45
Америка 45
Антарктида 45
Африка 45
Европа 45
Центры действия атмосферы 148'
— оледенения 368
Циклоны 133, 153, 158
— окклюзия 159
— тропический (тайфун) 161
Циркуляционная система океана 233:
антарктическая и арктиче¬
ская 233
атлантическая (исландская)'
233
индийская муссонная 233
североатлантическая (азор-
ская) 233
северотихоокеанская (гавай¬
ская) 233
тихоокеанская 233
южноатлантическая 233
южноиндийская 233
южнотихоокеанская 233
экваториальная 233
Циркуляция атмосферы 137, 148
движущие силы 151
зональная слагающая 139
меридиольная слагающая 138,.
151
— пассатная 152
— полярная 153
— муссонная 161
— циклоно-антициклоническая 153
Шарообразность Земли 18
значение 18
Шельф (материковая отмель) 49
Широта географическая 69
Широтные географические зоны 19>
пояса
Широтные полосы планетарного мега^
рельефа 56
Щиты 336
Экваториальная депрессия 144
Экологические области озер 291
литораль 291
пелагеаль 291
профундаль 291
Экономическая география 5
Эксцентриситет Земли 21
Эксцентричность литосферы 58
Энергия оледенения 314
Эпоха ледниковая 327
Эра архейская 33
— кайнозойская 33
— мезозойская 33
— палеозойская 33
— протерозойская 33
Эрозия 263, 333
— базис 264
— боковая 263
— глубинная 263
— регрессивная 264
Эстуарий 271
Ядро Земли 26
внешнее 26
внутреннее 26
ОГЛАВЛЕНИЕ
Введение . 3
Глава 1. Земля в ряду других планет 7
Солнце (7). Солнечная система (11)
Глава 2. Общая морфология Земли » 18
Форма и размеры Земли 18
Значение шарообразности Земли (18). Земля — сфероид (19).
Земля — геоид (21)
Глубинное строение Земли 23
Земная кора 29
Догеологическая история земной коры (31). Геологическая ис¬
тория Земли (32). Океанская и материковая земная кора (33)
Географическое значение гравитационного поля Земли .... 38
Материки и океаны 41
Два ряда материков (42). Площади материков и океанов (45).
Вертикальное расчленение суши (47). Рельеф и строение дна
Мирового океана (52). Закономерности расположения конти¬
нентов (56)
Острова 63
V Движения земного шара и их географические следствия ... 67
Движения двойной планеты Земля — Луна и приливное трение . 78
Географическая оболочка и биосфера 81
Глава 3. Атмосфера и климаты Земли 90
Состав атмосферы 90
Строение атмосферы 93
Солнечная радиация 96
Интенсивность солнечной радиации. Солнечная постоянная
(96). Распределение солнечной радиации «на верхней границе
атмосферы» или при абсолютно прозрачной атмосфере (97).
Изменение солнечной радиации при прохождении через атмо- '
сферу (99). Солнечная радиация у земной поверхности (100).
Сезонные колебания суммарной радиации (103). Усвоение
радиации земной поверхностью. Альбедо (103). Теплоизлуче¬
ние земной поверхности и атмосферы (105). Радиационный
бюджет земной поверхности (107). Сезонные колебания ра¬
диационного режима (110)
Тепло в атмосфере 110
Термобарическое поле (110). Тепловой режим (баланс) зём-
ной поверхности и системы Земля — тропосфера (111). Нагре¬
вание и охлаждение атмосферы в процессе взаимодействия
системы океан — атмосфера — материки (115). Инверсия
температуры (118). Показатели теплового режима воздуха
(119). ..Распределение тейла по земной поверхности (121).
Тепловые пояса (126). Морской и континентальный ход тем¬
пературы (128)
Барическое поле Земли и циркуляция воздуха тропосферы . . 131
Атмосферное давление (131). Барическое поле (133). Горизон¬
тальный барический градиент. Ветер (136). Причины и зна¬
чение неоднородности барического поля и циркуляция атмо¬
452
сферы (137). Географические типы воздушных масс (139).
Атмосферные фронты (141). Зонально-региональное распреде¬
ление атмосферного давления на уровне моря, ветры в ниж¬
ней тропосфере и формирование климатических поясов зем¬
ного шара (144). Пояса переменной циркуляции атмосферы
(147). Центры действия атмосферы (148), Общая циркуляция
атмосферы (148). Движущие силы циркуляции атмосферы
(151), Западный перенос (152). Пассатная циркуляция (152).
Полярная -циркуляция (153). Цикло-антициклоническая цир¬
куляция (153). Тропические циклоны — тайфуны (161). Мус¬
сонная циркуляция и муссонная тенденция (161). Струйные
течения (164). Трансформация циркуляционных течений воз¬
духа под действием рельефа (164)
Влагооборот 166
Влагооборот и формула водного баланса (166). Испарение
и испаряемость (168). Влажность воздуха (171). Конденсация
и сублимация (172). Уровень конденсации (172). Система
океан — атмосфера — материки (173). Туманы (174). Облака
(175). Образование атмосферных осадков (179). Океанско-
атмосферно-материковый влагооборот . (180). $ Распределение
осадков по земной поверхности (182). Снежный покров (187).
Годовой режим осадков (188). Атмосферное увлажнение (190).
Засухи (192)
Краткий обзор климатов Земли . 192'
Погода и климат (192). Определение и классификация клима¬
тов (193). Генетическая классификация климатов Б. П. Али¬
сова (195). Изменение и развитие климата (207)
Глава 4. Гидросфера 21$
Происхождение воды (213). Развитие гидросферы (214).
Единство и части гидросферы (216). Некоторые свойства воды
в аспекте ее роли в географической оболочке (218)
Мировой океан 221
Части мирового океана (221). Уровень океанов и морей (223).
Некоторые физико-химические свойства морской воды (225).
Проникновение света в воду. Прозрачность и цвет морской
воды (227) .^Взаимодействие атмосферы и океаносферы (227).
Структура Мирового океана (229). Водные массы и океан¬
ские фронты верхней сферы океана (230)^ Планетарная цир- *
куляция верхней сферы океана. Океанические течения (231).
Приливы и отливы (238). Волнение водной поверхности (240).
Тепловой режим океанов. Климат океана (242). Газовый ре¬
жим океаносферы (245). Питательные соли в водах Мирового
океана (246). Донные отложения (246). Океан, как среда жиз¬
ни и источник природных ресурсов органического происхож¬
дения (247). Охрана чистоты океана (250)
Воды суши 250
Виды вод суши (250). Сток вод с суши и водный баланс (251).
Величины, характеризующие сток (251). Зависимость стока
от климата (253). Зависимость стока от почвенного покрова
(253). Зависимость стока от рельефа (253). Влияние расти¬
тельности на сток (254). Кора выветривания и сток (254).
Значение озер для регулирования стока (254). Комплекс фи¬
зико-географических факторов стока. Валовое увлажнение
(254). Хозяйственная деятельность людей и водный баланс
(255). Распределение стока по земной поверхности (255).
Зонально-региональные величины стока (257)
Реки 259
Речные системы и строение гидрографической сети (259). Ис¬
токи рек (261). Русла рек (261). Выработка реками долин
и профиля падения (263). Речные бассейны и водоразделы
(267). Густота речной сети (268). Течение воды в реках. Рас¬
ходы рек (269). Твердый сток (снос) рек (270). Устья рек
(271). Питание рек. Типы водного режима и климатическая
классификация рек (272). Непериодические колебания уровней
рек (276). Преобразование водного баланса и регулирование
стока (277). Химический сток рек (278). Биогенный сток
(278)
Озера ' . 279
Происхождение озерных котловин (279). Физико-географиче¬
ские условия образования озер (282). Водная масса озер (283).
Водохранилища (286). Химический режим озер (286). Тепло¬
вой режим озер (288). Динамика озерной воды (290). Озе¬
ра— среда жизни (291). Географические типы и распростра¬
нение озер (294)
Подземная вода 298
Границы и горизонты подземной части гидросферы (298). Ха¬
рактеристика грунтов по их отношению к воде (299)
Грунтовая вода • 300
Виды воды в почво-грунтах. Происхождение грунтовой воды
(301). Зональность и региональность грунтовых вод (302)
Вечная мерзлота 304
Артезианская вода » „ . * . 307
Ледники 312
\( Хионосфера (312). Снеговая граница (312). Высота снеговой
' линии на разных широтах. Материковое и горное оледенения
(313). Значение местного климата для оледенения горных
стран и островов (314). Значение рельефа для оледенения гор¬
ных стран (315). О саморазвитии ледников (316). Превра¬
щение снега в лед (316). Строение и движение ледников (317).
Цикл оледенения и классификация ледников (317). Современ¬
ное оледенение Земли (321). Наступание и отступание ледни¬
ков (327). Великие оледенения в истории Земли (327)
Глава 5. Материковая земная кора и рельеф суши * 330
Морфогенетические процессы (330). Поверхности выравнивания
(333). Генетическая классификация рельефа. Рельеф морфо¬
структурный и морфоскульптурный (334)
Основные структурные элементы материковой земной коры и глав¬
ные морфоструктурные формы рельефа материков и материковых
островов 335
Геосинклинали и складчатое горообразование (336). Возрож¬
денные горные страны (3.38). Возраст и развитие рельефа (338)
Горы . 339
Морфология складчатых горных стран (339). Морфология воз¬
рожденных горных стран (343). Закономерности в располо¬
жении горных стран (345). Современные движения земной ко¬
ры (346)
Равнины 349
Пластовые равнины (349). Денудационные, или цокольные,
равнины (351). Аккумулятивные равнины (352). Морфологи¬
ческая классификация равнин (352)
Морфоскульптурный мезорельеф 352
Флювиально-скульптурные формы рельефа и геоморфологические
комплексы
Овражный рельеф (354). Сыртовый рельеф (355). Сухие русла
(355). Речные долины (356). Аллювиальные равнины (361).
Оползни и суффозионные формы рельефа (362)
Карст 363
Рельеф областей плейстоценового оледенения 367
Центры оледенения и ледниковые покровы (367). Число лед¬
никовых эпох и региональные вариации материкового оледе-
454
нения (368). Геоморфологическая деятельность ледников и
зональность древнеледиикового морфоскульптурного рельефа
(370). Рельеф областей ледниковой аккумуляции (370). Ал¬
лювиальные равнины и эоловый рельеф виеледниковых или
экстрагляциальных областей (374)
Пустынный, или аридный, комплекс рельефа
Берега
Бухтовые берега (384). Первичноровные и выровненные бере¬
га (386). Эоловые формы рельефа на побережьях (388)
Глава 6. Основные черты пространственной неоднородности географиче¬
ской оболочки
1 Ландшафтная оболочка
Материковые и океанические лучи и секторы. Географические пояса
и зоны
Экваториальный пояс (400). Субэкваториальные пояса (401).
Тропические пояса (402). Субтропические пояса (403). Север¬
ный умеренный пояс (405). Южный умеренный пояс (407).
Северный бореальный пояс (408). Северный-холодный субарк¬
тический, или субполярный, пояс (410). Южный бореальный
пояс (411). Полярные пояса, или пояса вечного мороза (411).
'^Высотная поясность (412)
I Влияние общественной деятельности людей на природу земной
' | поверхности
1 Проблема земельных фондов и продовольственных ресурсов
(415). Изменение гидросферы и проблема водных ресурсов
(419). Изменение атмосферы и проблема чистого воздуха (422)
Современные ландшафты
Заключение
Приложение. Симметрия и диссимметрия в географической оболочке
Литература
Предметный указатель
376>
381
392
392
394
414
424
427
429
435
439*
Леонид Павлович Шубаев
ОБЩЕЕ ЗЕМЛЕВЕДЕНИЕ
И. Б. № 511
Редактор И. М. Шагирова
Художник А. Е. Коленков
Художественный редактор Т. А. Коленкова
Технический редактор 3. В. Нуждина
Корректор С. К. Марченко
Т —03112. Сдано в набор 15/VI 1976 г. Подл, к печати 1/II 1977 г. Формат
60x90Vie. Бум. тип. № 1. Объем 28,5 печ.'л. Уел. п. л. 28,5. Уч.-изд. л. 32,43.
Изд. № Е — 272. Тираж 25 ООО экз. Цена 1 р. 50 к.
План выпуска литературы издательства «Высшая школа» (для вузов и техни¬
кумов) на 1977 г. Позиция № 74.
Издательство «Высшая школа»,
Москва, К-51, Неглинная ул., д. 29/14.
Типография изд-ва «Уральский рабочий», г. Свердловск, просп. Ленина, 49.
Заказ № 371*