Общее землеведение - Савцова Т.М.

Author: Савцова Т.М.

Tags: география биографии история физическая география геодезия науки про землю издательство академия геодезические науки землеведение

ISBN: 978-5-7695-3733-2

Year: 2007

Similar

Общее землеведение

Общее мерзлотоведение

Text

ВЫСШЕЕ ПРОФЕССИОНАЛЬНОЕ

ОБРАЗОВАНИЕ

Т. М. САВЦОВА

ОБЩЕЕ
ЗЕМЛЕВЕДЕНИЕ
Допущено
Учебно-методическим объединением по специальностям
педагогического образования в качестве учебного пособия
для студентов высших учебных заведений, обучающихся
по специальности 032500 «География»

3-е издание, стереотипное

ACADEMA
Москва
Издательский центр «Академия»
2007

УДК 991.2(075.8)
ББК 26.82я73
С13

Рецензенты:
д-р пед. наук И. И. Баринова;
канд. геогр. наук Л.Л.Ажигиров (кафедра физической географии МПГУ);
д-р филос. наук Г. Н. Максимов (зав. кафедрой географии Якутского
государственного университета)

Савцова Т. М.
С13
Общее землеведение : учеб. пособие для студ. высш. пед.
учеб. заведений / Т. М. Савцова. — 3-е изд., стер. — М . : Издательский центр «Академия», 2007. — 416 с.
ISBN 978-5-7695-3733-2
В учебном пособии дано определение объекта и предмета изучения
физической географии и общего землеведения, изложены задачи и методы
географических исследований, рассмотрены факторы формирования географической оболочки, ее дифференциация на природные комплексы,
свойства географической оболочки ноосферного этапа, описаны геосферы
географической оболочки. Особый раздел посвящен проблемам взаимодействия природы и человека.
Для студентов высших педагогических учебных заведений, обучающихся по специальности «География». Может быть использовано студентами
негеографических факультетов, изучающими курс «Общая физическая география».

УДК 991.2(075.8)
ББК 26.82я73
Оригинал-макет данного издания является собственностью
Издательского центра «Академия», и его воспроизведение любым способом
без согласия правообладателя запрещается

ISBN 978-5-7695-3733-2

ПРЕДИСЛОВИЕ

На географических факультетах педагогических университетов
общее землеведение является фундаментальным курсом, на котором базируются все другие дисциплины физико-географического
направления. При изучении этого курса студенты получают навыки системного анализа географических объектов и комплексного
географического подхода.
Учебники по общему землеведению, подготовленные по программе для географических факультетов педагогических университетов, вышли в свет уже очень давно — в 1976 г. (автор Н. П. Неклюкова) и 1977 г. (автор JI. П. Шубаев). За это время были получены новые данные во всех отраслях человеческих знаний, широко
развилась сеть компьютеризации, оформились сквозные направления в географии — экологизация, гуманизация, социологизация. Появилась и активно разрабатывается идея устойчивого
развития общества, коэволюции (сотворчества) человека и природы. Все эти достижения нашли отражение в настоящем учебном пособии.
При подготовке книги автором сделана попытка преодолеть
недостаток некоторых учебников по общему землеведению, в которых практически отсутствует такая тема, как «Связи между отдельными оболочками Земли», или только в конце учебников есть
небольшие разделы по данной теме. Поэтому студенты воспринимают оболочки Земли в виде отдельных частей, не связанных между
собой. В предлагаемом пособии учению о географической оболочке уделено главное внимание. Во введении дается определение географической оболочки, подчеркивается, что она является объектом изучения физико-географических наук. Первый раздел посвящается факторам формирования географической оболочки, второй — геосферам, формирующим эту оболочку. В третьем разделе
рассматриваются закономерности географической оболочки. Отдельные геосферы анализируются по единому плану: сначала географические системы, возникающие при взаимодействии геосфер
(например, в атмосфере — воздушные массы), затем — процессы, обеспечивающие их взаимодействие (теплооборот, влагооборот и циркуляция). В заключение приводится характеристика основных свойств географических систем.
Процесс влияния человека на природные комплексы рассматривается в главах: «Атмосфера и человек», «Гидросфера и чело-3

век», «Литосфера и человек», «Биосфера и человек». Отдельная
глава посвящена анализу свойств географической оболочки ноосферного этапа. Под термином «ноосфера» понимается этап в развитии географической оболочки, когда человек и его деятельность
стали активной силой, преобразующей лик Земли.
В конце книги имеется список литературы, который заинтересует студентов и поможет им в самостоятельном изучении дополнительного материала.
Учебное пособие написано на основе курса лекций, читаемых
автором уже более 20 лет, и предназначается в первую очередь
студентам географических факультетов педагогических университетов — будущим учителям географии.
В пособии использованы карты, схемы, рисунки, взятые из
книг и учебников других авторов — Н. П. Неклюковой, К. В. Пашканга, О. К.Леонтьева и Г. И. Рычагова, И. С. Щукина, Ф. Н. Милькова, С. Б.Лаврова и Г. В. Сдасюк и др. Некоторые рисунки дополнены или изменены, ряд рисунков принадлежит автору. Материал о природных рекордах, приведенный в конце некоторых глав,
взят из Книги Гиннесса за 1988 г.
Автор выражает благодарность А.А.Ажигирову, И.И.Бариновой, Н.П.Матвееву, Т.Л.Смоктунович, С.Г.Любушкиной,
А. В. Чернову за ценные замечания, сделанные при подготовке
книги, а также всем коллегам за помощь.

ВВЕДЕНИЕ

География (землеописание) возникла очень давно, древнейшие изображения поверхности Земли были обнаружены в Вавилонии, Египте, Древнем Китае. Сохранились планы города Вавилона (XIX—VII вв. до н.э.), восточного побережья Средиземного моря. Наука «география» успешно развивалась в античной
Греции. Идея о шарообразности Земли зародилась уже в VI в. до
н.э. у таких крупнейших ученых античной Греции, как Пифагор
(570 — 500 гг. до н.э.), Аристотель (384—322 гг. до н.э.) и Эратосфен Киренский (276—194 гг. до н.э.). Труд Аристотеля «Метеорологика», по существу, первая научная книга по географии. В ней
он привел доказательство шарообразности Земли, вслед за Евдоксом Книдским выделил тепловые пояса Земли. Эратосфен в
своих трудах предложил термин «географика» и впервые измерил окружность Земли по меридиану. Эратосфена называют «отцом географии», он составил сравнительно точную карту Земли, определил «климаты» как широтные полосы с разной продолжительностью дня.
Объект и предмет географии. Место общего землеведения в системе наук о Земле. География — комплексная наука, она делится
на четыре блока (В.П.Максаковский, 1998): физико-географические,. социально-экономико-географические науки, картографию,
страноведение. Каждый из этих блоков, в свою очередь, подразделяется на системы географических наук.
Блок физико-географических наук состоит из общих физикогеографических наук, частных (отраслевых) физико-географических наук, палеогеографии. Общие физико-географические науки
делятся на общую физическую географию (общее землеведение)
и региональную физическую географию.
Объект науки — конечная цель, к которой стремится любое
географическое исследование. Предмет науки — ближайшая цель,
задача, стоящая перед конкретным исследованием. Под предметом науки понимается изучение пространственных соотношений
развивающихся территориальных объектов (В.С.Жекулин, 1989)
или структуры, внутренних и внешних взаимосвязей, динамики
функционирования географической оболочки как целостной системы (Ф. Н. Мильков, 1990). По мнению В.С.Лямина (1978), существует два уровня в развитии предмета науки: первый, когда
преимущественно изучаются свойства и внешние связи объектов,
5

и второй, когда наука уже исследует сущность объектов, раскрывает законы их строения и развития.
Все физико-географические науки объединяет единый объект
исследования. Сейчас уже большинство ученых пришли к общему
мнению о том, что все физико-географические науки изучают
географическую оболочку. По определению Н. И. Михайлова (1985),
физическая география — наука о географической оболочке Земли,
ее составе, структуре, особенностях формирования и развития,
пространственной дифференциации.
Географическая оболочка — материальная система, образованная при взаимопроникновении и взаимодействии атмосферы, гидросферы, литосферы, живого вещества, а на современном этапе — и
человеческого общества.
Общее землеведение представляет собой фундаментальную физико-географическую науку, формирующую основной понятийный аппарат физической географии. Общее землеведение изучает
планетарную систему Земли — географическую оболочку. Следовательно, объектом науки «Общее землеведение» является географическая оболочка как единая система, предметом науки —
исследование закономерностей структуры, функционирования,
динамики и эволюции географической оболочки, проблемы территориальной дифференциации.
Региональная физическая география изучает конкретные природно-территориальные комплексы, особенности их строения, развития и тенденций формирования.
Частные физико-географические науки исследуют отдельные
геосферы внутри географической оболочки, их строение и свойства:
— геоморфология — наука о рельефе земной поверхности и
породах, его подстилающих; она изучает особенности строения,
истории происхождения и развития рельефа;
— метеорология и климатология — науки, изучающие воздушную оболочку Земли, формирование климатов и их географическое распространение;
— гидрология — наука, изучающая водную оболочку Земли.
Гидрология делится на океанологию и гидрологию суши. Океанология исследует строение, динамику Мирового океана, гидрология суши изучает воды суши;
— почвоведение рассматривает закономерности образования
почв, их развитие, состав и пространственное размещение;
— биогеография изучает состав живых организмов, их распространение и формирование биоценозов.
Задача палеогеографии — изучение географической оболочки
и динамики природных условий в прошлые геологические эпохи.
По мнению Ф.Н.Милькова (1990), учение о географической
оболочке является той призмой, которая помогает определить гео6

графическую принадлежность изучаемых предметов, процессов и
целых научных дисциплин.
Географическая оболочка в настоящее время сильно изменилась под воздействием человека. В ней сосредоточены области наивысшей хозяйственной активности общества. Во многих странах
оболочка буквально насыщена инженерными сооружениями, городами, каналами, сельскохозяйственными территориями. Сейчас ее уже невозможно рассматривать без учета воздействия человека. В книге «Мир географии» (под ред. Г. И. Рычагова) дано
определение географии как науки, изучающей географическую
оболочку в процессе ее антропогенной эволюции. В определении
подчеркивается, что на современном этапе географ должен основное внимание уделять взаимодействию человека и природы.
Уже давно в работах географов стало формироваться представление о сквозных направлениях (В.П.Максаковский, 1998). В общем землеведении как фундаментальной науке особенно выделена важность данных направлений. Во-первых, это гуманизация,
т.е. поворот к человеку, всем сферам и циклам его деятельности.
Гуманизация — новое мировоззрение, утверждающее ценности
общечеловеческого, общекультурного достояния, поэтому география должна рассматривать связи «человек—хозяйство—территория—окружающая среда».
Во-вторых, это социологизация, т.е. повышение внимания к
социальным аспектам развития.
В-третьих, экологизация — направление, которому в настоящее
время придается исключительно важное значение. Проблемы взаимодействия общества и природы привлекли внимание всего человечества. Экологизация пронизала все естественные и общественные
науки. Экологическая культура человечества должна включать навыки, осознанную необходимость и потребность соизмерять деятельность общества и каждого человека с возможностями сохранения
позитивных экологических качеств и свойств окружающей среды.
В-четвертых, экономизация — направление, характерное для многих наук. Зарождение и развитие экономизации связаны с «количественной революцией», наступившей при расцвете кибернетики.
Задачи географии. Развитие общего землеведения как науки неотделимо от развития географии. Поэтому задачи, стоящие перед географией, являются в той же мере и задачами общего землеведения.
Всем наукам, в том числе и географии, свойственны три ступени познания:
— сбор и накопление фактов;
— приведение их в систему, создание классификаций и теорий;
— научный прогноз (предвидение), практическое применение
теории.
Задачи, которые ставила перед собой география, по мере развития науки и человеческого общества изменялись.
7

Античная география в основном имела описательную функцию,
занималась описанием вновь открытых земель. Эту задачу география выполняла до Великих географических открытий XVI —
XVII вв. Описательное направление в географии не потеряло своего значения и в настоящее время. Продолжаются исследования
дна Мирового океана: только в середине XX в. человечество узнало о существовании планетарной системы срединно-океанических
хребтов, а в 1980 г. — о «черных курильщиках» (уникальных природных объектах на дне океана). Однако в недрах описательного
направления зарождалось другое направление — аналитическое:
первые географические теории появились в античное время. Аристотель — основоположник аналитического направления в географии. В своих трудах он рассматривает единство водной и воздушной оболочек Земли, в которых происходит круговорот воды.
В XVIII —XIX вв., когда мир был в основном открыт и описан,
на первое место вышли аналитическая и объяснительная функции: географы анализировали накопленные данные и создавали
первые гипотезы и теории. Развитие географической мысли в России в XVIII в. связано с именами крупнейших ученых — В. Н.Татищева, М.В.Ломоносова, С.П.Крашенинникова и др. В.Н.Татищев в труде «История российская» изложил свое видение сущности географии, деление географии на ряд географических наук.
М.В.Ломоносов в труде «О слоях земных» подчеркнул важность
исторического подхода в науке. Историзм пронизывает все творчество ученого, независимо от того, говорит ли он о происхождении чернозема или о тектонических движениях. Книга С. П. Крашенинникова «Описание земли Камчатки» стала первым комплексным страноведческим исследованием. В XIX—XX вв. в России
работали замечательные географы — П. П. Семенов-Тян-Шанский,
Н.М.Пржевальский, В.А.Обручев, Д.Н.Анучин, В.А.Докучаев
и др. Они продолжили развитие аналитического направления географии.
В Западной Европе активно развивали географические идеи такие ученые, как А. Гумбольдт, Э. Реклю, К. Риттер, А. Гетнер и др.
Гумбольдта считают одним из основоположников научного страноведения, разработавшего сравнительный метод в географии. Он
вскрыл значение анализа взаимосвязей как ведущей нити всей
географической науки. К. Риттер ввел в науку термин «землеведение», стремился количественно оценить пространственнные соотношения между различными географическими объектами. Э. Реклю принадлежит многотомный труд «Земля и люди. Всеобщая гео->
графия», в котором он охарактеризовал большинство стран мира,
приводя очень интересные сведения о них. Реклю является основоположником современного страноведения.
Очевидно, зарождение науки «Общее землеведение» относится к середине XIX в. и связано с именами крупнейших российских
8

ученых А. Н. Краснова, П. И. Броунова. Краснов в курсе лекций,
прочитанных в Харьковском университете, утверждал, что научное землеведение должно не описывать разрозненные явления природы, а отыскивать взаимосвязи между ними. Броунов читал курс
«Общая физическая география» в Петербургском университете.
В структуру курса входили: общие сведения о Земле; метеорология
суши; воды суши; океаны и моря. Он предложил выделять особую
наружную оболочку Земли как объект физической географии.
В начале XX в. вышли в свет два учебника по общему землеведению — А. Н. Краснова и П. И. Броунова.
В настоящее время на ноосферном этапе развития географической оболочки большое внимание уделяется географическому
прогнозу и мониторингу, т. е. контролю за состоянием природы и
предвидению будущего ее развития.
Важнейшая задача современной географии — разработка научных основ рационального использования природных ресурсов, сохранения и улучшения природной среды. Для ее решения необходимо изучать закономерности изменения и развития географической
оболочки в условиях интенсивного использования природных ресурсов, неизбежной трансформации окружающей среды при активном техногенном воздействии. География, с одной стороны,
занимается разработкой прогноза изменения природы в результате хозяйственной деятельности человека, с другой — исследованием воздействия этой деятельности на природу.
В настоящее время немаловажное значение придается изучению
стихийных бедствий и разработке путей их прогноза, поскольку
участились природные и техногенные катастрофы, а по мере увеличения численности населения и развития техники их воздействие будет приобретать все большие масштабы.
Одной из важнейших задач географии является исследование
взаимодействия человека и природы, разработка стратегии
коэволюции человека и природы.
География имеет и воспитательный аспект. Нельзя представить
себе человека, не знающего географии, не ориентирующегося в
экологической проблематике. Задача географии — воспитание глубокого понимания тесной связи человечества с природными процессами, «сотворчества» человека и природы.
Методы географических исследований. Все разнообразие методов географических исследований сводится к трем категориям:
общенаучные, междисциплинарные и специфические для данной науки (по Ф. Н. Милькову, 1990). Важнейшим общенаучным методом является материалистическая диалектика. Ее законы и основные положения о всеобщей связи явлений, единстве и борьбе
противоположностей составляют методологическую основу географии. С материалистической диалектикой связан и исторический метод. В физической географии исторический метод нашел
9

свое выражение в палеогеографии. Общенаучное значение имеет
системный подход к изучаемому объекту. Каждый объект рассматривается как сложное образование, состоящее из структурных частей, взаимодействующих друг с другом.
Междисциплинарные методы — общие для группы наук. В географии — это математический, геохимический, геофизический
методы и метод моделирования. Для изучения объектов используются количественные характеристики, математическая статистика. В последнее время широко применяется компьютерная обработка материалов. Математический метод — важный метод в географии, но нередко тестирование, запоминание количественных
характеристик подменяют развитие творческой, думающей личности. Геохимический и геофизический методы позволяют оценить
потоки вещества и энергии в географической оболочке, круговороты, термический и водный режимы.
Модель — графическое изображение объекта, отражающее структуру и динамические связи, дающее программу дальнейших исследований. Широкую известность получили модели будущего состояния биосферы Н. Н. Моисеева. Человечество поняло, что биосфера — одна для всех людей мира и сохранение ее является средством выживания.
К специфическим методам в географии относятся сравнительно-описательный, экспедиционный, картографический, аэрокосмический.
Сравнительно-описательный и картографический методы —
самые старые методы в географии. А. Гумбольдт (1769—1859)
в «Картинах природы» писал, что сравнивать между собой отличительные особенности природы отдаленных стран и представлять результаты этих сравнений — благодарная задача географии.
Сравнение выполняет ряд функций: определяет ареал сходных
явлений, разграничивает сходные явления, делает незнакомое
знакомым.
Экспедиция — это хлеб географии. Геродот в середине V в. до н.э.
совершил многолетние путешествия: побывал в причерноморских степях, посетил Малую Азию, Вавилон, Египет. В своем
девятитомном труде «История» он описал природу, население,
религию многих стран, привел данные о Черном море, Днепре,
Доне.
Разновидностью полевых исследований являются географические стационары. Инициатива их создания принадлежит А. А. Григорьеву (1883 — 1968), первый стационар под его руководством был
создан на Тянь-Шане. Широкой известностью пользуются геогра г
фический стационар Государственного гидрологического института (ГГИ) на Валдае, географический стационар МГУ в Сатино.
На их базе проводятся комплексные географические исследования. В МПГУ географическим стационаром является база в Тару10

се, на материалах, полученных при полевых исследованиях, написаны многочисленные курсовые и дипломные работы.
Изучение географических карт перед выездом в поле — необходимое условие для успешных полевых работ. В это время выявляются пробелы в данных, определяются районы комплексных исследований. Карты — конечный итог полевых работ, они отражают взаиморасположение и структуру изученных объектов, показывают их взаимосвязи.
Аэрофотосъемка используется в географии с 30-х годов XX в.,
космические снимки появились сравнительно недавно. Они позволяют в комплексе, на больших территориях и с большой высоты
оценить изучаемые объекты.
Современный географ — это высокоэрудированный, многогранный исследователь с особым географическим, комплексным
мышлением и взглядом на мир, способный за незначительным на
первый взгляд явлением увидеть стройную систему временных и
пространственных связей и взаимодействий. Он изучает окружающий мир в его природном и социально-экономическом многообразии. Все географические исследования отличает специфический географический подход — фундаментальное представление о
взаимосвязи и взаимообусловленности явлений, комплексный
взгляд на природу. Он характеризуется территориальностью, глобальностью, историзмом. И, как в давние времена, племя одержимых жаждой знаний людей покидает уютные и обжитые места,
отправляясь в составе экспедиций раскрывать тайны планеты, преобразовывать ее лик.

Раздел

ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ
ГЕОГРАФИЧЕСКОЙ ОБОЛОЧКИ

Географическая оболочка, сформировавшаяся на планете, испытывает со стороны кобмоса и недр Земли постоянное воздействие. Факторы формирования можно разделить на космические и
планетарные. К космическим факторам относятся: движение галактик, излучение звезд и Солнца, взаимодействие планет и спутников, воздействие небольших небесных тел — астероидов, комет, метеорных потоков. К планетарным — орбитальное движение
и осевое вращение Земли, форма и размеры планеты, внутреннее
строение Земли, геофизические поля.

Глава 1
КОСМИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
1.1. Галактики. Движение галактик
Космос (Вселенная) — весь существующий материальный мир.
Он вечен во времени и бесконечен в пространстве. Материя во
Вселенной сосредоточена в звездах, планетах, астероидах, спутниках, кометах и других небесных телах; 98 % всей видимой массы сосредоточено в звездах.
Во Вселенной небесные тела образуют системы различной сложности. Например, планета Земля со спутником Луной образует
систему. Она входит в более крупную систему — Солнечную,
образованную Солнцем и движущимися вокруг него небесными
телами — планетами, астероидами, спутниками, кометами. Солнечная система, в свою очередь, является частью Галактики.
Галактики образуют еще более сложные системы — скопления
галактик. Самая грандиозная звездная система, состоящая из множества галактик, — Метагалактика — видимая с помощью прибо12

Рис. 1.1. Морфологическая классификация галактик по Э.Хабблу

ров часть Вселенной. По современным представлениям, она имеет диаметр около 100 млн световых лет, возраст Вселенной —
15 млрд лет, в нее входит 1022 звезд.
Расстояния во Вселенной определяются следующими величинами: астрономическая единица, световой год, парсек.
Астрономическая единица — среднее расстояние от Земли до
Солнца:
1 а. е. = 149600000 км.
Световой год — расстояние, которое свет проходит за год:
1 св. год = 9,46 • 1012 км.
Парсек — расстояние, с которого средний радиус земной орбиты виден под углом в 1" (годичный параллакс):
1 пк = 3,26 св. год = 206 265 а.е. = 3,08 • 1013 км.
Звезды в Метагалактике образуют галактики (от греч. galaktikos —
млечный) — это большие звездные системы, в которых звезды
связаны силами гравитации. Предположение о том, что звезды
образуют галактики, высказал И.Кант в 1755 г.
Галактики резко различаются размерами, числом входящих в
них звезд, внешним видом. По внешнему виду и структуре галактики делятся на несколько морфологических типов (рис. 1.1): эллиптические, спиральные, неправильные.
Эллиптические галактики составляют 25 % от общего числа галактик. Они выглядят как нерезкий круг или эллипс, яркость которого быстро уменьшается от центра к периферии. По форме эллиптические галактики очень разнообразны: бывают как шаро13

вые, так и очень сплюснутые. Это наиболее простые по структуре
галактики. Холодного газа в них почти нет, наиболее массивные
галактики заполнены очень разреженным горячим газом с температурой более 1 ООО ООО К. Примером эллиптической галактики служит галактика в созвездии Девы.
Спиральные галактики — самый многочисленный тип — составляют около 50 % всех наблюдаемых галактик. Большая часть звезд
галактики занимает линзообразный объем (галактический диск). На
галактическом диске заметен спиральный узор из двух или более
закрученных в одну сторону ветвей или рукавов, выходящих из
центра галактики. Диск погружен в разреженное слабосветящееся
облако звезд — гало. Спиральные галактики также характеризуются
разнообразием видов. В некоторых галактиках центральная часть имеет
шарообразную форму и ярко светится. Эта часть называется балдж
(от англ. bulge — утолщение, вздутие). У других галактик в центральной части располагается «звездная перемычка» — бар. Наиболее
известны — наша Галактика и туманность Андромеды. В ясную ночь
туманность Андромеды видна как облако недалеко от звезды у Андромеды. Свет от нее до Земли вдет 2 млн лет.
Для неправильных галактик характерна неправильная, клочковатая форма. К этому типу относится около 5 % всех звездных систем. Такие галактики содержат много газа — до 50 % их общей
массы. Наиболее известными неправильными галактиками являются Большое и Малое Магеллановы Облака. Они находятся на
расстоянии 200 и 170 тыс. св. лет от нашей Галактики. Эти галактики располагаются вблизи Южного полюса Мира и составляют с
ним равносторонний треугольник.
Промежуточным типом между спиральной и эллиптической
галактиками является линзовидная галактика. У таких галактик слабо
прослеживаются рукава. К ним относится около 20 % известных
галактик.
Галактики — грандиозные звездные скопления. В них триллионы звезд, их радиус достигает десятков тысяч парсек. Однако встречаются среди галактик и карликовые. Они в несколько раз меньше
по размерам и массе. Первые семейства карликовых галактик были
открыты в 30-е годы XX в. Американский астроном X. Шепли обнаружил два слабых скопления звезд в созвездии Скульптора (южное полушарие неба). Они не принадлежали к нашей Галактике и
оказались карликовыми звездными системами. Карликовые галактики состоят из очень старых звезд небольшой массы и содержат
мало пыли и газа.
Практически во всех галактиках выделяется яркая центральная часть, называемая ядром. Яркость ядра объясняется высокой концентрацией звезд. Однако суммарное число звезд ядра
составляет лишь несколько процентов от их общего числа в галактике.
14

В некоторых ядрах помимо звезд наблюдается яркий звездоподобный источник в центре и светящийся газ, движущийся со скоростью тысячи километров в секунду. Такие галактики получили
название галактик с активными ядрами, или сейфертовских (по
имени открывшего их в 1943 г. американского астронома К. Сейферта). Сейфертовские галактики относятся к спиральным звездным системам с баром. Они составляют примерно один процент
от общего числа спиральных галактик. Формы проявления активности могут быть самыми разнообразными. Это может быть очень
большая мощность излучения в оптической, рентгеновской или
инфракрасной области спектра. Иногда наблюдается быстрое движение газа, причем газ образует длинные прямолинейные выбросы. Активные ядра характеризуются очень большой светимостью
во всем диапазоне электромагнитного спектра. Что служит источником энергии для такой бурной активности — до сих пор точно
не установлено.
В середине XX в. астрономы обнаружили, что 5 —10 % галактик
имеют искаженную неправильную форму. Иногда две галактики окружены общим светящимся звездным облаком либо связаны газовой
перемычкой. Чаще всего эти необычные звездные системы являются
членами пар или тесных групп, т.е. они взаимодействуют друг с
другом. Термин «взаимодействующие галактики» был предложен
советским астрономом Б. А. Воронцовым-Вельяминовым (1980).
Взаимодействующие галактики — это не случайно встретившиеся звездные системы, а тесные пары, связанные общим происхождением. Гравитационные поля этих систем создают приливные силы, которые искажают форму галактик и их внутреннюю
структуру. Взаимодействие в конце концов приводит к сближению систем и последующему слиянию. Астрономы открыли, что в
некоторых галактиках видны двойные ядра, протяженные звездные короны, что говорит о возможном слиянии систем.
Взаимодействие играет очень большую роль в эволюции звездных систем. В это время наблюдается вспышка звездообразования,
во время которой рождаются сотни миллионов звезд. Существуют
галактики-«каннибалы», которые, являясь более массивными, разрушают небольшие галактики. Астрономы предполагают, что миллиарды лет назад взаимодействие и слияние галактик происходило значительно чаще, к настоящему времени они уже успели слиться в единые системы.
Нашу Галактику можно отнести к числу слабо взаимодействующих галактик. Она испытывает гравитационное воздействие со
стороны близких спутников —• Большого и Малого Магеллановых
Облаков. Влияние нашей Галактики немного сильнее, и постепенно Магеллановы Облака разрушаются. Через несколько миллиардов лет Магеллановы Облака войдут в нашу систему и сольются с ней.
15

На ночном небе звезды часто группируются в созвездия. В настоящее время все небо условно разделено на 88 участков, имеющих строго определенные границы. Эти участки и называются
созвездиями, причем к данному созвездию относятся все звезды,
находящиеся внутри его границ. Двенадцать созвездий образуют
зодиак — пояс зверей, по ним проходит «видимый» путь Солнца в
течение года (Рак, Лев, Дева, Весы, Скорпион, Стрелец, Козерог, Водолей, Рыба, Овен, Телец, Близнецы). Некоторые ученые
к зодиакальным созвездиям относят созвездие Змееносца.
Близкое расположение звезд в созвездиях — явление кажущееся, в пространстве звезды находятся на огромном расстоянии друг
от друга. Однако и в действительности звезды могут образовывать
звездные скопления. Впервые изучением звездных скоплений занялся
крупный астроном У.Гершель (1738—1822). Он разделил звездные скопления на два класса: шаровые и рассеянные. В XX в. к ним
добавили еще звездные ассоциации. Различаются они по количеству звезд, химическому составу и во^)асту звезд.
Шаровые скопления имеют ярко выраженную сферическую форму, звезды в них концентрируются к центру. Крупнейшие скопления
насчитывают свыше миллиона звезд. Количество звезд в таких скоплениях достигает десятков тысяч в кубическом парсеке (в окрестностях Солнца на кубический парсек в среднем приходится всего одна
звезда). Диаметры шаровых скоплений составляют от 20 до 100 пк.
Шаровые скопления — старейшие объекты нашей Галактики. Они
располагаются симметрично относительно центра Галактики. В нашей Галактике известно более 150 шаровых скоплений.
Рассеянных скоплений гораздо больше, чем шаровых. Сейчас
известно более 1200 рассеянных звездных скоплений. Самые известные среди них — Плеяды и Гиады в созвездии Тельца (до скопления Гиады 40 пк).
Звездные ассоциации характеризуются большими размерами, их
протяженность достигает 200 — 300 св. лет (60 — 90 пк), но они более разрежены, чем скопления. В ассоциациях может содержаться
несколько десятков горячих голубых звезд. Некоторые звезды настолько молоды, что еще не успели сформироваться окончательно. Ассоциации, как правило, связаны с облаками холодного молекулярного газа, из которого и возникают звезды.
Наша Галактика называется Млечный Путь*.
* Согласно мифу, Геракл — сын Зевса и смертной женщины — мог получить
бессмертие только вкусив молока Геры. Хитрый Гермес подложил Геракла к груди
Геры, когда она спала. Проснувшись, Гера оттолкнула младенца, молоко брызнуло из ее груди и разлилось по небу. Серебристая полоса на небе представлялась
древним в виде дороги, протянувшейся с севера на юг. Для славян это был
Птичий Путь, для русских — Мамаева Дорога, для украинцев — Чумацкий Шлях.
Развитие христианства и ислама породило другие названия. У христиан дорога на
небе называлась Иерусалимский Путь, у мусульман — Дорога Паломников.

Млечный Путь — грандиозное звездное скопление, видимое
на ночном небе как туманная, молочная полоса. Размеры Галактики постоянно уточняются, в начале XX в. для нее приняли следующие величины: диаметр галактического диска равен 100 тыс.
св. лет (30,7 тыс. пк), толщина — около 1000 св. лет (310 пк). В
Галактике 150 млрд звезд, более 100 туманностей. Наша Галактика является спиральной галактикой. Плоский линзообразный диск
Галактики погружен в разреженное звездное облако — гало. Гало
состоит из очень старых, неярких звезд с небольшой массой. Они
встречаются как поодиночке, так и в виде шаровых скоплений.
Астрономы определили, что возраст звезд гало составляет 12 млрд
лет. Характерной особенностью звезд гало является малая доля в
них тяжелых элементов, звезды содержат металлов в сотни раз
меньше, чем Солнце. Звезды гало движутся вокруг центра Галактики по очень вытянутым орбитам. Гало в целом вращается очень
медленно. Диск вращается заметно быстрее, скорость вращения
возрастает от нуля в центре до 200 — 240 км/с на расстоянии 2000
св. лет от него. Вблизи плоскости диска концентрируются молодые
звезды и звездные скопления, возраст которых не превышает нескольких миллиардов лет. Для центральных областей Галактики
характерна большая концентрация звезд: в кубическом парсеке их
может быть несколько тысяч.
Газ в диске Галактики сосредоточен вблизи его плоскости, где
он образует многочисленные газовые облака. Основным химическим элементом в нашей Галактике является водород, */4 приходится на гелий. Остальные химические элементы присутствуют в
очень маленьких количествах.
В центре Галактики расположено ядро. Предполагается, что ядро
представляет собой компактный массивный объект — черную дыру
массой около миллиона масс Солнца.
Одним из наиболее заметных образований в диске являются
спиральные рукава, или ветви. Спиральная структура нашей Галактики очень хорошо развита. Выделяются две спиральные ветви:
Стрельца и Персея (названы по созвездиям, где обнаруживаются
эти ветви). В созвездии Ориона проходит еще одна, не столь ярко
выраженная ветвь. Вдоль рукавов сосредоточены самые молодые
звезды, рассеянные звездные скопления и ассоциации. В рукавах
происходит активное звездообразование, здесь часто вспыхивают
сверхновые звезды (рис. 1.2).
Все межзвездное пространство заполнено веществом. Вещество
распределено в пространстве неравномерно, образуя облака повышенной плотности — туманности. Темные туманности состоят,
по-видимому, из пыли, светлые — из газа. Систематическое изучение туманностей начал У. Гершель. Оказалось, что газовые туманности различаются по цвету — белые, зеленоватые, розовые
и др.; цвет их зависит от температуры, плотности и химического
17

Главный рукав
Промежуточный
рукав

HHI Внутренний
рукав
gj§§ Внешний рукав

® Оптические наблюдения
•

Радионаблюдения

Рис. 1.2. Спиральная структура Галактики

состава газов. Типичное облако атомарного водорода имеет температуру около 70 К, невысокую плотность (несколько десятков атомов в 1 см3). Размеры облаков водорода от 10 до 100 пк.
Кроме газа в пространстве имеется пыль. Она образует темные
туманности. Плотность пыли ничтожно мала, в 1 см3 пространства
содержится один атом газа, на 100 млрд атомов приходится одна
пылинка. Пылевые частички в нашей Галактике концентрируются в
плоскости галактического диска, поэтому большая часть темных пятен сосредоточена именно на фоне Млечного Пути. Наблюдения показали, что межзвездная пыль состоит преимущественно из двух видов
частиц: углеродных и силикатных. Размер пылинок колеблется от
одной миллионной до одной десятитысячной доли сантиметра.
Межзвездные пыль и газ служат материалом, из которого формируются новые звезды. В газовых облаках под действием сил тяготения
образуются сгустки — зародыши будущих звезд. Сгусток продолжает
сжиматься до тех пор, пока в его центре температура и плотность не
повысятся до такой степени, что начинаются термоядерные реакции. С этого времени сгусток газа превращается в звезду.
18

Межзвездная пыль принимает активное участие в этом процессе.
Пыль способствует более быстрому остыванию газа. Она поглощает энергию, выделяющуюся при сжатии, и переизлучает ее в другом спектре.
От свойств и количества пыли зависит масса образующихся звезд.
Если в облаке образовалась звезда, то ее воздействие на газ и
пыль ускоряет процесс конденсации соседних облаков и образование звезд в них. Рано или поздно весь водород сгорает, превратившись в гелий. Как только ядерные реакции затухают, ядро звезды
сжимается, а внешние слои расширяются. На определенной стадии звезда сбрасывает свою внешнюю оболочку и возвращает в
межзвездную среду часть газа, затраченного на ее образование.
Космические лучи представляют собой поток атомных ядер очень
высоких энергий, состоящий в основном из протонов (90 % протоны, остальное альфа-частицы и ядра более тяжелых элементов). Они
пронизывают Мировое пространство и имеют галактическое происхождение. Возможно, что космические лучи могут рождаться и за пределами нашей Галактики. Наиболее мощные источники космических
лучей — оболочки сверхновых звезд. Согласно расчетам исследователей (В. JI. Гинзбург, И. С. Шкловский, 1980), наблюдаемые вспышки
сверхновых и новых звезд могут поддерживать количество частиц
космического излучения в Галактике на наблюдаемом уровне.
Плотность космических лучей у поверхности Земли невелика,
они практически полностью поглощаются в атмосфере. Значение
космических лучей заключается в том, что в атмосфере Земли
они способствуют образованию вторичных радиоактивных изотопов. Вместе с другими изотопами они вступают в круговорот, попадают в состав тканей растений, животных, человека. По мнению В.И.Вернадского (1987), именно воздействие космических
лучей привело к развитию живого вещества и разума на Земле.
Расстояние от Солнечной системы до центра Галактики составляет 23 — 28 тыс. св. лет (7 — 9 тыс. пк). Солнце находится на
периферии Галактики, вне спиральных рукавов. Для Земли это
обстоятельство очень благоприятно: она расположена в относительно спокойной части Галактики и в течение миллиардов лет
не испытывает влияния космических катаклизмов.
Солнечная система вращается вокруг центра Галактики со скоростью 200—220 км/с, совершая один оборот за 180—200 млн лет.
За все время существования Земля облетела вокруг центра Галактики не больше 20 раз. На Земле 200 млн лет — продолжительность тектонического цикла. Это очень важный этап в жизни Земли, характеризующийся определенной последовательностью тектонических событий. Цикл начинается погружениями земной коры,
накоплением мощных толщ осадков, подводным вулканизмом.
Далее усиливается тектоническая деятельность, возникают горы,
меняются очертания материков, что, в свою очередь, вызывает
изменения климата.

1.2. Звезды. Излучение звезд и Солнца
Звезды — раскаленные, самосветящиеся газовые шары. Основными характеристиками звезд являются блеск, светимость, масса, радиус, температура, химический состав.
Блеск — это видимая яркость звезды. Первый каталог звезд, видимых невооруженным глазом, составил Гиппарх в II в. до н.э. Он
разделил звезды по яркости на шесть классов. Самые яркие — звезды первой величины, самые тусклые — звезды шестой величины.
Астрономы установили, что при переходе от класса к классу
поток света от звезды меняется в 2,5 раза, т.е. звезда первой величины в 2,5 раза ярче звезды второй величины и т.д. В настоящее
время шкала Гиппарха расширена: за начало отсчета принята звезда
Вега, блеск которой равняется нулевой величине 0 т . Звезды ярче
Веги имеют отрицательную звездную величину. Звездная величина самой яркой звезды Сириус составляет - 1,5 т , т.е. она в четыре
раза ярче Веги. Блеск полной Луны раве^Г- 12,7Ш, Луна в
10 тыс. раз ярче Сириуса. Шкала звездных величин продолжается и
в сторону звезд, не видимых невооруженным глазом. Есть звезды
7т, 8 т , 9т и т.д.
Светимость — мощность излучения звезды. Светимость и блеск
звезд — величины, друг с другом не связанные. Звезда может иметь
большую светимость, но находиться на значительном расстоянии,
следовательно, блеск ее будет иметь малую величину. Чтобы оценить истинное излучение звезды, надо знать расстояние до нее.
Расстояние определяется годичным параллаксом, т.е. углом, под
которым звезда видна с разных точек орбиты Земли. Параллаксы
даже самых близких звезд очень малы, около 1 с, поэтому измерения расстояний до звезд очень сложный процесс. Когда измерили
расстояния до звезд, стало очевидно, что многие звезды превосходят Солнце по светимости. Если принять светимость Солнца за
единицу (светимость Солнца L 0 = : 4,1026 Вт), то светимость Сириуса будет равна 22 L 0 , Веги — 50 L 0 , Арктура — 107 L 0 . Есть
звезды, светимость которых меньше светимости Солнца.
В астрономии применяется абсолютная шкала температур (по
Кельвину). Начало шкалы сдвинуто на -273°С, т.е. 0 К равен
- 273 °С. Самые горячие звезды имеют температуру свыше 20 ООО К,
самые холодные — около 3000 К.
В начале XX в. в Гарвардской обсерватории (США) была разработана спектральная классификация звезд. Основные классы в ней
обозначаются буквами (О, В, A, F, G, К, М). Для более точной
характеристики каждый класс разделен еще на 10 подклассов,
обозначаемых цифрами от 0 до 9. Каждый класс звезд характеризуется определенным цветом и температурой фотосферы:
класс О — голубые звезды с температурой 35 000 К;
класс В — голубовато-белые звезды, температура 25 000 К;
20

класс А — белые звезды, температура 10 000 К;
класс F — желтоватые звезды, температура 7500 К;
класс G — желтые звезды, температура 6000 К;
класс К — оранжевые звезды, температура 4000 К;
класс М — красные звезды, температура 3000 К.
Информацию об излучении звезды дает спектр. Коротковолновое видимое излучение дает фиолетовый цвет, длинноволновое — красный. Темные линии на спектре связаны с поглощением света атомами различных элементов в атмосфере звезды. В горячих голубых звездах большая часть атомов ионизирована. Самые
заметные линии принадлежат гелию. У белых и желтых звезд с
температурой 5000—10000 К выделяются линии водорода, кальция, железа, магния. У красных звезд с температурой 3000 К преобладают линии металлов.
Спектральные паспорта звезд выглядят следующим образом:
Ригель — В6, Сириус — А1, Полярная — F8, Солнце — G2.
Химический состав звезд водородно-гелиевый, на долю этих двух
элементов в большинстве звезд приходится 98 % массы. Наиболее
распространенным элементом является водород (около 80 %), вторым элементом — гелий (18 %). Доля тяжелых элементов невелика —
всего 2 %. Наиболее распространены те же элементы, которые преобладают в химическом составе Земли: кислород, углерод, азот,
железо. В некоторых звездах тяжелых элементов значительно больше, чем на Солнце. Бывают бариевые или ртутно-бариевые звезды.
Как правило, эти звезды сильно отличаются от обычных звезд по
температуре, скорости вращения, размерам и массе.
Размер звезды можно измерить по продолжительности процесса уменьшения яркости звезды при покрытии ее Луной или теоретически — по светимости и температуре. Измерения показали,
что самые маленькие звезды — белые карлики — имеют в диаметре
несколько тысяч километров. Размеры наиболее крупных звезд —
красных сверхгигантов — сопоставимы с диаметром Солнечной
системы, т.е. несколько миллиардов километров (рис. 1.3).
Важнейшей характеристикой звезды является масса. Основной
метод определения массы звезд дает исследование двойных звезд:
масса звезд определяется на основании закона всемирного тяготения Ньютона и законов Кеплера: астрономы измеряют скорости движения звезд, входящих в двойные системы, относительно
общего центра масс. Массы звезд варьируют в пределах от нескольких десятков до 0,1 массы Солнца. При меньшей массе термоядерный синтез, т. е. реакция перехода водорода в гелий, невозможен.
Звезды образуются из космических газопылевых облаков. При
сжатии газа внутренние части облака постепенно разогреваются.
Когда температура достигает миллиона градусов, начинаются термоядерные реакции (термоядерный синтез) — рождается звезда.
Чем больше водорода и гелия по сравнению с более тяжелыми
21

Рис. 1.3. Размеры некоторых звезд по сравнению с размерами Солнца
и Земли

элементами, тем ниже температура в центре звезды. Чисто водородная звезда имела бы температуру 10 млн К, гелиевая — 26 млн К,
звезда, состоящая целиком из более тяжелых элементов, —
40 млн К. Сначала в центре звезды начинается термоядерный синтез — реакция перехода водорода в гелий. В каждой точке внутри
звезды действует сила давления газа, которая старается расширить звезду. Но ей противостоит другая сила — тяжесть вышележащих слоев газа. Когда силы равны, звезда находится в равновесии.
По мере расходования водорода температура в центре повышается до 50 млн К и начинается «горение» гелия. Гелий в результате
превращается в углерод. В дальнейшем в центре звезды создаются
все более тяжелые химические элементы, вплоть до железа. Синтез железа уже не приводит к выделению энергии. Сила давления
газа становится меньше силы тяжести вышележащих слоев. Ядро
звезды быстро сжимается, что может привести к вспышке сверхновой. Иногда при взрыве звезда полностью распадается, но чаще
всего остается компактный объект — нейтронная звезда. При дальнейшем сжатии образуется «вырожденная звезда» — белый карлик. В центре звезды при высоких температурах образуются гаммалучи и рентгеновские лучи. По мере движения наружу лучи поглощаются атомами и излучаются уже в других направлениях. Длина
волны увеличивается, в результате поверхность звезды излучает
световые и инфракрасные лучи.
Анализ цвета, светимости и массы звезды позволил Э.Герцшпрунгу (1873—1967) и Г.Ресселлу (1877—1957) в начале XX в.
22

Рис. 1.4. Диаграмма Герцшпрунга—Ресселла

разработать диаграмму последовательности звезд (рис. 1.4): по горизонтальной оси отложены спектральные классы, по вертикальной оси — светимость. Каждой звезде соответствует определенная
точка диаграммы. Главная последовательность включает 90 % всех
наблюдаемых звезд. Она тянется от голубых звезд высокой светимости до слабых красных звезд. Наверху располагаются ветви гигантов и сверхгигантов, внизу — белые карлики. Диаграмма «спектр —
светимость» показывает, что звезды данного спектрального класса не могут иметь произвольную светимость, и наоборот, звезды
с определенной светимостью не могут иметь любую температуру.
Чем горячее звезда, тем большую светимость она имеет. Диаграмма отражает важную закономерность в мире звезд, основываясь
на которой астрономы исследуют эволюцию звезд.
По современным представлениям, жизнь звезды зависит от ее
массы и химического состава. Если звезда в несколько раз массив-

нее Солнца, то в недрах ее происходит интенсивное перемешивание вещества (конвекция). Такую область называют конвективным ядром. По мере превращения водорода в гелий молекулярная
масса вещества ядра возрастает, а объем уменьшается. Внешние
области звезды при этом расширяются, она увеличивается в размерах, температура поверхности падает. Голубой гигант превращается в красный гигант. Дальнейшая эволюция красного гиганта
приводит к образованию сверхновой или нейтронной звезды. Срок
жизни массивной звезды — несколько миллионов лет.
Если звезда примерно в 2 или 3 раза по массе больше Солнца,
она живет несколько миллиардов лет, так как скорость термоядерных реакций намного уменьшается. После исчерпания водорода звезда может постепенно вырасти в красный гигант, сбросить чрезмерно расширившуюся оболочку и закончить свою жизнь,
превратившись в белого карлика.
В звездах-карликах, масса которых меньше массы Солйца, конвективное ядро отсутствует. Водород превращается в гелий в центральной области, не выделяющейся из остальной части. В карликах процесс этот идет очень медленно, и они не изменяются в
течение миллиардов лет.
Звезды могут быть одиночными и могут образовывать звездные
пары. На периферии галактик больше одиночных звезд, вблизи
ядра — больше звезд двойных, тройных и кратных. Первооткрывателем двойных звезд стал У. Гершель, хотя еще И. Кеплер предполагал их существование. Гершель обнаружил тысячи звездных
пар и доказал, что это действительно близкие звезды, связанные силами тяготения. Сегодня известно уже около 100 тыс. звездных пар. Невооруженным глазом можно увидеть звездную пару
Мицар — Алкор в созвездии Большой Медведицы. Сириус тоже
является двойной звездой: Сириус А — белая звезда — вдвое
больше Солнца, Сириус В — массивный невидимый спутник
(белый карлик).
Тройной звездой является а Центавра. Одна из трех звезд Проксима Центавра — ближайшая в настоящее время к Солнечной
системе звезда. Она является красным карликом, расположена на
расстоянии 1,31 пк, свет от нее идет 4,2 года. К четырехкратным
звездам относятся Капелла, Ригель; Полярная звезда является
пятикратной звездой, а звезда Кастор в созвездии Близнецов —
шестикратной.
По мнению М.Я. Марова (1981), наше Солнце — двойная звезда, у нее есть спутница — звезда Немезида. Звезда Немезида является звездой-карликом примерно девятой звездной величины, находится на сильно эксцентрической орбите с максимальным удалением до 2,5 св. лет. Период вращения Немезиды вокруг Солнца
составляет 26 млн лет. При приближении к Солнцу звезда Немезида сильно возмущает кометное облако, забрасывая кометы внутрь
24

Солнечной системы. Интересно отметить, что период исчезновения некоторых видов на Земле составляет примерно 26—31 млн
лет. Следовательно, увеличение запыленности вследствие соударений с кометами может приводить к катастрофам на Земле.
Звезды бывают затменно-переменными и физически переменными. Переменные звезды — это звезды, блеск которых меняется.
Сейчас известно десятки тысяч таких звезд. В первом случае сама
звезда свой блеск не меняет, просто одна звезда при движении
закрывает другую и наблюдатель видит изменение блеска звезды.
К этим звездам относится Алголь (созвездие Персея).
В физически переменных звездах выделяют несколько больших
групп. Мириды — пульсирующие звезды, яркость которых меняется из-за колебаний размеров. Звезды получили название по звезде
Мира в созвездии Кита. Ее открыл немецкий астроном Д.Фабрициус. В 1596 г. она была видна на небе, затем исчезла и появилась
только в 1609 г. Мириды — красные гиганты, меняющие блеск на
несколько звездных величин с периодом от нескольких месяцев
до нескольких лет.
Цефеиды — желтые сверхгиганты высокой светимости и умеренной температуры (названы по звезде 5 Цефея). Эти звезды периодически сжимаются, разогреваясь, и расширяются, охлаждаясь.
К цефеидам принадлежит Полярная звезда. Уже давно открыли,
что она меняет свой блеск в довольно незначительных пределах.
Блеск звезды может быть непостоянным из-за того, что на поверхности образуются темные и светлые пятна. Вращаясь вокруг
оси, звезда поворачивается к наблюдателю то светлой, то темной
стороной. На некоторых звездах темные пятна занимают большие
площади, поэтому переменность становится заметной. На Солнце
количество темных пятен тоже периодически возрастает. Установлено, что при прохождении темных пятен на видимом диске Солнца на Землю поступает меньше света. Так что Солнце можно считать пятнистой переменной звездой.
Отдельную группу переменных звезд составляют новые и сверхновые звезды. Новые звезды образуются в двойных звездных системах. В паре одна звезда, как правило, звезда главной последовательности, вторая — белый карлик. Нормальная звезда сильно
деформируется воздействием белого карлика. Плазма из нее начинает перетекать на белый карлик, образуя вокруг него светящийся диск. По мере падения вещества на белый карлик возникает
слой газа с высокой температурой и плотностью, столкновения
протонов вызывают термоядерную реакцию. Именно этот термоядерный взрыв на поверхности белого карлика и приводит к сбросу
накопившейся оболочки. Свечение оболочки наблюдатель видит
как вспышку новой звезды. Во время вспышки блеск звезды увеличивается на 12—13 звездных величин, а выделяемая энергия
достигает 1039 Дж (столько излучает Солнце за 100 тыс. лет). Как
25

показывают наблюдения, ежегодно в нашей Галактике вспыхивает около сотни новых звезд.
Сверхновые звезды образуются в результате взрыва звезды, когда большая часть ее массы разлетается со скоростью до 10 ООО км/с,
а остаток сжимается в сверхплотную нейтронную звезду. Сверхновые звезды являются финалом жизни звезд, которые по массе в
8—10 раз больше Солнца, они рождают нейтронные звезды и
обогащают межзвездную среду тяжелыми элементами. При взрыве
сверхновой выделяется 1046 Дж энергии.
В 1967 г. на радиотелескопе в Кембридже были открыты пульсирующие источники радиоизлучения — пульсары. У некоторых
пульсаров поразительно стабильная частота импульсов радиоизлучения: импульсы повторяются через строго одинаковые промежутки времени. Пульсар — нейтронная звезда, образовавшаяся после
взрыва сверхновой. Возле пульсаров существуют остатки разлетающейся оболочки взорвавшейся звезды. В ядре звезды электроны
соединились с протонами и образовали нейтроны. Нейтронная звезда обладает большой плотностью — до 1 • 106 т/см 3 — и небольшими размерами. Молодые пульсары имеют короткие периоды (сотые доли секунды) и излучают в рентгеновском и гамма-диапазоне. По мере старения промежутки между импульсами увеличиваются, излучение слабеет и сдвигается в радиодиапазон.
На поверхности нейтронной звезды нейтроны распадаются на
протоны и электроны. Сильное поле разгоняет электроны до скорости, близкой к скорости света, и они вылетают в космическое
пространство. Электроны покидают звезду только в районах магнитных полюсов, где магнитные силовые линии выходят наружу.
Если магнитная ось звезды не совпадает с осью вращения, то
пучки излучения будут вращаться с периодом, равным периоду
вращения звезды. Так что название пульсар не совсем правильно:
звезды не пульсируют, а вращаются.
Квазары — звездоподобные источники радиоизлучения. Мощность радиоизлучения квазаров превышает излучение нормальных звезд типа Солнца в триллион раз. Квазары могут обладать излучением в оптическом диапазоне и рентгеновском, причем мощность данных излучений может быть очень велика. Один из самых
близких квазаров находится на расстоянии более 1 млрд св. лет от
Солнечной системы и удаляется со скоростью 50 ООО км/с. Сейчас
известно более 1000 квазаров, на небе они выглядят как слабые
звезды.
По свойствам квазары похожи на активные ядра галактик. Для
них характерно бурное движение газа, сильное радиоизлучение и
выброс струй вещества. Возникло предположение, что все квазары — это ядра далеких галактик на стадии необычно высокой
активности, когда их оптическое излучение имеет высокую мощность и перекрывает излучение самой галактики. Действительно,
26

вокруг многих квазаров было обнаружено слабое свечение, повидимому, связанное с окружающей их звездной системой.
Черные дыры — гипотетические небесные объекты с очень большой силой притяжения. Могучее поле тяготения не выпускает от
звезды некоторые виды излучения (свет, рентгеновские лучи и т. д.).
Поэтому черную дыру невозможно увидеть ни в каком диапазоне
электромагнитных волн. Черные дыры образуются в результате
коллапса гигантских звезд массой более трех масс Солнца. При
сжатии их гравитационное поле уплотняется, свет уже не может
преодолеть притяжения звезды. Радиус, до которого должна сжаться
звезда, чтобы превратиться в черную дыру, составляет несколько
десятков километров. Астрономы определили, что в некоторых
двойных звездных системах, являющихся источниками рентгеновского излучения, существует невидимый компонент. Некоторые
объекты очень массивны и, вероятно, являются черными дырами.
Гравитационное поле черной дыры способно срывать вещество с
нормальной звезды. В этом случае газ начинает падать на невидимый спутник. Газ сильно разогревается и становится источником
электромагнитного излучения в рентгеновском и гамма-диапазоне. Одним из вероятных кандидатов в черные дыры считается ярчайший источник рентгеновских лучей в созвездии Лебедя.
Солнце — центральная звезда Солнечной системы. Это ближайшая к Земле звезда. Диаметр Солнца составляет 1,39 млн км, масса — 1,989-1030 кг. Спектральный класс Солнца G2, т.е. Солнце
является желтым карликом, лежит на главной последовательности
диаграммы Герцшпрунга—Ресселла. Видимая звездная величина
Солнца -26,58 т . Возраст Солнца оценивается в 5—4,6 млрд лет.
Солнце вращается вокруг своей оси против часовой стрелки, в том
же. направлении движутся планеты вокруг Солнца. Солнце вращается
не как твердое тело: один оборот вокруг оси экваториальные области
делают за 25 земных суток, области вблизи полюсов — за 30 суток.
Основное вещество, образующее Солнце, — водород. На его
долю приходится 71 % массы светила. Почти 27% принадлежит
гелию, остальные 2% приходятся на более тяжелые элементы:
углерод, азот, кислород, металлы.
Главным топливом на Солнце служит водород. Из четырех атомов водорода в результате термоядерной реакции образуется один
атом гелия. А из каждого грамма водорода, участвующего в реакции, выделяется 6 • ЮМ Дж энергии. Считается, что примерно через 5 млрд лет содержание водорода настолько уменьшится, что
его «горение» начнется в слое вокруг ядра. Это приведет к расширению солнечной атмосферы, падению температуры на поверхности Солнца и повышению ее в ядре. Солнце превратится в красный гигант — сравнительно холодную звезду большого диаметра.
В дальнейшем может произойти рассеяние солнечной атмосферы
и звезда преобразуется в белый карлик.
27

eMWSMJMiCBSXSn;

Зона .
кЪнвекцим

л чистого.;, .]
равновесия

Геллсвоо

тро^Щ

Корона •

ХроШс^ра?

Рис. 1.5. Внутреннее строение Солнца

Солнце имеет слоистое строение. Выделяют три внутренние и
три внешние оболочки. К внутренним оболочкам относятся ядро,
зона лучистой передачи энергии и конвективная зона. Внешние
оболочки образуют атмосферу Солнца, к ним относятся фотосфера, хромосфера и солнечная корона (рис. 1.5).
Ядро — центральная область Солнца. Температура в ядре предположительно достигает 10—15 млн К, давление — 300-10 14 Па.
Сочетание сверхвысоких температур и давлений обусловливает течение ядерных реакций с выделением энергии в гамма-диапазоне.
Зона лучевого переноса энергии находится над ядром. Она образована
практически неподвижным и невидимым высокотемпературным
газом. Передача энергии осуществляется без перемещения газа. В
этой области гамма-лучи преобразуются в рентгеновские. Конвективная область располагается еще выше. Она образована невидимым раскаленным газом, находящимся в состоянии конвективного перемешивания. Сильно нагретые массы газа поднимаются к поверхности Солнца, а охлажденные опускаются вниз.
Фотосфера — первая оболочка атмосферы Солнца, ее воспринимают как поверхность Солнца. Температура фотосферы уменьшается от 8000 К на глубине 300 км до 4000 К в верхних слоях.
Средняя температура поверхности Солнца принимается за 6000 К.
В телескоп с большим увеличением хорошо видно, что поверхность фотосферы имеет зернистую структуру, эти зерна называются гранулами. Грануляция является результатом конвекции в
нижележащей оболочке — подъема нагретых потоков газа и опус28

кания холодных. Гранулы имеют диаметр до 2000 км. Наблюдения
показали, что каждая гранула существует лишь 5 — 10 мин, затем
исчезает, заменяясь новой. В совокупности гранулы занимают 40 %
видимого диска Солнца.
Хромосфера — вторая оболочка атмосферы Солнца. При полном солнечном затмении у самого края солнечного диска видно
розовое кольцо — это хромосфера. Хромосфера неоднородна и
состоит из продолговатых вытянутых языков — спикул. Общая протяженность хромосферы 10—15 тыс. км. В хромосфере наблюдается
повышение температуры от 6000 до 10 000 К. Скорость тепловых
движений частиц возрастает, учащаются столкновения между ними
и атомы теряют свои электроны. Вещество становится горячей
ионизированной плазмой.
Солнечная корона — внешняя атмосфера Солнца. Она образована наиболее разреженным ионизированным газом. Простирается
на расстояние 5 диаметров Солнца, слабо светится. Корональные
газы имеют температуру около 1 млн К.
На солнечном диске даже невооруженным глазом видны черные образования — солнечные пятна. Это участки поверхности
Солнца с температурой на 1000—1500 К ниже, чем фотосферы в
целом. Они распределяются неравномерно — то по одиночке, то
группами. Солнечные пятна непостоянны, они могут существовать
несколько месяцев, потом исчезнуть и появиться вновь. Солнечные
пятна обычно образуются по обе стороны от экватора до 30—40°
широты, имеют диаметр несколько тысяч километров. Вокруг темных пятен часто образуются светлые области с температурой на
1000—1500 К выше, чем в фотосфере. Эти области носят название
факелов. Их продолжения в хромосферу называются флоккулами, а
в солнечной короне — протуберанцами. Протуберанцы имеют самую различную форму, вещество в них может двигаться как вверх
(от солнечной короны в космос), так и в обратном направлении.
Солнечные пятна и факелы — активные участки поверхности
Солнца. Процесс образования и исчезновения их имеет основной
11-летний цикл. В годы минимумов на Солнце может не быть ни одного пятна, а в максимуме их число измеряется десятками. Ближайший
максимум солнечной активности приходился на 2000 — 2001 гг.
Солнце излучает энергию, которая составляет 3,88 • 1026 Вт, на
Землю поступает одна двухмиллиардная часть всего солнечного
излучения. В центре Солнца, как уже отмечалось, излучаются гамма-лучи. Затем они трансформируются в рентгеновские. Максимум излучения Солнца приходится на световой диапазон волн
(желтую часть спектра).
Солнце излучает два основных потока энергии — электромагнитное (солнечная радиация) и корпускулярное (солнечный ветер)
излучение. Тепловое поле поверхности планет Солнечной системы
создается солнечной радиацией. Электромагнитное излучение рас29

пространяется со скоростью света и за 8,4 мин достигает поверхности Земли. В спектре излучения выделяют невидимую ультрафиолетовую радиацию (около 7 %), видимую световую радиацию
(47 %), невидимую инфракрасную радиацию (около 46 %). Доля самых коротких волн и радиоволн составляет менее 1 % излучения.
На верхнюю границу атмосферы подходит определенное количество солнечной радиации. Эта величина называется солнечной
постоянной.
Корпускулярное излучение — поток заряженных частиц (электронов и протонов), идущий от Солнца. Скорость его 1500—3000 км/с,
он достигает магнитосферы за несколько суток. Магнитное поле
Земли задерживает корпускулярное излучение и заряженные частицы начинают двигаться по магнитным силовым линиям.
В пик солнечной активности возрастает поток заряженных частиц. Подходя к магнитосфере, поток увеличивает ее напряженность,
на Земле начинаются магнитные бури. В это время активизируются
тектонические движения, начинаются извержения вулканов. В атмосфере возрастает количество атмосферных вихрей — циклонов,
усиливаются грозы. Наиболее ярким и впечатляющим проявлением
бомбардировки атмосферы солнечными частицами являются полярные сияния. Это свечение верхних слоев атмосферы, вызванное
ионизацией газов. Проблему взаимодействия излучений Земли и
Солнца изучает наука гелиобиология. Одним из основоположников
науки был советский ученый А.Л.Чижевский (1976).
Магнитное поле Земли влияет на нервную и кровеносную
системы человека. Его воздействие тормозит условные и безусловные рефлексы, меняет состав крови. Это воздействие осуществляется через свойства водных растворов (человек на 70 %
состоит из воды). Обнаружено, что намагниченная вода дает меньше накипи, иначе поглощает свет, прорастание политых такой
водой семян происходит быстрее. В периоды солнечной активности происходит резкое изменение намагниченности воды, следовательно, магнитная буря вызывает изменение поведения всего живого, начиная с человека и кончая микробом. В периоды
солнечной активности возрастает количество войн, несчастных
случаев, появляются эпидемии холеры и чумы.
1.3. Солнечная система. Взаимодействие планет и спутников
Солнечная система состоит из центральной звезды — Солнца,
девяти планет, более 60 спутников, более 40 000 астероидов и около 1000 000 комет. Радиус Солнечной системы до орбиты Плутона составляет 5,9 млрд км. Если определять границу Солнечной
системы по орбитам комет, вращающихся вокруг Солнца, то
радиус Солнечной системы намного больше. Ученые предполагают, что в Солнечной системе есть еще одна — десятая планета.
30

В октябре 2002 г. ученые НАСА сообщили об открытии 10-й планеты Кваузар, находящейся на расстоянии 1,5 млрд км от Плутона, диаметр ее — 1300 км. Предположение выдвинуто на основе
изучения орбиты Плутона: ее возмущения нельзя объяснить только воздействием известных планет.
Если проследить за перемещением какой-либо планеты, например Марса, ежемесячно отмечая ее положение на небосводе,
обнаружится главная особенность видимого движения планеты:
она описывает на фоне звездного неба петлю. Петлеобразное движение планет нашло объяснение в учении Н.Коперника (1473 —
1543): мы наблюдаем обращающиеся вокруг Солнца планеты не
с неподвижной Земли, а с планеты, тоже движущейся вокруг
Солнца.
Планеты расположены от Солнца в такой последовательности:
Меркурий, Венера, Земля, Марс, Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун, Плутон. Все планеты имеют общие свойства и особенности.
К общим свойствам можно отнести следующие:
— все планеты имеют шарообразную форму;
— все планеты обращаются вокруг Солнца в одном направлении против часовой стрелки для наблюдателя, смотрящего со стороны Северного полюса Мира. Это направление называется прямым. В таком же направлении движутся почти все спутники и
астероиды;
— осевое вращение большинства планет происходит в том же
направлении — против часовой стрелки. Исключение составляют
Венера и Уран, они вращаются по часовой стрелке;
— на долю планет приходится 98 % момента количества движения всей Солнечной системы, Солнце обладает лишь 2 % момента количества движения;
— орбиты большинства планет близки по форме к окружности, эксцентриситет* их мал. Поэтому планеты не подходят близко друг к другу, их гравитационное воздействие мало. Только у
Меркурия и Плутона орбиты сильно вытянуты;
— орбиты всех планет находятся примерно в одной плоскости,
близкой к плоскости эклиптики. Причем каждая следующая планета — примерно в два раза дальше от Солнца, чем предыдущая.
Эту закономерность установили два ученых: И.Тициус (1729 —
1796) и И.Боде (1747—1826). По правилу Тициуса—Боде, расстояние от Солнца до планеты г [а.е.] можно определить по формуле:
г = 0,4 + 0,3 • 2",
где п = 0 для Венеры; п = 1 для Земли; п = 2 для Марса; п = 4 для
Юпитера.
* Эксцентриситет — отношение расстояния между центром и фокусом эллипса к длине большой полуоси.

Меркурий

Рис. 1.6. Сравнительные размеры Солнца и планет

В указанную последовательность не вписываются Меркурий,
Нептун и Плутон; п = 3 соответствует поясу астероидов, планеты на этом расстоянии от Солнца нет. По одной из гипотез
предполагается, что на данном месте когда-то существовала
планета Фаэтон, но гравитационное воздействие Юпитера привело к ее распаду. Более вероятно предположение, что здесь эта
планета образоваться не могла из-за сильного влияния огромной планеты.
Планеты условно делятся на две большие группы: планеты земной группы и планеты-гиганты. К первой группе относятся Меркурий, Венера, Земля, Марс. Вторую группу образуют Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун. Плутон по размерам и свойствам ближе к
ледяным спутникам планет-гигантов.
Различие планет по физическим свойствам обусловлено тем,
что планеты земной группы формировались ближе к Солнцу, а
планеты-гиганты — на очень холодной периферии Солнечной системы (рис. 1.6). Планеты земной группы имеют небольшие размеры,
диаметр Земли — самой большой из них — составляет 12 735 км.
Они имеют большую плотность (плотность Земли — 5,5 г/см 3 ).
Основными их составляющими являются силикаты (соединения
кремния) и железо. Следовательно, планеты земной группы —
твердые тела.
32

Планеты медленно вращаются вокруг своей оси. У Меркурия
период вращения равен 58,7 земных суток, у Венеры — 243 суткам, у Марса — немного больше суток. Из-за медленного вращения полярное сжатие у планет небольшое, т.е. они имеют близкую к шару форму.
Планеты земной группы обладают значительной скоростью орбитального движения. Самая большая скорость у Меркурия —
48 км/с, у Венеры — 35 км/с, у Марса — 24 км/с. Планеты имеют
всего три спутника: у Земли — Луна, у Марса — Фобос и Деймос.
Есть предположение, что когда-то Меркурий был спутником Венеры, но из-за близкого расстояния к Солнцу был притянут к
звезде и теперь обращается вокруг Солнца.
Само название «планеты-гиганты» говорит о том, что планеты
этой группы имеют огромные размеры: диаметр Юпитера равен
142 800 км. Однако плотность планет небольшая, у Юпитера она
составляет 1,3 г/см 3 . Наиболее распространенными на них химическими элементами являются водород и гелий. Следовательно,
планеты-гиганты представляют собой газовые шары. Водород при
высоких давлениях и температурах из газообразного состояния
переходит в металлизированное. Возможно, планеты могут иметь
небольшое твердое ядро.
Планеты-гиганты с большой скоростью вращаются вокруг своей
оси, период осевого вращения планет колеблется от 10 ч —
у Юпитера, до 17 ч — у Урана. Благодаря быстрому вращению
планеты имеют большое полярное сжатие (у Сатурна — Vio)- Скорость орбитального движения у планет небольшая, полный оборот вокруг Солнца Юпитер совершает за 11,86 года, а Нептун —
за 165 лет.
Все планеты-гиганты имеют кольца и большое количество спутников. С каждым новым полетом космических аппаратов число
вновь открытых спутников увеличивается, сейчас их известно более 60.
Одна из первых гипотез построения Солнечной системы была
предложена древнегреческим астрономом Клавдием Птолемеем
во II в. н.э. В своем труде «Великое математическое построение
астрономии...» («Альмагест») он предположил, что все небесные
тела движутся по круговым орбитам вокруг неподвижной Земли.
Земля является центром вращающейся системы Вселенной. Эта
система Мира получила название геоцентрической.
В 1543 г. польский астроном Николай Коперник опубликовал
сочинение «Об обращениях небесных сфер», в котором развил
представление о гелиоцентрической системе Мира. Согласно этому
представлению, центром вращающейся системы является Солнце, вокруг него по круговым орбитам движутся планеты, в том
числе и Земля. Последователь Коперника Джордано Бруно (1548—

2 Савцова

1600) утверждал, что во Вселенной
нет и не может быть центра, что Солнце — это только центр Солнечной
системы.
Для утверждения гелиоцентрической системы Мира много сделал
Г.Галилей (1564—1642), впервые
применивший телескоп для наблюдений за движением небесных объекРис. 1.7. К объяснению
тов. Он открыл четыре спутника
законов И.Кеплера
Юпитера, что опровергало ошибочное представление о том, что только Земля может быть центром
движения небесных тел. Галилей обнаружил, что Венера, подобно
Луне, меняет свои фазы. Следовательно, Венера — шарообразное
тело и движется вокруг Солнца, а не вокруг Земли.
Истинную картину движения всех планет установил немецкий
ученый И.Кеплер (1571 —1630). В книгах «Новая астрономия...»
(1609) и «Гармония мира» (1619) он сформулировал три закона (рис. 1.7). В первом законе говорится о форме планетной орбиты: каждая планета движется по эллипсу, в одном из фокусов
которого находится Солнце.
Степень вытянутости орбиты определяется величиной эксцентриситета. Следовательно, в течение года расстояние от планеты до
Солнца (S) меняется: в точке перигелия (П) планета ближе всего
к Солнцу, в точке афелия (А) расстояние до Солнца самое большое. Особенно велика эта разница у орбит Меркурия и Плутона.
Расстояние от Меркурия до Солнца в перигелии равно 147 млн км,
в афелии — 152 млн км.
Второй закон формулируется так: радиус-вектор планеты за
равное время описывает равновеликие площади.
Радиус-вектор — это отрезок прямой, соединяющий точку на
орбите планеты с Солнцем. Из закона следует, что скорость движения планет по орбитам изменяется: в точке перигелия она наибольшая, так как больше путь, проходимый планетой за единицу
времени (дуга Т{ Т2). Вблизи афелия скорость наименьшая, так как
путь (дуга Г3Г4) короче. У Земли скорость вблизи перигелия составляет 30,3 км/с, вблизи афелия — 29,3 км/с.
Третий закон позволяет рассчитать расстояние от планет до Солнца: квадраты периодов обращения планет относятся как кубы
больших полуосей их орбит.
Большая полуось планеты — это полусумма расстояний планеты от Солнца в афелии и перигелии. Зная периоды обращения
планет вокруг Солнца, можно вычислить расстояние любой планеты до Солнца.
Законы взаимодействия небесных тел были открыты И. Ньютоном (1643—1727). В 1687 г. в книге «Математические начала
34

натуральной философии» он вывел закон всемирного тяготения:
сила тяготения прямо пропорциональна массам взаимодействующих тел и обратно пропорциональна квадрату расстояния между
ними:
г?
F

т}т2
y
^r>

где ть т2 — массы тел; г — расстояние между телами; у — гравитационная постоянная.
В Солнечной системе 99,9 % массы заключено в Солнце, поэтому основная сила, управляющая движением тел в Солнечной
системе — это притяжение Солнца. Так как планеты двигаются
вокруг Солнца в одной плоскости и практически по круговым
орбитам, их взаимное притяжение невелико, но и оно вызывает
отклонения в движении планет. Вероятно, большее взаимодействие планет происходит тогда, когда они подходят близко друг к
другу. Например, в годы Великого противостояния Марс подходит к Земле на расстояние в 56 млн км, при максимальном удалении расстояние возрастает до 400 млн км. Известно явление, называемое «парадом планет», когда на одной линии выстраивается
большинство планет. В 2000 г. ожидался «парад планет», планеты
подошли близко друг к другу, но не встали в одну линию*. В этот
момент их совместное воздействие на Солнце возрастает, что может обусловить возрастание солнечной активности, недаром, вероятно, пик солнечной активности приходился на 2000 г. На Землю большое влияние оказывает близко расположенная Луна, именно ее притяжение в сочетании с притяжением Солнца вызывает
образование приливов.
По современным представлениям, Солнце, планеты и другие
тела Солнечной системы образовались из единого газопылевого
облака приблизительно 5—4,6 млрд лет назад. Постепенно уплотняясь под влиянием гравитационного сжатия и убыстряя свое вращение, облако приобрело форму диска. В результате уплотнения
вещество облака разогревалось и в центральной области начались
ядерные реакции синтеза. В конце концов в центре облака образовалась звезда, а из сгущений твердого материала — планеты и
спутники. Впервые эта гипотеза была выдвинута в 1644 г. Р.Декартом, но широко известной она стала как космическая небулярная
(небула — туманность) гипотеза Канта—Лапласа.
Немецкий ученый И.Кант (1724—1804) в 1755 г. опубликовал
труд «Всеобщая естественная история и теория неба». Согласно
* В 2002 г. в апреле практически на одну линию «встали» пять планет: Меркурий, Венера, Марс, Юпитер, Сатурн.

представлению Канта, вещество туманности первоначально было
холодным. Разогрев его произошел в процессе уплотнения и убыстрения вращения облака со сгустками — зародышами будущих
планет. В 1796 г. вышла в свет книга французского астронома
П.С.Лапласа (1749—1827) «Изложение системы мира». Лаплас
утверждал, что Солнце и планеты образовались из горячей вращающейся туманности, первичные сгущения вещества этой туманности явились зародышами Солнца и планет.
В настоящее время большинство космологов считает, что основные положения классической гипотезы Канта—Лапласа верны. Тела Солнечной системы образовались из единого первичного
холодного газопылевого облака. Космические тела формировались
из твердых частиц, объединенных в плотные компактные массы
первичной газовой среды, главным образом лежого состава —
водорода и гелия. На долю водорода приходилось 2/з общей массы
вещества, на долю гелия — немного менее У3, на долю остальных — 2,5 %. Примерно такое соотношение элементов характерно
и для Вселенной в целом.

1.4. Луна — спутник Земли
У Земли есть единственный естественный спутник — Луна,
находящийся на расстоянии 384 тыс. км. Средний радиус Луны
равен 1738 км, что составляет 0,27 радиуса Земли. Это не самый
массивный спутник в Солнечной системе, его превосходят спутники Юпитера (Ио, Ганимед, Каллисто) и Сатурна (Титан). Масса
Луны составляет 1 / 81 массы Земли, только спутник Плутона Харон превышает это соотношение. По мнению ученых, можно говорить о существовании двойной планетной системы Земля — Луна.
Эта система вращается вокруг общего центра масс (барицентра),
находящегося внутри планеты Земля на расстоянии 0,73 R (радиуса Земли) от ее центра. Средняя плотность лунного вещества
(3,34 г/см 3 ) меньше, чем у Земли, сила лунного притяжения в
6 раз слабее.
Луна вращается вокруг своей оси, поэтому она имеет небольшое полярное сжатие. Экваториальный радиус на 0,5 км длиннее
полярного. Ось вращения с плоскостью лунной орбиты составляет
угол 83°22/. Орбита Луны представляет собой эллипс, в одном из
фокусов которого находится Земля. Поэтому расстояние до Земли
немного меняется: в перигее — 357 тыс. км, в апогее — 407 тыс. км.
Орбита Луны наклонена к плоскости земной орбиты на угол 5°09/.
Точки пересечения орбиты Луны и орбиты Земли называются узлами лунной орбиты.
Период обращения Луны вокруг Земли и период осевого вращения Луны совпадают и равны 27,32 суток. Это так называемый
36

звездный, сидерический месяц — период полного обращения Луны
вокруг Земли. Из-за совпадений
периодов Луна обращена к земному наблюдателю всегда одной
стороной. Однако наблюдатель
видит примерно 60 % ее поверхности из-за особенностей движения Луны: Земля располагается не
в центре орбиты, а в фокусе, кроРис. 1.8. Фазы Луны
ме того, орбита Луны образует
угол с земной.
При своем движении вокруг Земли Луна занимает несколько
положений относительно Солнца. С движением связаны различные фазы Луны, т. е. разные формы ее видимой части. Основные
фазы называются: новолуние, первая четверть, полнолуние, третья
четверть (рис. 1.8). В фазу новолуния Луна находится между Солнцем и Землей и к Земле обращена неосвещенной стороной.
В фазу первой четверти Луна располагается на угловом расстоянии в 90° от Солнца и солнечные лучи освещают правую сторону.
Наблюдатель на Земле видит молодой «растущий» месяц. В фазу
полнолуния Луна находится за Землей и к наблюдателю повернуто освещенное полушарие. В фазу третьей четверти Солнце освещает левую сторону Луны и на небе виден «старый» месяц. Верхняя кульминация Луны (самое высокое положение Луны на небе,
когда она проходит меридиан места наблюдения) в разных фазах
наблюдается в разное время: в фазу первой четверти — в 18 ч, в
полнолуние — в 24 ч, в третью четверть — в 6 ч утра. Именно
поэтому Луна высоко на небе видна иногда ранним утром или
вечером.
Период полной смены лунных фаз — синодический месяц — немного больше сидерического, равен 29,53 суток. Происходит это
из-за движения Земли вокруг Солнца. В самом деле, за 27,3 суток
Земля по своей орбите продвигается на 27°, и для того, чтобы
достичь фазы полнолуния, Луне по своей орбите надо продвинуться еще на 27°. Это занимает примерно двое суток. В течение
синодического месяца на Луне происходит смена дня и ночи, т. е.
день и ночь на Луне длятся по 14,5 земных суток.
Взаимное расположение и влияние Луны и Земли приводят
к образованию солнечных и лунных затмений, приливов. Солнечные и лунные затмения бывают тогда, когда Солнце, Луна и
Земля находятся на одной прямой вблизи узлов лунной орбиты
(рис. 1.9). Если Луна находится между Солнцем и Землей (фаза
новолуния), она закрывает диск Солнца, для некоторых районов
Земли начинается солнечное затмение. Если Луна располагается
за Землей (фаза полнолуния), то она попадает в тень от Земли,
37

Рис. 1.9. Возникновение солнечных и лунных затмений

для всего ночного полушария начинается лунное затмение. Чаще
всего в году бывает только два солнечных и два лунйкх затмения.
В 1982 г. было семь затмений — четыре солнечных и три лунных
(это максимально возможное число затмений).
Еще древние астрономы заметили, что через определенный промежуток времени лунные и солнечные затмения повторяются
в определенном порядке. Этот промежуток времени был назван
саросом (от греч. saros — повторение). Существование сароса объясняется закономерностями, наблюдаемыми в движении Луны. Сарос составляет 18 лет и 11 дней. В течение каждого сароса происходит 70 затмений, из них 42 солнечных и 28 лунных. Однако в данном месте Земли лунные затмения видны чаще, чем солнечные,
так как наблюдаются со всего ночного полушария Земли. Полные
солнечные затмения видны не чаще одного раза в 200 — 300 лет.
Приливы на Земле вызваны притяжением Земли другими телами Солнечной системы, в частности Луной и Солнцем. Наибольшее приливообразующее значение имеет притяжение Луны — ближайшего небесного тела. Приливы ежесуточно обходят
Землю с востока на запад, как и видимое движение Луны. Система «Земля — Луна» по законам механики вращается около общего
центра тяжести (барицентра). Так как Земля имеет большую массу, центр тяжести располагается в теле Земли на расстоянии
0,73 радиуса от центра. Ось вращения проходит через край Земли.
Центробежные силы, возникающие при вращении системы, на
поверхности Земли равны, параллельны друг другу, перпендикулярны оси вращения и направлены в сторону от Луны. Это происходит потому, что при обращении Земли вокруг общего с Луной
центра тяжести масс центр Земли описывает окружность около
этого центра, а все остальные частицы Земли описывают окружности такого же радиуса около своего центра вращения — на оси
вращения Земли. При этом радиус Земли перемещается в пространстве параллельно самому себе.
Сила притяжения Луны, по закону всемирного тяготения, зависит от массы взаимодействующих тел и расстояния между ними.
В ближайшей к Луне точке (Z — зените) на поверхности Земли
38

в
Рис. 1.10. Механизм возникновения приливообразующей силы:
м

сила притяжения Луны;

— — центробежная сила, возникающая при вращении системы «Земля—Луна»;
Ч
— приливообразующая сила

сила притяжения наибольшая, в наиболее удаленной точке (N —
надире) — наименьшая. Равнодействующая силе притяжения Луны
и центробежной называется приливообразующей силой (рис. 1.10).
Одновременно на Земле существуют два прилива: один — на стороне Земли, обращенной к Луне, там сила лунного притяжения
больше, другой — на обратной стороне, где больше центробежная сила. Период между приливами составляет 12 ч 25 мин, немного более 12 ч, так как Луна обращается вокруг общего центра
тяжести масс в ту же сторону, в какую вращается Земля вокруг
своей оси. Наиболее ярко приливы проявляются в гидросфере,
высота приливной волны может достигать 16—18 м (залив Фанди, Северная Америка). Однако и в других геосферах приливы существуют. Так, в районе Москвы дважды в сутки поверхность Земли
поднимается на 30—40 см.
Действительная картина образования приливов и отливов более сложная, так как учитывается еще и сила притяжения Солнца.
В фазы полнолуния и новолуния, когда Солнце, Луна и Земля находятся на одной прямой, приливы наибольшие, они называются
сизигийными. В первую и третью четверти, когда Солнце располагается под углом 90° по отношению к Луне и Земле, образуются
наименьшие приливы, которые называются квадратурными.
Общепланетарное значение приливов заключается в замедлении
осевого вращения Земли. Считается, что приливное воздействие
Земли уже замедлило осевое вращение Луны, период осевого вращения самой Земли увеличивается на 1 с за 55 тыс. лет. Приливы
формируют интересное явление в устьях рек — речной бор —
огромную волну, которая дважды в сутки распространяется вверх
по реке на сотни километров.
39

Поверхность Луны издавна привлекала внимание ученых. Еще
в XVII в. Г. Галилей назвал темные участки на поверхности Луны
морями, а светлые — материками. Итальянский астроном Д. Риччоли присвоил им названия: Океан Бурь, Море Дождей, Море
Ясности. На «прямой стороне» Луны моря занимают 31,2 % поверхности, на «обратной стороне» — всего 2,5 %. Галилей открыл на
Луне крупные горные системы. Им присвоили названия земных
гор — Альпы, Апеннины, Карпаты. Как правило, они располагаются по периферии морей и имеют высоту 6 — 9 км. Максимальный размах высот на Луне достигает 11 км. Предполагается, что
кольцевые депрессии морей образованы при падении на Луну
крупных небесных тел — планетезималей. В основании депрессий на
глубине нескольких десятков метров располагаются масконы — плотные тела, сложенные в основном железом и никелем. В настоящее
время считают, что масконы образуются благодаря подъему вещества мантии, происходящему при ударе метеорита.
Лунные кратеры — самая характерная форма рельефа Луны.
Они имеют различные размеры — от 1 мм до нескольких сотен
километров. Формы кратеров также очень разнообразны. Некоторые крупные кратеры имеют центральные горки (кратер Коперник). У других есть радиально расходящиеся от центра светлые
лучи. Предполагают, что это выбросы свежей породы, получающиеся при падении метеорита. Отсутствие атмосферы обеспечивает хорошую сохранность лунных кратеров. По современным оценкам, возраст кратера Коперник равен миллиарду лет.
По вопросу о происхождении лунных кратеров существует две
основные гипотезы: метеоритная и вулканическая. Очевидно, наибольшее количество кратеров создано падением метеоритов, но
некоторые имеют вулканическое происхождение. И сейчас на Луне
обнаружено сотни «теплых пятен» с температурой на десятки градусов выше, чем температура окружающей местности. Астрономы
регистрируют выделение газов и воды из лунных недр.
Поверхность Луны покрыта «корой выветривания» — реголитом. Он представляет собой обломочно-пылевой материал, образующийся при микрометеоритной бомбардировке. Его мощность
на Луне оценивается в 9 —12 м. Под реголитом залегает слой раздробленных пород толщиной сотни метров, образованный при
падении крупных метеоритов (порода «Фра Мауро»). Общая мощность лунной коры равна 100 км. На основании сейсмических данных мантию подразделяют на верхнюю, среднюю, нижнюю; общая ее мощность около 900 км. Глубже располагается ядро. Плохая
проходимость сейсмических волн свидетельствует о том, что породы в ядре находятся в размягченном состоянии, температура
ядра 800 °С.
По химическому составу лунный грунт схож с земным: в нем
найдено 70 химических элементов: кремний, алюминий, железо,
40

магний, кальций и др. Горные породы близки к земным базальтам.
В горных районах распространены анортозиты. В России в 1960 г.
Е.Л.Рускол предложила теорию совместного образования Земли
и Луны как двойной системы. Сейчас эта теория поддерживается
большинством исследователей.
1.5. Астероиды. Кометы. Метеориты
Астероиды (от греч. asteroeideis — звездоподобные) — малые
планеты Солнечной системы. Они образуют тонкое кольцо между
орбитами Марса и Юпитера. По правилу Тициуса — Боде, между
орбитами Марса и Юпитера должна существовать планета на расстоянии 2,8 а.е. от Солнца. Долгое время астрономы пытались обнаружить здесь планету. 1 января 1801 г. в Палермо итальянский
астроном Д. Пиацци обнаружил небесное тело — маленькую слабую звезду, которая двигалась по небу, как планета. Первый астероид был назван Церера. К 1880 г. астероидов было известно уже
около 200, сейчас орбиты вычислены для более 40 000 астероидов.
Самый большой астероид Церера имеет диаметр 1000 км, остальные гораздо меньше: диаметр Паллады — 608, Весты — 540, Гигии — 450 км.
Наблюдения показали, что практически все астероиды имеют
неправильную форму, только самые крупные приближаются к шару.
Орбиты большинства астероидов расположены между орбитами
Марса и Юпитера. Их среднее расстояние от Солнца 2,8 — 3,6 а.е.
Они образуют «главный пояс». Однако некоторые астероиды подходят ближе к Солнцу, чем Меркурий, и удаляются за орбиту
Сатурна. Например, астероиды группы Аполлона очень близко подходят к орбите Земли, астероид Икар пересекает орбиту Меркурия. Астрономы многих обсерваторий мира наблюдали прохождение мимо Земли астероида Таутатис. 8 декабря 1992 г. он был от
нас на расстоянии 3,6 млн км.
Орбиты многих малых планет заметно вытянуты. Их эксцентриситеты редко превышают 0,4, но у некоторых астероидов они
намного больше. Например, астероид Гефест имеет эксцентриситет, равный 0,8. Большинство орбит располагается в плоскости
эклиптики, т.е. в плоскости орбиты Земли. Наклоны обычно не
превышают нескольких градусов, однако у Цереры наклон к плоскости эклиптики составляет 35°.
По цвету и составу астероиды условно подразделяют на три
класса. Первый класс образуют углистые астероиды (класс С), они
самые темные. Астероиды второго класса называются каменными
(класс S), так как они напоминают породы Земли. К третьему
классу (класс М) относятся металлические астероиды. На их поверхности присутствуют выходы металлов (никелистого железа),
как у некоторых метеоритов.
41

Астрономы определили, что астероиды вращаются вокруг своей оси. Периоды вращения очень разные — от нескольких часов до
сотен часов. Некоторые астероиды имеют спутники. Космический
аппарат «Галилео» в 1993 г. получил снимок астероида Ида с небольшим спутником Дактиль.
Существует две гипотезы образования астероидов. По первой
гипотезе предполагается существование в прошлом планеты Фаэтон. Она существовала недолго и разрушилась при столкновении с
крупным небесным телом или благодаря процессам внутри планеты. Однако наиболее вероятно образование астероидов ja счет
сгустков первичного газопылевого облака. Образование крупного
небесного тела — планеты — произойти не могло из-за гравитационного воздействия Юпитера.
Можно предположить, что раз в столетие один из крупных
астероидов группы Аполлона может близко подойти к Земле или
столкнуться с ней. Удар такого тела выделяет энергию, равную
10 ООО водородных бомб мощностью. 10 Мт. При этом может образоваться кратер диаметром 20 км. Но такие случаи за историю
человечества неизвестны.
Кометы (от греч. kometes — хвостатые) — небольшие тела Солнечной системы. Это несветящиеся тела, которые становятся видимыми
только при подходе к Солнцу. Число комет измеряется миллионами.
В комете выделяют голову и хвост. Голова состоит из твердого
ядра и газового окружения — комы. Ядра многих комет невелики,
поперечник составляет несколько километров. Например, ядро
кометы Галлея имеет размеры 16x8 км. Образованы ядра ледяным
конгломератом с примесью каменистых и железистых частиц. Основу льдов (80 %) составляет вода, остальное — твердая углекислота (сухой лед), метановый, аммиачный лед и другие замороженные газы. В веществе ядра могли сохраниться реликтовые органические вещества — первые кирпичики, из которых сложилась
жизнь в Солнечной системе. При приближении кометы к Солнцу
на расстояние 4,5 а.е. температура достигает 133 К и льды начинают испаряться. Сначала испаряются метан, аммиак, водород, образуя кому. Кома — атмосфера кометы, она может достигать сотен
тысяч километров. По мере усиления потока газов появляется хвост
кометы, протягивающийся на миллиард километров. При ионизации газов кома и хвост кометы начинают светиться.
Войдя внутрь орбиты Земли, комета попадает в область сильного нагрева. Истечение газа из ядра становится очень интенсивным, ядро может терять 30—40 т газа ежесекундно. Например,
комета Галлея при каждом подходе к Земле теряет 200 м в диаметре. Предполагают, что к концу III тысячелетия комета расколется
на рой обломков.
Орбиты комет довольно беспорядочно ориентированы в пространстве, некоторые пересекают орбиты планет, в том числе и
42

Земли. Бывает прямое движение (против часовой стрелки) и обратное (по часовой). Некоторые кометы вращаются вокруг планет-гигантов, так как при приближении кометы к Юпитеру или
Сатурну из-за большого притяжения комета может перейти на
орбиту вокруг планеты. Периоды орбитального движения комет могут
составлять от нескольких лет до миллионов лет. Самый короткий
период у кометы Энке. От орбиты Меркурия до орбиты Юпитера
и обратно комета проходит за 3,3 года. Самый длинный период (из
известных) у кометы Делавана. Она удаляется на 170000 а.е. и
возвращается через 24 млн лет. Хорошо изучена планета Галлея. Ее
период составляет 75 — 76 лет, последнее ее приближение наблюдали в 1986 г. К ней были посланы космические аппараты СССР
(«Вега»), Японии («Суисен»), ЕЭС («Джотто»).
Кометы образуются в результате выбросов в межпланетное пространство вулканического вещества планет и спутников. По другой гипотезе кометы возникают из гигантского кометного облака
возле Солнца.
Не исключено столкновение планет с кометами, их ядрами.
Есть предположение, что падение Тунгусского метеорита в 1908 г.
в районе Подкаменной Тунгуски было на самом деле столкновением Земли с осколком ядра кометы Энке. При падении ядро
испарилось, взрыв произошел на высоте 5—10 км, взрывная волна
повалила лес на площади 2000 км2. Однако ни кратера, ни метеорита на месте так и не нашли. В 1994 г. комета Шумейкеров—Леви
врезалась в атмосферу планеты Юпитер, вызвав мощные возмущения.
В межпланетном пространстве присутствует метеороидное вещество — мелкие небесные тела размером от пылинки до глыб.
Метеоры — мельчайшие твердые тела массой несколько граммов, вторгшиеся в атмосферу планеты. Мелкие частицы вещества,
двигаясь со скоростью 11 — 12 км/с, из-за трения в атмосфере разогреваются до 1000 °С, что вызывает их свечение на протяжении
нескольких секунд. Они сгорают в атмосфере, не долетая до поверхности.
Метеоры делятся на единичные и метеорные потоки. Все частицы в метеорном потоке движутся по параллельным траекториям. Наблюдателю с Земли кажется, что они разлетаются из
одной точки неба, называемой радиантом. Метеорные потоки
называются по тем созвездиям, где находятся их радианты. Наиболее известны Персеиды (падают в августе), Дракониды (октябрь), Леониды (ноябрь). Метеорные потоки движутся вокруг
Солнца по орбитам распавшихся комет. Еще в 1862 г. Д. Скиапарелли установил, что орбита Персеид практически совпадает с
орбитой одной из известных комет. Если Земля пересекает орбиту метеорного потока, частицы «налетают на планету», начинается «звездный дождь».
43

Если в атмосферу планеты вторгается крупное небесное тело —
болид, то оно не успевает сгореть в атмосфере и падает на поверхность. Вес таких тел должен быть несколько тысяч тонн. Упавшие
на поверхность планеты небесные тела называются метеоритами.
Их движение по небу сопровождается полетом огненного шара,
громом. На земле образуется кратер. Наибольший метеорный кратер на Земле имеет диаметр 1265 м и расположен в Аризоне около
каньона Диабло. Вокруг кратера были обнаружены железные обломки весом 30 т. Считается, что здесь 27 тыс. лет назад упал Метеорит массой 2 млн т.
Метеориты представляют собой обломки неправильной формы, покрытые тонкой коркой плавления. Наиболее распространенными элементами метеоритов являются кислород, железо,
кремний, магний, никель и др. В метеоритах обнаружено 66 минералов. Встречаются самородные — медь, золото, алмазы; никелистое железо; сульфиды; оксиды; фосфаты; силикаты. Особый интерес представляют органические соединения, обнаруженные в метеоритах.
По составу метеориты делятся на железные (сидериты), железокаменные (сидеролиты) и каменные (аэролиты). Железные метеориты состоят в основном из никелистого железа. В земных
условиях естественный сплав железа с никелем не встречается,
что говорит об их космическом происхождении. Каменные метеориты состоят из силикатов (оливина, пироксена). Характерной особенностью основного типа каменных метеоритов — хондритов —
является наличие хондр. Хондры — округлые образования диаметром 1 мм, состоят из оливина и пироксена, располагающихся
радиально. Эти зерна — продукты сложных процессов дифференциации вещества. Ахондриты, второй тип каменных метеоритов,
зернистой структуры не имеют, обладают кристаллической структурой и сходством с земными изверженными породами. Железокаменные метеориты — это обломки никелистого железа с вкраплениями зерен силикатов. Преобладают каменные метеориты, которые составляют 80 % из всех найденных на Земле.
Возраст метеоритов оценивается в 5 — 4,6 млрд лет. Масса их
колеблется от нескольких граммов до нескольких сотен тонн. Самый крупный метеорит «Гоба» был найден в юго-западной Африке в 1920 г., его масса 60 т.
По современным представлениям, метеориты — это обломки крупных астероидов разного типа. Один из типов — хондриты — вообще представляет собой слабоизмененное первичное
вещество Вселенной. Именно в хондритах обнаружены остатки
органических веществ. Сбор и изучение метеоритов имеют большой научный интерес. Ежегодно в сторону Земли направляется
10 млрд метеоров. На Землю выпадает около 2000 метеоритов
ежегодно.
44

Глава 2
ПЛАНЕТАРНЫЕ ФАКТОРЫ
2.1. Орбитальное движение Земли
Планета Земля движется вокруг Солнца по орбите длиной
934 млн км со средней скоростью 29,8 км/с. Доказательством движения Земли является параллактическое смещение звезд дважды
в год на один и тот же угол. Оно объясняется наблюдениями звезд
с разных точек орбиты Земли. Вторым доказательством движения
Земли вокруг Солнца является годичное аберрационное смещение звезд, открытое в 1728 г. английским астрономом Дж. Брадлеем (1693—1762). Аберрация — угол между наблюдаемым (видимым) и истинным направлением на светило. Дело в том, что пока
свет от звезды доходит до окуляра прибора, наблюдатель вместе с
прибором перемещается по орбите вокруг Солнца. Чтобы свет от
звезды попал в объектив, нужно направить прибор не на истинное направление на звезду, а на расчетное. Годовое движение Земли
вокруг Солнца можно наблюдать по непрерывному изменению
положения Солнца на небе: изменяется полуденная высота Солнца, азимутальный угол восхода и заката.
Видимый годовой путь Солнца по небесной сфере, эклиптика,
представляет собой сечение небесной сферы плоскостью земной орбиты. Небесный экватор — линия пересечения плоскости земного
экватора с небесной сферой. Эклиптика с небесным экватором в
современную эпоху образует угол 23°27/. Места их пересечения
называются точками весеннего и осеннего равноденствия.
В этих точках Солнце бывает 21 марта и 23 сентября.
Движение Земли по орбите совершается против часовой стрелки, в том же направлении происходит и вращение Земли вокруг
своей оси. Ось вращения сохраняет практически неизменное направление в пространстве — направление на Полярную звезду
(Северный полюс Мира).
Земля движется по эллиптической орбите, поэтому расстояние от нее до Солнца меняется в течение года: в ближайшей к
Солнцу точке орбиты — перигелии — расстояние равно 147 млн
км, в дальней точке орбиты — афелии — расстояние увеличивается до 152 млн км. Полный оборот Земля совершает за 365 сут 6 ч
9 мин 9,6 с. Этот промежуток времени называется звездным сидерическим годом. Тропический год — промежуток времени между двумя прохождениями Солнца через точку весеннего равноденствия.
Тропический год на 20 мин 24 с короче звездного, так как точка
весеннего равноденствия движется навстречу годовому движению
Солнца. Подобное явление объясняется прецессией — движением
45

оси вращения Земли вокруг перпендикуляра к плоскости вращения с вершиной в центре Земли, при котором ось описывает круговую коническую поверхность. Наклон оси при этом не меняется.
Период прецессии составляет 26 ООО лет. Если сейчас Северный
полюс Мира направлен к окрестности Полярной звезды, то через
13 ООО лет он будет смотреть на Вегу (ос Лиры). Изменение положения оси вращения приводит к смещению сезонов года. Через 13 bOO
лет лето в Северном полушарии будет приходиться на 12, 1, 2-й
месяцы.
Географическими следствиями годового движения Земли является смена сезонов года, изменение продолжительности дня и ночи,
образование поясов освещения, годовой ритм в географической оболочке.
В день зимнего солнцестояния 22 декабря Солнце стоит в зените
на Южном тропике и освещает больше Южное полушарие (рис. 2.1).
Земля находится вблизи точки перигелия своей орбиты. Область
около Южного полюса, ограниченная Южным полярным кругом,
освещается незаходящим Солнцем. В Северном полушарии за Северным полярным кругом начинается полярная ночь. Продолжительность ее разная на разных широтах и увеличивается от Полярного круга до полюса от одного дня до полугода. День в Северном
полушарии короче ночи, в Москве продолжительность самого
короткого дня около 7 часов. День зимнего солнцестояния — начало астрономической зимы в Северном полушарии.
В дни весеннего и осеннего равноденствий 21 марта и 23 сентября Солнце стоит в зените на экваторе и равномерно освещает
оба полушария. Светораздельная линия (терминатор) проходит
через географические полюсы. В эти дни ночь равна дню на всех
широтах Земли (12 часов). Дни весеннего и осеннего равноденствий — начало астрономических весны и осени в соответствующем полушарии.
В день летнего солнцестояния 22 июня Солнце стоит в зените
на Северном тропике и освещает больше Северное полушарие.
Земля находится вблизи точки афелия. На небе Северного полушария в полдень Солнце занимает самое высокое положение. За
Северным полярным кругом начинается полярный день, здесь
Солнце не заходит за горизонт. В Южном полушарии за Южным
полярным кругом Солнце вообще не появляется на небосводе.
Продолжительность полярной ночи равна одному дню на Южном
полярном круге и увеличивается на полюсе до полугода. День в
Северном полушарии длиннее ночи, в Москве продолжительность
самого длинного дня составляет 17 часов. День летнего солнцестояния — начало астрономического лета в Северном полушарии.
Земля движется по орбите с различной скоростью: в точке перигелия скорость наибольшая, наименьшая скорость у Земли при
прохождении точки афелия. Отсюда следует, что в Северном
46

HhAir ЭННЬЭНКОЭ

полушарии летний сезон самый продолжительный, зимний — самый короткий. Более того, поскольку Северное полушарие зимой
ближе к Солнцу, а летом немного дальше, температурный режим
его более благоприятный, чем Южного полушария: лето (по астрономическим причинам) более продолжительное и немного прохладнее, а зима короче и немного теплее.
Пояса освещения, или астрономические тепловые пояса, выделяются по высоте Солнца над горизонтом и продолжительности
освещения. В жарком поясе, расположенном между тропиками,
Солнце дважды в год в полдень бывает в зените. На линиях тропиков Солнце стоит в зените только один раз в году: на Северном
тропике (тропик Рака) Солнце стоит в зените в полдень —
22 июня, на Южном тропике (тропик Козерога) — 22 декабря.
Продолжительность дня в жарком поясе в течение года изменяется мало (от 11 до 13 часов).
Между тропиками и полярными кругами выделяются два умеренных пояса. В них Солнце никогда не стоит в зените, продолжительность дня и высота Солнца над горизонтом сильно меняются
в течение года. Однако в течение суток обязательно бывает смена
дня и ночи. Между полярными кругами и полюсами расположены
два холодных пояса, здесь бывают полярные дни и ночи. Следовательно, в году бывают дни, когда Солнце вообще не показывается из-за горизонта или не опускается за горизонт.
Положение тропиков и полярных кругов не остается постоянным, оно изменяется в зависимости от изменения наклонения
плоскости орбиты Земли. Плоскость земной орбиты колеблется в
пространстве, и за 40 000 лет наклон к экватору изменяется от
24°36' до 2Г58'. Это сопровождается расширением и сужением поясов освещения. Если бы ось Земли была перпендикулярна к плоскости орбиты, то пояса освещения не выделялись бы.
Смена времен года обусловливает годовой ритм в географической оболочке. В жарком поясе годовой ритм зависит главным образом от изменения увлажнения, в умеренном — от температуры,
в холодном — от условий освещения.
Календарь — система измерений длительных промежутков времени. За историю человечества было разработано множество вариантов календарей. Все они делятся на солнечные, лунные и лунно-солнечные. В основе солнечных календарей лежит продолжительность тропического года, в основе лунных — продолжительность лунного (синодического) месяца*. Лунно-солнечные основаны на обоих принципах. Примером лунного календаря является
магометанский календарь, лунный год которого состоит из 12 лунных месяцев и содержит 354 или 355 средних солнечных суток. В
* В «Мишне» — сборнике толкований библейских текстов — говорится так:
«Луна была создана для счета дней».

основу современного календаря, принятого в большинстве стран,
положен тропический год.
Один из первых солнечных календарей был создан в Египте.
В этом календаре в году было 365 дней. Ошибка в одни сутки накапливалась за 4 года. В Риме в правление Юлия Цезаря (46 г. до
н.э.) было введено новое исчисление времени (юлианский календарь). Разработан календарь был александрийским астрономом
Созигеном. Продолжительность календарного года считается равной 365 средним солнечным суткам три года подряд, а каждый
четвертый год содержит 366 суток. Годы продолжительностью в
365 суток считаются простыми, а в 366 — високосными. Лишний
день добавлялся к февралю. Благодаря этой реформе ошибка в одни
сутки накапливается за 128 лет (юлианский календарь «отставал»
на трое суток за 400 лет).
В государствах Западной Европы юлианский календарь был введен в 325 г. К 1582 г. точка весеннего равноденствия сместилась
почти на 11 дней и приходилась уже на 10 марта. Это вносило путаницу в расчет религиозных праздников, так как по правилам христианской церкви Пасха должна праздноваться в воскресенье в
полнолуние после весеннего равноденствия (в год, когда было установлено правило, в 325 г. на Никейском соборе, весеннее равноденствие приходилось на 21 марта). Поэтому в 1582 г. итальянский
математик Луллио предложил проект нового календаря, названного впоследствии григорианским. Согласно булле римского папы Григория XIII, точка весеннего равноденствия в соответствии с новым календарем переносилась назад, на 21 марта. В булле написано:
— следующим числом после 4 октября считать 15 октября
1582 года;
— впредь все круглые годы, число столетий которых не делится на четыре (1700, 1800), считать простыми годами, а 1600,
2000 — високосными. Теперь ошибка в одни сутки накапливается
за 3333 года.
В большинстве западных стран григорианский календарь был
введен в течение XVI —XVII вв. В России новый календарь (новый
стиль) был введен 1 февраля 1918 г. В этом году по декрету Советского правительства 1 февраля стали считать 14 февраля, так как
расхождение к данному моменту составило уже 13 суток. Это различие в 13 суток будет сохраняться до 15 февраля 2100 г., после
оно составит уже 14 суток. Начало календарного года (1 января) —
понятие условное. В прошлом в некоторых странах новый год начинался 25 марта, 25 декабря и в другие дни. В России до XV в.
новый год начинался 1 марта, с XV в. — 1 сентября. В 1700 г. Петр I
передвинул начало нового года на 1 января.
В наше время предложено несколько проектов нового календаря.
Один, самый простой, заключается в следующем. Четыре квартала
года имеют одинаковую продолжительность — 13 недель, т.е. по
49

91 дню. Первый месяц содержит 31 день, остальные — по 30 дней.
Таким образом, год будет начинаться всегда в один и тот же день
недели. Но так как кварталы содержат всего 364 дня, то между
30 декабрем и 1 январем добавляется один день вне счета — международный нерабочий день. А в високосном году такой же день
добавляется после 30 июня.
2.2. Осевое вращение Земли
Земля вращается с запада на восток против часовой стрелки,
совершая полный оборот за сутки. Средняя угловая скорость вращения, т. е. угол, на который смещается точка на земной поверхности, для всех широт одинакова и составляет 15° за 1 ч. Линейная
скорость, т. е. путь, проходимый точкой в единицу времени, зависит от широты места. Географические полюсы не вращаются, там
скорость равна нулю. На экваторе каждая точка проходит наибольший путь и имеет наибольшую скорость — 455 м/с. Скорость
на одном меридиане разная, на одной параллели одинаковая.
Главным физическим доказательством вращения Земли служит маятник Фуко. Согласно законам физики, качающееся тело
сохраняет неизменной плоскость своего качания относительно Мирового пространства. Если поместить под маятник круг с делениями, то окажется, что по отношению к Земле положение плоскости меняется, т.е. Земля поворачивается вокруг своей оси. Если
маятник повесить над полюсом Земли, то ее вращение не будет
оказывать никакого воздействия на направление плоскости качания, но наблюдателю на вращающейся Земле будет заметно кажущееся смещение плоскости движения маятника. За одни звездные сутки плоскость колебания маятника совершит полный оборот относительно поверхности Земли с угловой скоростью 15° за
1 ч. На экваторе плоскость качания маятника относительно земной поверхности будет сохранять свое положение и никакого кажущегося отклонения наблюдатель не заметит. На остальных широтах на Земле угол отклонения зависит от широты места. В СанктПетербурге отклонение в 1 ч составляет 13°, в Москве — 12,5°.
Ж.Фуко (1819—1868) поставил свой опыт в Пантеоне, в Париже
в 1851 г. Длина маятника была 67 м, масса груза — 28 кг. В 1931 г. в
Санкт-Петербурге в Исаакиевском соборе был подвешен маятник длиной 98 м и массой 60 кг. Сейчас этот маятник снят.
Вторым доказательством вращения Земли является отклонение всех падающих на Землю тел к востоку. Этот эффект обусловлен тем обстоятельством, что чем дальше находится точка от оси
вращения Земли, тем больше линейная скорость, с которой она
движется с запада на восток вследствие вращения Земли. Поэтому
вершина высокой башни перемещается к востоку с большей линейной скоростью, чем ее основание. Тело, свободно падающее с
50

башни, сохраняет свою первоначальную
линейную скорость. Поэтому оно падает не у основания башни, а немного к
востоку от него.
Доказательством вращения Земли
является фигура самой планеты, наличие сжатия земного эллипсоида. Сжатие
возникает при участии центробежной
силы, развивающейся в свою очередь на
вращающейся планете. Любая точка на
Земле находится под воздействием земного притяжения и центробежной силы.
Равнодействующая этих сил направлена к экватору, оттого Земля в экваториальном поясе выпукла, у полюсов имеет сжатие.
К географическим следствиям осевого вращения Земли относятся возникновение силы Кориолиса, отсчет времени и
суточный ритм в географической оболочке. Рис. 2.2. Возникновение
Образование приливов было рассмотресилы Кориолиса
но в предыдущих главах.
Важным следствием осевого вращения Земли является кажущееся отклонение тел, движущихся в горизонтальном направлении, от направления их движения. По закону инерции, всякое
движущееся тело стремится сохранить направление (и скорость)
своего движения относительно Мирового пространства (рис. 2.2).
Если движение происходит относительно перемещающейся поверхности, например вращающейся Земли, наблюдателю на Земле кажется, что тело отклонилось. В действительности тело продолжает двигаться в заданном направлении. Например, из точки А
в направлении полюса по меридиану выпущено тело. Ракета движется по направлению АВ. Через некоторое время наблюдатель на
вращающейся Земле переместится в точку С и будет искать тело,
двигающееся в направлении меридиана. Однако ракета сохраняет
свое направление в Мировом пространстве (D), с направлением
меридиана оно уже не совпадает. Отклоняющее действие вращения Земли называют силой Кориолиса.
Сила Кориолиса всегда перпендикулярна движению, направлена
вправо в Северном полушарии и влево — в Южном. Величина ее
зависит от скорости движения и массы движущегося тела, а также от широты места:
F = 2/wi>wsinq),
где т — масса тела; v — линейная скорость тела; w — угловая
скорость вращения Земли; <р — широта места.
51

На экваторе сила Кориолиса равна нулю, величина ее возрастает к полюсам. Сила Кориолиса способствует образованию атмосферных вихрей, оказывает влияние на отклонение морских
течений, благодаря ей подмываются правые берега рек в Северном полушарии и левые берега — в Южном полушарии.
*
Период осевого вращения Земли называется сутками, это —
естественная единица измерения времени. Выделяются понятия
звездные и солнечные сутки. Звездные сутки — промежуток времени между двумя верхними кульминациями звезды (прохождениями звезды через меридиан точки наблюдения). Звездные сутки
равны 23 ч 56 мин 4 с. Звездные сутки удобны для астрономических наблюдений, но неудобны для населения Земли. Истинные
солнечные сутки — промежуток времени между двумя кульминациями центра Солнца, за начало суток принята нижняя кульминация —• полночь. В течение года продолжительность истинных
суток немного меняется из-за изменения скорости орбитального
движения Земли и наклонения экватора к эклиптике. Поэтому в
практических целях используется среднее солнечное время — средняя продолжительность истинных солнечных суток, которая равна 24 ч. Разность между истинным солнечным временем и средним временем называется уравнением времени. Среднее солнечное
время в любой момент равно истинному солнечному времени плюс
уравнение времени.
Сутки начинаются одновременно на всем меридиане. Среднее
солнечное время на каждом меридиане свое, оно называется
местным временем. На меридианах, отстоящих на 15°, время отличается на один час. На Международном астрономическом конгрессе в 1884 г. был принят поясной отсчет времени. Вся поверхность Земли была разделена на 24 пояса по 15° в каждом, границы
проведены с учетом административных и государственных границ.
В качестве Всемирного времени принято среднее солнечное время
на Гринвичском меридиане, который считается начальным меридианом. Линия перемены даты — условная линия, служащая для
разграничения мест, которые в один и тот же момент времени
имеют разные календарные даты. Она проходит в основном по
меридиану, имеющему долготу 180°, на Чукотке отклоняясь к
востоку (Берингов пролив). При пересечении линии перемены даты
с запада на восток отнимаются одни сутки, при пересечении с
востока на запад — прибавляются.
Поясное время — время каждого часового пояса, определенное
по серединному меридиану. Для перевода местного времени в поясное существует формула:
Tn-Tm =

N-X,

где Тп — поясное время; Тт — местное время; N — номер пояса;
X — долгота места в часовом выражении.
52

Поясное время равно всемирному времени плюс номер пояса.
В бывшем СССР поясное время было введено 1 июня 1919 г. На
территории России выделяется 11 часовых поясов — со второго
по двенадцатый (рис. 2.3). В настоящее время одиннадцатый и двенадцатый часовые пояса объединены, на Чукотке время отличается от московского на 9 часов. Поясное время каждого следующего к востоку пояса на один час больше, каждого следующего
к западу — на час меньше.
В Советском Союзе в целях более экономного использования
электроэнергии 16 июня 1930 г. было введено декретное время —
поясное время каждого часового пояса плюс один час.
Декретное время второго часового пояса называется московским временем.
В целях рационального использования электроэнергии в летние месяцы во многих странах вводят летнее время, переводя стрелки часов на час вперед. В России перевод стрелок часов осуществляется после дней весеннего и осеннего равноденствий (конец
марта и конец октября). Для нашей страны летнее время — поясное время плюс два часа.
Смена дня и ночи создает суточный ритм в географической
оболочке, он проявляется в живой и неживой природе: в суточном ходе всех метеорологических элементов — температуре, влажности, давлении; таяние горных ледников происходит днем; фотосинтез происходит днем, на свету, многие растения раскрываются в определенные часы суток. Человек тоже живет по часам; в
определенные часы у него падает работоспособность, повышаются температура тела и давление.
2.3. Форма и размеры Земли
Первые представления о форме и размерах Земли появились в
Древней Греции. Пифагор (VI в. до н.э.) и его ученики провозгласили Землю шаром, считая, что это самая идеальная фигура.
Шарообразную форму Земли Аристотель (IV в. до н.э.) доказывал лунными затмениями, изменением звездного неба при движении по меридиану и расширением горизонта при подъеме.
Эратосфен (III в. до н.э.) впервые произвел измерение длины
меридиана. Он заметил, что в день летнего солнцестояния в Сиене (Асуан) Солнце освещает дно самых глубоких колодцев, следовательно, стоит в зените. В Александрии Солнце в это время
отстоит от зенита на угол 7° 12', что составляет Vso часть окружности. Измерив расстояние между Сиеной и Александрией и умножив на пятьдесят, Эратосфен вычислил длину меридиана Земли, а следовательно, и радиус Земли. Полученные им размеры.
расходятся с результатами современных вычислений менее чем
на 25 км.
54

В конце XVII в. благодаря работам И. Ньютона возникло предположение, что Земля ввиду осевого вращения должна быть сжата у полюсов. Сжатие — это отношение разности наибольшего
радиуса и наименьшего к наибольшему радиусу: (а - Ь)/а. Земля в
первом приближении — эллипсоид вращения, у нее экваториальный радиус (а) больше полярного (Ъ) на 21,36 км. На вращающейся Земле действуют силы притяжения и центробежная, величина и направление силы тяжести зависят от сложения этих сил.
На полюсе центробежная сила равна нулю, поэтому сила тяжести
равна силе притяжения и величина ее самая большая. На экваторе
возрастает центробежная сила и уменьшается сила тяжести. Сила
тяжести на полюсе на 0,6 % больше, чем на экваторе. Равнодействующая силы притяжения и центробежной силы — сила тяжести — направлена к экватору. Под ее влиянием массы планеты перемещаются к экватору и Земля приобретает форму эллипсоида.
Подтверждением этого теоретического положения послужил такой факт. В 1672 г. из Франции в Кайенну (Гвиана) для изучения
Марса в год Великого противостояния был направлен астроном
Ж. Рише. Он взял с собой часы, маятник которых отбивал секунды, т.е. период качания маятника был равен одной секунде. В Кайенне часы стали отставать и длину маятника пришлось укоротить.
В Париже часы начали спешить. Замедление качания маятника при
перемещении его из умеренных широт в экваториальные И. Ньютон объяснил уменьшением силы тяжести из-за увеличения центробежной силы.
Для измерения длины дуги 1° меридиана Французская академия наук в XIX в. отправила две экспедиции: одну — к Северному полярному кругу, другую — в экваториальные районы. Измерения позволили рассчитать длину дуги Г меридиана у полюса и экватора: у полюса она оказалась равной 111,7 км, на
экваторе — 110,6 км.
Истинная фигура не полностью соответствует эллипсоиду вращения. Эллипсоид вращения — фигура правильная, возникающая
при вращении тела, имеющего однородное строение чнедр. Уровенная поверхность отличается от поверхности эллипсоида на 50—
60 м. В 1873 г. немецкий ученый И. Листинг ввел понятие «геоид».
Геоид — фигура Земли, ограниченная уровенной поверхностью, совпадающей с поверхностью спокойной воды в океане, продолженной под материками так, чтобы отвесная линия в любой
точке была перпендикулярна этой поверхности.
Работы по вычислению размеров Земли, выполненные под руководством Ф.Н.Красовского (1940—1946), показали, что геоид
близок к трехосному эллипсоиду вращения. У Земли один экваториальный радиус больше другого на 213 м. Дальше всего отстоят
от экватора участки вдоль меридиана — 15° в.д. — 165° з.д., меридиан малой оси — 105° в.д. — 75° з.д.
55

В последние годы при анализе космических снимков выяснили,
что северный полярный радиус больше южного на 30 —100 м, следовательно, Земля имеет форму кардиоида. В России в 1990 г. приняты параметры Земли (ПЗ-90), они по основным параметрам
близки к размерам эллипсоида Красовского. Многочисленные
спутниковые данные уточнили фактические размеры и форму
Земли:
средний экваториальный радиус
средний полярный радиус
полярное сжатие
экваториальное сжатие
длина меридиана
длина экватора
площадь поверхности Земли

6378,14 км;
6356,78 км;
УУ^з (21,36 км);
1
/зоооо (213 м);
40 008,5 км;
40075,7 км;
510 млн км2.

К доказательствам шарообразности Земли относятся снимки
из космоса, лунные затмения и градусные измерения планеты.
Небольшие колебания длины дуги 1° в целом позволяют говорить, что Земля имеет близкую к шару форму. Доказательства шарообразности Земли, сформулированные в древности: постепенное появление предметов из-за горизонта, расширение дальности
видимости при подъеме, изменение вида звездного неба при движении по меридиану, кругосветные путешествия — говорят только о выпуклости Земли.
Географическое значение формы и размеров Земли заключается в том, что ее шарообразная форма обусловливает закономерное изменение угла падения солнечных лучей от экватора к полюсам. Образуется главная географическая закономерность — географическая зональность компонентов и комплексов географической оболочки.
Шаровая фигура при минимальном объеме концентрирует максимальную массу материи. Вещество планеты сжимается, внутри
формируется центральное ядро и оболочки. Оболочечное строение Земли — одно из самых фундаментальных ее свойств. Сферическая форма оболочек, в том числе и географической, обусловливает бесконечность и единство пространства. Отклонение истинной формы Земли (геоид) от эллиптической обусловливает
стремление вещества Земли растечься, чтобы приобрести фигуру
равновесия. В результате на земной поверхности возникают секторы с тенденцией к опусканию и поднятию, между ними формируются зоны разломов. Образование системы Африкано-Азиатских разломов, очевидно, является примером таких тенденций.
В настоящее время из-за замедления вращения Земли фигура планеты стремится приблизиться к форме шара. В результате начинается переток земного вещества к полюсам и активизация тектонических движений.
56

2.4. Внутреннее строение Земли
Земля, как и другие планеты, имеет оболочечное строение.
К внешним оболочкам относятся атмосфера и гидросфера. Твердое тело Земли состоит из земной коры, мантии и ядра.
Земная кора — первая оболочка твердого тела Земли, имеет
мощность 30 — 40 км. По объему она составляет 1,2 % объема Земли, по массе — 0,4 %, средняя плотность равна 2,7 г/см 3 . От мантии земная кора отделена сейсмическим разделом, названным границей Мохо, от фамилии югославского ученого А. Мохоровичича
(1857—1936), открывшего этот «сейсмический раздел». Породы
земной коры богаты кремнием, алюминием, окислами железа.
Выделяют четыре типа земной коры, они соответствуют четырем наиболее крупным формам поверхности Земли (рис. 2.4). Первый тип называется материковым, его мощность 30—40 км, под
молодыми горами она увеличивается до 80 км. Этот тип земной
коры соответствует в рельефе материковым выступам (включается подводная окраина материка). Наиболее распространено деление ее на три слоя: осадочный, гранитный и базальтовый. Осадочный слой состоит из известняков, глин, песков, мощность его до
15 — 20 км. Мощность гранитного слоя равна 10—15 км. Базальтовый слой сложен метаморфизованными основными и ультраосновными породами мощностью до 10—15 км. Названия слоев —
гранитный, базальтовый — условны, они даны по скоростям проаa
hi
КМ
0

Океан
Срединно-океанический
хребет

Рифтогенная кора

Впадина
Я внутреннего
£
моря
(типа Черного)

я
|

Впадина
окраинного
моря
(типа

Материковая кора

Ь
85

Тихий
океан

Кора переходной Океаническая
области между
кора
материком и океаном

50
Рис. 2.4. Типы земной коры (по М. В. Муратову):
1 — вода; 2 — осадочный слой; 3 — гранитный слой; 4 — базальтовый слой;
5 — мантия Земли; 6 — участки мантии, сложенные породами повышенной
мощности; 7 — участки мантии, сложенные породами пониженной мощности;
8 — глубинные разломы; 9 — вулканический конус

хождения сейсмических волн. Современное название слоев несколько иное (В.Е.Хаин, М.Г.Ломизе): второй слой называется гранитно-метаморфическим, так как собственно гранитов в нем почти нет, сложен он гнейсами и кристаллическими сланцами. Третий слой — гранулитобазитовый, его образуют сильнометаморфизованные горные породы.
Второй тип земной коры — переходный, или геосинклинальный, —
соответствует переходным зонам (геосинклиналям). Расположены
переходные зоны у восточных берегов материка Евразии, у восточных и западных берегов Северной и Южной Америки. Классическое строение их трехчленное: котловина окраинного моря, островные дуги и глубоководный желоб. Под котловинами морей и
глубоководными желобами нет гранитного слоя, земная кора состоит из осадочного слоя повышенной мощности и базальтового.
Гранитный слой появляется только в островных дугах. Средняя
мощность геосинклинального типа земной коры 15 — 30 км.
Третий тип — океаническая земная кора, соответствует ложу
океана, мощность коры 5—10 км. Имеет двухслойное строение:
первый слой — осадочный, образован глинисто-кремнисто-карбонатными породами; второй слой состоит из полнокристаллических магматических пород основного состава (габбро). Между осадочным и базальтовым слоями выделяется промежуточный слой,
состоящий из базальтовых лав с прослоями осадочных пород. Поэтому иногда говорят о трехслойном строении океанической коры.
Четвертый тип — рифтогенная земная кора, она характерна
для срединно-океанических хребтов, ее мощность 1,5—2 км. В срединно-океанических хребтах близко к поверхности подходят породы мантии. Мощность осадочного слоя 1 — 2 км, базальтовый
слой в рифтовых долинах выклинивается.
Существуют понятия «земная кора» и «литосфера». Литосфера — каменная оболочка Земли, образованная земной корой и
частью верхней мантии. Мощность ее составляет 150 — 200 км,
ограничена астеносферой. Только верхняя часть литосферы называется земной корой.
Мантия по объему составляет 83 % объема Земли и 68 % ее
массы. Плотность вещества возрастает до 5,7 г/см3. На границе с ядром
температура увеличивается до 3800 °С, давление — до 1,4- 10й Па.
Выделяют верхнюю мантию до глубины 900 км и нижнюю — до
2900 км. В верхней мантии на глубине 150 — 200 км присутствует
астеносферный слой. Астеносфера (греч. asthenes — слабый) — слой
пониженной твердости и прочности в верхней мантии Земли. Астеносфера — основной источник магмы, в ней располагаются
очаги питания вулканов и происходит перемещение литосферных
плит.
Ядро занимает 16% объема и 31% массы планеты. Температура в
нем достигает 5000 °С, давление — 37-1011 Па, плотность — 16 г/см3.
58

Ядро делится на внешнее, до глубины 5100 км, и внутреннее.
Внешнее ядро — расплавленное, состоит из железа или металлизованных силикатов, внутреннее — твердое, железоникелевое.
От плотности вещества зависит масса небесного тела, масса
определяет размеры Земли и силу тяжести. Наша планета имеет
достаточные размеры и силу тяжести, она удержала гидросферу и
атмосферу. В ядре Земли происходит металлизация вещества, обусловливая образование электрических токов и магнитосферы.
2.5. Геофизические поля
Вокруг Земли существуют разнообразные поля, наиболее существенное влияние на географическую оболочку оказывают гравитационное и магнитное.
Гравитационное поле. Гравитационное поле н ^ Земле — это
поле силы тяжести. Сила тяжести — равнодействующая сила между силой притяжения и центробежной силой, возникающей при
вращении Земли. Центробежная сила достигает максимума на экваторе, но и здесь она мала и составляет У288 от силы тяжести. На
силу притяжения должно влиять космическое окружение планеты, распределение масс внутри Земли и на ее поверхности. По
закону всемирного тяготения, силы взаимодействия зависят от
массы тел и расстояний между ними. Влияние ближайших космических тел — Солнца и Луны — мало из-за огромных расстоянйй.
Следовательно, сила тяжести на Земле в основном зависит от силы
притяжения, на которую оказывает влияние распределение масс
внутри Земли и на поверхности. Сила тяжести действует повсеместно на Земле и направлена по отвесу к поверхности геоида. Напряженность гравитационного поля равномерно уменьшается от
полюсов к экватору (на экваторе больше центробежная сила), от
поверхности вверх (на высоте 36 ООО км равна нулю) и от поверхности вниз (в центре Земли сила тяжести равна нулю).
Нормальным гравитационным полем Земли называется такое,
которое было бы у Земли, если бы она имела форму эллипсоида с
равномерным распределением масс. Напряженность реального поля
в конкретной точке отличается от нормального, возникает аномалия гравитационного поля. Аномалии могут быть положительными
и отрицательными: горные хребты создают дополнительную массу
и должны бы вызывать положительные аномалии, океанические
впадины, наоборот — отрицательные. На самом деле земная кора
находится в изостатическом равновесии.
Изостазия (от греч. isostasios — равный по весу) — уравновешивание твердой, относительно легкой земной коры более тяжелой верхней мантией. Теория равновесия была выдвинута в 1855 г.
английским ученым Г.Б.Эйри. Благодаря изостазии избытку масс
выше теоретического уровня равновесия соответствует недоста59

ток их внизу. Это выражается в том, что на определенной глубине
(100—150 км) в слое астеносферы вещество перетекает в те места, где имеется недостаток масс на поверхности. Только под молодыми горами, где еще полностью компенсация не произошла,
наблюдаются слабые положительные аномалии. Однако равновесие непрерывно нарушается: в океанах происходит отложение
наносов, под их тяжестью дно океана прогибается. С другой стороны, горы разрушаются, высота их уменьшается, значит уменьшается и масса.
Сила тяжести создает фигуру Земли, она является одной из
ведущих эндогенных сил. Благодаря ей выпадают атмосферные осадки, текут реки, формируются горизонты подземных вод, наблюдаются склоновые процессы. Силой тяжести объясняется максимальная высота гор; считается, что на нашей Земле не может быть
гор выше 9 км. Сила тяжести такова, что она удерживает газовую
и водную оболочки планеты. Атмосферу планеты покидают только самые легкие молекулы — водорода и гелия. Давление масс
вещества, реализующееся в процессе гравитационной дифференциации в нижней мантии, наряду с радиоактивным распадом порождает тепловую энергию — источник внутренних (эндогенных)
процессов, перестраивающих литосферу.
Шаровая фигура гравитационного поля определяет два основных вида форм рельефа на земной поверхности — конические и
равнинные (Л. П. Шубаев). Оно отпечатывается на всех телах, которые образуются на Земле. Если тело растет вниз или вверх, то
оно приобретает форму, близкую к конической: горные вершины, дюны, карстовые воронки. Если тело растет горизонтально,
то сила тяжести делает его листообразным — дельты, аккумулятивные равнины. Сила тяжести определяет силу поверхностного
натяжения, с которой связано поднятие воды вверх и питание
корней растений. У живых организмов существует геотропическая
реакция — стремление ориентироваться в поле силы тяжести.
Магнитное поле. Земной магнетизм — свойство Земли, обусловливающее существование вокруг нее магнитного поля, вызываемого процессами, происходящими на границе ядро — мантия.
Впервые о том, что Земля — магнит, человечество узнало благодаря работам У. Гильберта. В трактате «О магните, магнитных телах
и большом магните — Земле» (1600) Гильберт последовательно
рассмотрел магнитные явления.
Магнитосфера — область околоземного пространства, заполненная заряженными частицами, движущимися в магнитном поле
Земли. Она отделена от межпланетного пространства магнитопаузой. Это внешняя граница магнитосферы. Влияние магнитного
поля проявляется в том, что магнитная стрелка компаса устанавливается в направлении магнитных силовых линий. Северный конец стрелки магнитного компаса всегда показывает на магнитный
60

полюс Северного полушария. Плоскость большого круга, в котором устанавливается стрелка компаса, называется магнитным меридианом.
Магнитные меридианы не образуют правильной сетки, но сходятся в двух точках — магнитных полюсах Земли. Магнитный полюс — область на поверхности Земли, где сходятся магнитные
силовые линии. Магнитные полюсы не совпадают с географическими и медленно движутся со скоростью 7 — 8 км/год. В 1995 г.
магнитный полюс Северного полушария находился в точке с координатами 77°30' с.ш. и 102°30' з.д. (в одном из проливов Канадского арктического архипелага), в 2185 г. его положение совпадет с
географическим полюсом. Магнитный полюс Южного полушария
имеет координаты 65° ю.ш. и 139° в.д. и находите^ побережья Земли Виктории в Антарктиде, он медленно движется"4» сторону Австралии. Магнитные полюсы находятся не в диаметрально противоположных точках земного шара. Магнитная ось не проходит через
центр Земли, она смещена на 427 км от геометрического центра в сторону Марианской впадины. Ось магнитного поля наклонена под углом 11,5° по отношению к оси вращения Земли.
Магнитное поле характеризуется тремя величинами: магнитным склонением, магнитным наклонением и напряженностью.
Магнитное склонение — угол между географическим меридианом
и направлением магнитной стрелки. Склонение бывает восточным (+), если северный конец стрелки компаса отклоняется к
востоку от географического, и западным (-), когда стрелка отклоняется к западу. Линии одинакового склонения называются
изогонами, их значение изменяется от 0 до 180°. Нулевая изогона — агоническая линия — разделяет западное и восточное склонения, стрелка компаса на ней северным концом показывает на
Северный географический полюс.
Магнитное наклонение — угол между горизонтальной плоскостью и направлением магнитной стрелки, подвешенной на горизонтальной оси. Наклонение положительное, когда северный конец стрелки смотрит вниз, и отрицательное, если северный конец направлен вверх. Магнитное наклонение изменяется от 0 до
90°. На магнитном полюсе Северного полушария северный конец
стрелки компаса направлен перпендикулярно вниз, на магнитном
полюсе Южного полушария — перпендикулярно вверх. Линии равных наклонений называются изоклинами. Нулевая изоклина — магнитный экватор — проходит вблизи географического экватора.
Сила магнитного поля характеризуется напряженностью. Напряженность магнитного поля небольшая, составляет на экваторе
20—28 А/м (0,25—0,35 эрстед), на полюсе - 48 — 56 А/м (0,6 —
0,7 эрстед).
В основе образования магнитного поля лежат внутренние и
внешние причины. Постоянное магнитное поле образуется благо61

даря электрическим токам, возникающим во внешнем ядре планеты. Солнечные корпускулярные потоки образуют переменное магнитное поле Земли. Наглядное представление о состоянии магнитного поля Земли дают магнитные карты. Магнитные карты составляются на пятилетний срок — магнитную эпоху.
Нормальное магнитное поле было бы у Земли, будь она однородно намагниченным шаром. Места пересечения магнитной
оси однородного намагниченного шара с земной поверхностью
называются геомагнитными полюсами. Геомагнитные полюсы
расположены симметрично относительно центра Земли, так как
магнитная ось «нормального магнитного поля» проходит через центр
Земли. Отклонения реального магнитного поля от нормального
(теоретически рассчитанного) называются магнитными аномалиями. Они могут быть мировыми (Восточно-Сибирский овал), региональными (Курская магнитная аномалия) и локальными, связанными с близким залеганием к поверхности магнитных пород.
Магнитосфера имеет каплевидную форму (рис. 2.5). На стороне, обращенной к Солнцу, ее радиус равен 10 радиусам Земли,
на ночной стороне под влиянием «солнечного ветра» увеличивается до 100 радиусов. Форма обусловлена воздействием солнечного ветра, который, наталкиваясь на магнитосферу Земли, обтекает ее. Заряженные частицы, достигая магнитосферы, начинают
62

двигаться по магнитным силовым линиям и образуют радиационные пояса. Внутренний радиационный пояс состоит из протонов,
имеет максимальную концентрацию на высоте 3500 км над экватором. Внешний пояс образован электронами, простирается до
10 радиусов. У магнитных полюсов высота радиационных поясов
уменьшается, здесь возникают области, в которых заряженные
частицы вторгаются в атмосферу, ионизируя газы атмосферы и
вызывая полярные сияния.
При изучении магнитного поля Земли, существовавшего в прошлые эпохи, пользуются палеомагнитными* и археомагнытными
методами. Палеомагнитные методы основываются на изучении
магнитного поля по намагниченности древних пород. Археомагнитные методы исследования позволяют изучать намагниченность
предметов, созданных людьми: кирпича, глиняных сосудов. Палеомагнитные и археомагнитные методы исследования позволили установить ряд интересных закономерностей. Наблюдаются вековые вариации элементов магнитного поля Земли: период колебания склонения составляет 1000 лет, напряженности — 10000 лет.
Удалось установить, что величина магнитного поля всегда была
примерно такой же, как сейчас, она колеблется около среднего
уровня. Однако положение магнитных полюсов менялось: магнитный полюс Северного полушария много миллионов лет назад располагался на экваторе, затем он перемещался вдоль берегов Восточной Азии через Камчатку и достиг современного положения.
По мнению А. Е. Криволуцкого (1985), магнитные полюсы блуждать не могут, их положение определяется положением оси вращения Земли. Причина несоответствия современного магнитного
поля и древнего объясняется движением литосферных плит.
Палеомагнитный метод подтвердил мнение ученых о неоднократном изменении полярности магнитного поля. Обращения (изменения полярности) магнитного поля происходили многократно в течение геологической истории. Полярность не меняется внезапно; напряженность магнитного поля постепенно уменьшается
до нуля, затем медленно увеличивается в обратном направлении.
Породы сохраняют в себе «ископаемое» магнитное поле, которое
существовало в момент их образования. Радиологическое исследование образцов горных пород позволило построить шкалу изменения магнитного поля Земли. Продолжительность периодов, в
течение которых сохранялась одна полярность, в палеозое составляла 5—10 млн лет, в последние несколько миллионов — 0,7 —
1,2 млн лет. За последние 4,5 млн лет сменилось четыре эпохи.
Эпоха Гильберта — обратная намагниченность 4,5 — 3,3 млн лет.
* Палеомагнетизм — свойство горных пород намагничиваться в период своего формирования под действием магнитного поля Земли и сохранять намагниченность в последующие эпохи.

Эпоха Гаусса — прямая намагниченность 3,3 — 2,4 млн лет. Эпоха
Матуяма — обратная намагниченность 2,4—0,7 млн лет. Сейчас
продолжается эпоха прямой намагниченности Брюнес, 0,7 млн лет
назад она сменила эпоху обратной намагниченности Матуяма.
Географическое значение магнитосферы очень велико: она защищает Землю от корпускулярного солнечного и космического
излучения. С магнитными аномалиями связан поиск полезных ископаемых. Магнитные силовые линии помогают ориентироваться
в пространстве туристам, кораблям. Живые организмы обладают
магнитотропизмом, они способны ориентироваться в магнитном
поле Земли.
Контрольные вопросы
1. Что изучает география? В чем разница в понятиях «объект географии» и «предмет географии»? Определите место общего землеведения в
системе наук о Земле.
2. Каковы задачи географии? Какова наиболее важная задача на современном этапе?
3. Что такое «сквозные направления» в географии? Перечислите основные из них.
4. Какие методы относятся к специфическим методам в географии?
5. Что относится к космическим факторам воздействия на географическую оболочку?
6. Каково воздействие излучения звезд и Солнца на географическую
оболочку?
7. Чем отличаются друг от друга понятия: метеорное вещество, метеор, метеорит?
8. Как люди изучают небесные тела?
9. Каково внутреннее строение Земли как планеты? Чем оно отличается от внутреннего строения планет земной группы и планет-гигантов?
10. Каково географическое значение орбитального движения Земли?
11. Как возникает сила Кориолиса и в чем она проявляется?

Раздел

ГЕОСФЕРЫ ГЕОГРАФИЧЕСКОЙ ОБОЛОЧКИ
АТМОСФЕРА

Глава
I
t

СОСТАВ ГАЗОВ АТМОСФЕРЫ,
СТРОЕНИЕ АТМОСФЕРЫ

Атмосфера — воздушная оболочка Земли, удерживаемая силой притяжения и участвующая во вращении планеты. Сила земного притяжения удерживает атмосферу вблизи поверхности Земли. Наибольшее давление и плотность атмосферы наблюдаются у
земной поверхности, по мере поднятия вверх давление и плотность уменьшаются. На высоте 18 км давление убывает в 10 раз,
на высоте 80 км — в 75 ООО раз. Нижней границей атмосферы является поверхность Земли. Верхней границей условно принята
высота 1000-1200 км.
Доказательства существования атмосферы следующие:
— на высоте 22—25 км в атмосфере располагаются перламутровые облака;
— на высоте 80 км бывают видны серебристые облака;
— на высоте около 100—120 км наблюдается сгорание метеоритов, т.е. здесь атмосфера обладает еще достаточной плотностью;
— на высоте около 220 км начинается рассеивание света газами атмосферы (явление сумерек);
— полярные сияния начинаются примерно на высоте 1000—
1200 км, данное явление объясняется ионизацией воздуха корпускулярными потоками, идущими от Солнца. Эта высота и принимается за верхнюю границу атмосферы. Сильно разреженная
атмосфера простирается до высоты 20 000 км, она образует земную корону, незаметно переходя в межпланетный газ. Газовый
хвост планеты простирается на 100 000 км.
Атмосфера, как и планета в целом, вращается против часовой
стрелки с запада на восток. Из-за вращения она приобретает форму эллипсоида, т. е. толщина атмосферы у экватора больше, чем
вблизи полюсов. Атмосфера связана с другими геосферами тепловлагообменом. Энергией атмосферных процессов служит электромагнитное излучение Солнца.
S Савцова

3.1. Состав газов атмосферы
Атмосферный воздух — механическая смесь газов, в которой во
взвешенном состоянии содержатся пыль и вода. Чистый сухой воздух состоит из 78,09 % азота и 20,95 % кислорода, 0,93 % аргона,
0,03% углекислого газа. Остальные газы: неон, гелий, криптон,
водород — составляют менее 0,1 %. Процентное соотношение газов сохраняется неизменным до высоты 80—100 км, здесь простирается гомосфера. Выше происходит диссоциация (расщепление) молекул газа на атомы под действием ультрафиолетовой и
корпускулярной радиации Солнца; атмосфера выше 100 км называется гетеросферой. До высоты 200—250 км преобладают атомарные азот и кислород, до 700 км — атомарный кислород, выше —
атомарный водород. В верхних слоях атмосферы обнаружено новое соединение — гидроксил ОН. Наличие этого соединения
объясняет образование водяного пара на больших высотах в атмосфере.
Каждый газ в атмосфере выполняет свою функцию. Основная
роль кислорода — в дыхании живых организмов, горении, окислении. Кислорода в атмосфере 1015 т, 70 % приходится на долю тяжелого кислорода (изотоп с атомной массой 18), 30 % — на долю
легкого (изотоп-16). По мнению В.Бгатова, именно легкий кислород участвует в фотосинтезе и имеет биогенное происхождение, тяжелый кислород выделяется при дегазации мантии.
Азот — важный элемент, он входит в состав белков, его соединения обеспечивают минеральное питание растений. Азот определяет скорость биохимических реакций, он играет роль «разбавителя кислорода». Считается, что если бы азота в атмосфере было
меньше, а кислорода больше, живая материя окислялась бы энергичнее.
Азота в атмосфере 4 • 1015 т. В атмосферу азот поступает при
вулканических извержениях, а также как продукт деятельности
денитрифицирующих бактерий.
В земной атмосфере содержатся инертные газы: аргон, неон, гелий, криптон, ксенон. Гелий — один из наиболее легких газов атмосферы; он выделяется из почвы, горных пород, морской воды
при распаде содержащихся в них радиоактивных веществ. В приземном слое воздуха содержание гелия практически постоянно, с
высотой его количество возрастает. Гелий постоянно покидает атмосферу и уходит в космическое пространство.
Углекислого газа (С0 2 ) в атмосфере немного — 0,03 %, его содержание сильно колеблется. В промышленных центрах, где сжигается много нефтепродуктов, содержание С 0 2 в атмосфере
возрастает. Увеличивается его содержание и при вырубке лесов,
осушении болот, а также во время активной вулканической деятельности. Отмечено изменение содержания углекислого газа по
66

сезонам года: зимой количество С 0 2 возрастает, летом — уменьшается. Очевидно, летнее уменьшение содержания С0 2 объясняется деятельностью растений. Углекислый газ — основной материал для построения органического вещества.
Углекислый газ вместе с водяным паром вызывает парниковый эффект атмосферы. Парниковый эффект — нагрев внутренних слоев атмосферы, объясняющийся способностью атмосферы
пропускать коротковолновое излучение Солнца и не выпускать
длинноволновое излучение Земли. Если бы углекислого газа в атмосфере было в два раза больше, средняя температура Земли достигла бы 18 °С, сейчас она равна 14—15 °С.
Озон (0 3 ) играет важную роль в атмосфере. Общее количество
Оз невелико: при нормальном давлении на уровне моря весь озон
занимал бы слой толщиной всего 3 мм. Основная его концентрация наблюдается на высоте 22 — 25 км, там он образует так называемый озоновый экран — ультрафиолетовый щит Земли. Озон
поглощает ультрафиолетовое излучение, которое относится к биологически активному излучению, и смягчает мутации живых организмов. Согласно фотохимической теории, сформулированной
английским физиком Сидни Чепменом (1888—1970), при поглощении ультрафиолетовых лучей наблюдается распад молекулы кислорода на атомы. Затем один атом кислорода присоединяется к
его молекуле, образуя озон. Следовательно, озон — результат распада молекул кислорода и последующего образования молекул
озона. Содержание 0 3 изменяется в течение года и по широтам.
Над экватором концентрация 0 3 меньше без заметных колебаний
в течение года. В полярных широтах наблюдается максимальная
концентрация 0 3 , наибольшее его количество отмечается зимой,
меньшее — летом. В 80-е годы XX в. ученые зафиксировали уменьшение озона в Антарктиде. Снижение концентрации 0 3 над определенными районами получило название «озоновых дыр». В отдельные годы размеры «озоновой дыры» над Антарктидой увеличивались, границы ее примерно совпадали с территорией, занятой полярной ночью. Затем подобное явление было отмечено и
над Арктикой. В последнее время установлено снижение концентрации озона и в других районах земного шара.
Проблеме «озоновых дыр» уделяется много внимания, выдвинуты гипотезы, по-разному объясняющие происхождение этого
явления. Космическая гипотеза связывает изменение содержания
озона с 11-летними циклами солнечной активности. В годы солнечной активности возрастает количество оксида азота и исчезает
атомарный кислород, необходимый для создания озона. Тектоническая гипотеза объясняет уменьшение концентрации озона
увеличением содержания таких газов, как водород и метан. При
вулканических извержениях водород и метан поступают в атмосферу. Поднимаясь вверх, они взаимодействуют с озоном и разру67

шают его. Например, в 1991 г. после извержения вулканов на Филиппинах и в Чили было зафиксировано уменьшение озона в тропических широтах на 50 %. Наибольшее внимание привлекла антропогенная гипотеза уменьшения озона в атмосфере, подробно рассмотренная в главе «Атмосфера и человек».
В воздухе много твердых частиц, диаметр которых составляет
доли микрона. Они являются ядрами конденсации. Без них было
бы невозможно образование туманов, облаков, выпадение осадков. С твердыми частицами в атмосфере связаны многие оптические и атмосферные явления. Пути поступления их в атмосферу
различны: вулканический пепел, дым при сжигании топлива,
пыльца растений, микроорганизмы. Космическая пыль приходит
из мирового пространства, а также образуется за счет сгорания
метеоритов. В последнее время ядрами конденсации служат промышленные выбросы, продукты радиоактивного распада.
Важной составной частью воздуха является водяной пар, количество его во влажных экваториальных лесах достигает 4%, в
полярных районах снижается до 0,2 %. Водяной пар поступает в
атмосферу вследствие испарения с поверхности почвы и водоемов, а также транспирации влаги растениями. Он является звеном
влагооборота, поскольку при определенных условиях конденсируется, образуя облака и осадки. Водяной пар является парниковым газом, вместе с углекислым газом он удерживает большую
часть длинноволнового излучения Земли, предохраняя планету от
охлаждения. Испарение и конденсация влаги влияют на температурный режим Земли. При испарении теплота поглощается и температура испаряющей поверхности понижается. При конденсации,
наоборот, теплота выделяется, нагревая воздух. Пары воды уменьшают прозрачность атмосферы и снижают поступление солнечной радиации.
Атмосфера не является идеальным изолятором; она обладает
способностью проводить электричество благодаря воздействию
ионизаторов — ультрафиолетового излучения Солнца, космических лучей, излучения радиоактивных веществ. Ионизаторы разлагают нейтральную молекулу газа на положительно и отрицательно заряженные ионы. Одновременно происходит и обратный процесс — рекомбинация, при которой совершается восстановление
нейтральных молекул. От концентрации и подвижности ионов зависит электрическая проводимость атмосферы. Максимальная электрическая проводимость наблюдается на высотах 100—150 км.
В результате совокупного действия ионов атмосферы и заряда
земной поверхности создается электрическое поле атмосферы. По
отношению к земной поверхности атмосфера заряжена положительно. По содержанию заряженных ионов атмосфера подразделяется на нейтросферу — слой с нейтральным составом до высоты
80 км и ионосферу — ионизированный слой.
68

3.2. Строение атмосферы
По температурному режиму и другим свойствам атмосферу подразделяют на несколько слоев: тропосфера, стратосфера, мезосфера, термосфера и экзосфера. Два нижних слоя активно участвуют
в круговоротах, взаимодействуя с другими геосферами географической оболочки, именно здесь формируются воздушные массы.
Тропосфера простирается до высоты 18 км на экваторе, 10 —
12 км в умеренных широтах, 8 —9 км в полярных широтах. Она
отделяется от стратосферы узким переходным слоем мощностью
1 — 2 км — тропопаузой. Температура в тропосфере уменьшается в
среднем на 0,6 °С на каждые 100 м. Если на поверхности Земли
температура равна +15°С, на верхней границе тропосферы она
равна от - 55 °С до - 50 °С. В тропосфере происходят интенсивные
горизонтальные (адвекция) и вертикальные (конвекция) перемещения воздуха. Нижний слой тропосферы, примыкающий непосредственно к земной поверхности, называют приземным слоем.
Физические процессы в этом слое весьма своеобразны: резко выражены суточные и сезонные колебания всех метеоэлементов:
температуры, влажности, осадков, ветров. В пятикилометровом слое
тропосферы заключено 90 % всего водяного пара, 50 % всего
воздуха.
Влияние земной поверхности простирается приблизительно до
высоты 20 км, а далее нагревание воздуха происходит непосредственно Солнцем. Таким образом, граница географической оболочки, лежащая на высоте 20 — 25 км, определяется в том числе и
тепловым воздействием земной поверхности. На этой высоте исчезают широтные различия в температуре воздуха и географическая зональность размывается.
Стратосфера простирается до высот 50 — 55 км, отделяется от
мезосферы стратопаузой. В нижней части стратосферы температура воздуха постоянна, здесь располагается изотермический слой.
Начиная с высоты 22 км температура воздуха начинает повышаться, на верхней границе стратосферы она достигает 0 °С. Повышение температуры объясняется наличием здесь озона, поглощающего солнечную радиацию. В стратосфере происходят интенсивные горизонтальные перемещения воздуха, скорость воздушных
потоков достигает 300—400 км/ч. Воды в стратосфере мало, только на высоте 22 —25 км образуются перламутровые облака, состоящие из переохлажденных ледяных капель. В стратосфере содержится менее 20 % воздуха атмосферы.
Мезосфера располагается на высотах от 55 до 80 км, в этом слое
температура воздуха с высотой уменьшается и вблизи верхней границы падает до -80 °С. В верхней мезосфере на высоте 80 км в
сумерки видны серебристые облака. Природа их еще не изучена,
предполагают, что они состоят из смерзшихся газов.
69

В термосфере температура воздуха быстро растет с высотой и
достигает 1000 °С на высоте 800 км. Рост температуры объясняется
поглощением солнечной радиации, вызывающей увеличение скорости движения молекул.
Выше на высотах от 800 до 1200 км располагается сфера рассеяния —• экзосфера. Как показывают расчеты, вследствие поглощения корпускулярного излучения Солнца температура экзосферы
может увеличиться до 15 000 °С. При такой температуре молекулы
легких газов развивают скорость до 11 200 м/с и покидают сферу
притяжения Земли.
Сравнительный анализ атмосфер планет земной группы, планет-гигантов и атмосферы Земли позволяет сделать следующие
выводы. Атмосфера Земли прошла в своем развитии три этапа.
Первичная атмосфера планеты состояла из водорода и гелия —
газов первичного протопланетного облака. Такая атмосфера наблюдается у планет-гигантов. Очевидно, из-за большого притяжения планет и удаленности от Солнца они сохранили первичные
атмосферы. Планеты земной группы первичные атмосферы потеряли.
На втором этапе благодаря разогреву недр, вулканической активности и дегазации мантии началось выделение углекислого газа,
аммиака, метана, паров воды — сформировалась вторичная атмосфера. Сейчас подобные атмосферы наблюдаются у Марса и
Венеры, они на 95 % состоят из углекислого газа. Вероятно, подобная атмосфера была у Земли. И в настоящее время водяной
пар и углекислый газ составляют основную часть вулканических
газов современных извержений, количество воды достигает 20 %
от объема изливающихся базальтов. Понадобилось длительное время, прежде чем произошло связывание большого количества углекислого газа и накопление свободного азота и кислорода в атмосфере.
Третий этап — формирование азотно-кислородной атмосферы Земли. Предполагается, что решающее влияние на эволюцию
земной атмосферы оказали процессы фотосинтеза под воздействием солнечной радиации. Фотосинтез обусловил уменьшение
содержания углекислого газа и появление свободного кислорода
в атмосфере. В свою очередь, свободный кислород обеспечил окисление аммиака вулканических газов и накопление азота — химически неактивного газа. Биологическая эволюция атмосферы Земли началась около 3 млрд лет назад, когда появились автотрофы.
Кислород мог высвобождаться за счет расщепления молекулы
воды в реакции фотосинтеза и постепенно стимулировать переход от примитивных автотрофов к более развитым формам фотосинтеза.
В жизни географической оболочки атмосфера имеет огромное
значение. Она является защитным экраном, не пропуская к Земле
70

метеоры и жесткое солнечное излучение. Благодаря атмосфере
амплитуда температур на планете невелика, ночная сторона сильно не остывает, а дневная — не нагревается. Без атмосферы не
было бы звука, полярных сияний, облаков и осадков. Воздух нужен всему живому.

Глава
|

В О З Д У Ш Н Ы Е МАССЫ. АТМОСФЕРНЫЕ
И КЛИМАТИЧЕСКИЕ Ф Р О Н Т Ы
4.1. Воздушные массы

Воздух тропосферы и нижней стратосферы в результате взаимодействия с другими геосферами приобретает определенные свойства. Неодинаковое поступление солнечной радиации, различная
подстилающая поверхность, а в последнее время и деятельность
человека обусловливают своеобразие теплооборота, влагооборота
и циркуляции атмосферы. Однако на земной поверхности имеются
обширные области, где формируется сравнительно однородный по
физическим свойствам воздух. Размеры таких областей составляют
тысячи квадратных километров. Такие однородные объемы воздуха
называются воздушными массами. Воздушная масса — крупный
объем воздуха тропосферы и нижней стратосферы, обладающий
относительно однородными свойствами и движущийся как единое целое в одном из потоков общей циркуляции атмосферы.
Размеры воздушной массы сопоставимы с частями материков.
Протяженность — тысячи километров, мощность — 22 — 25 км.
Территории, над которыми формируются воздушные массы, называются очагами формирования. Они должны обладать однородной подстилающей поверхностью (суша или море), определенными тепловыми условиями и временем, необходимым для их
образования. Подобные условия существуют в барических максимумах над океанами, в сезонных максимумах над сушей.
Типичные свойства воздушная масса имеет только в очаге
формирования, при перемещении она трансформируется, приобретая новые свойства. Приход тех или иных воздушных масс
вызывает резкие смены погоды непериодического характера. При
трансформации воздушных масс большое значение имеет скорость движения. Если скорость движения большая, то воздушная
масса дольше сохраняет свои свойства. Следовательно, погода на
территории, куда движется воздушная масса, изменяется значительно. При медленном перемещении воздушная масса успевает
трансформироваться и погода существенно не меняется.
71

По отношению к температуре подстилающей поверхности воздушные массы делят на теплые и холодные. Теплая воздушная масса перемещается на холодную подстилающую поверхность, она
приносит потепление, но сама охлаждается. Холодная воздушная
масса приходит на теплую подстилающую поверхность и приносит похолодание.
По условиям образования воздушные массы подразделяют на
четыре типа: экваториальная, тропическая, полярная (воздух умеренных широт) и арктическая (антарктическая). Экваториальная воздушная масса образуется в низких широтах, характеризуется высокими температурами и большой относительной и абсолютной
влажностью. Тропическая воздушная масса формируется в тропических широтах. Температура в течение года не опускается ниже
20 °С, относительная влажность невелика. Полярная воздушная
масса, или воздух умеренных широт, образуется в умеренных широтах. Температуры зимой отрицательные, летом положительные;
годовая амплитуда температур значительна, абсолютная влажность
увеличивается летом и уменьшается зимой, относительная влажность средняя. Арктическая (антарктическая) воздушная масса
формируется в полярных широтах. Температуры в течение года
отрицательные, абсолютная влажность небольшая.
В каждом типе выделяется два подтипа — морской и континентальный. Для континентального подтипа, образующегося над материками, характерна большая амплитуда температур и пониженная
влажность. Морской подтип формируется над океанами, следовательно, относительная и абсолютная влажность у него повышена;
амплитуды температур значительно меньше континентальных.
4.2. Атмосферные и климатические фронты
Воздушные массы находятся в постоянном движении, при их
сближении возникают атмосферные фронты. Атмосферный фронт —
узкая переходная зона, разделяющая на значительном протяжении воздушные массы с разными физическими свойствами.
Ширина фронтальных зон — несколько сотен километров, длина — тысячи километров, вертикальная мощность — до высоты
20 км. Чаще всего атмосферные фронты возникают в умеренных
широтах, где встречается холодный воздух из высоких широт и
теплый воздух из тропических широт. Фронтальная зона в пространстве изображается фронтальной поверхностью. Фронтальная
поверхность наклонена к земной поверхности под углом около 1°,
под фронтальной поверхностью находится более тяжелый холодный воздух, над ней — более легкий теплый воздух. Пересечение
фронтальной поверхности с земной образует линию фронта. На
линии фронта скачком меняются температура, влажность, облачность, давление, направление и скорость ветра.
72

Холодный
воздух

А — по типу холодного
Б — по типу теплого

Рис. 4.1. Типы атмосферных фронтов

Атмосферные фронты подразделяются на теплый, холодный и
окклюзии. Холодный фронт, в свою очередь, делится на холодные
фронты I и II рода, а фронт окклюзии может быть по типу как
теплого, так и холодного фронтов (рис. 4.1).
Теплым фронтом называется такой фронт, когда теплая воздушная масса более активна и перемещается в направлении холодной воздушной массы. Линия фронта при этом смещается в
сторону холодного воздуха. После прохождения теплого фронта
наступает потепление. Движение холодного воздуха у подстилающей поверхности тормозится, поверхность раздела воздушных
масс растягивается и становится пологой.
Холодный фронт образуется при наступлении холодной воздушной массы в направлении теплой воздушной массы. Линия фронта
перемещается в сторону теплого воздуха. Движение холодного воздуха наверху быстрее, поверхность раздела становится более крутой. При холодном фронте I рода, когда скорость движения фронта
небольшая, теплый воздух спокойно поднимается по поверхности
холодного. Когда скорость движения возрастает (холодный фронт
II рода), теплый воздух выталкивается вверх.
В атмосфере нередко возникают и более сложные фронты, при
смыкании теплого и холодного фронтов возникают фронты окклюзии. Здесь соседствуют два холодных воздуха, теплый воздух
не контактирует с поверхностью, он поднимается вверх. Процесс
может развиваться по типу теплого фронта, если наступающий
холодный воздух немного теплее, или по типу холодного, если
наступающий холодный воздух холоднее.
73

На климатических картах можно выделить зоны, где чаще всего
встречаются разные типы воздушных масс, здесь проходят климатические фронты. Климатические фронты — средние многолетние, наиболее типичные положения серий атмосферных фронтов, возникающих между типами или подтипами воздушных масс.
Главные климатические фронты разделяют типы воздушных
масс, вторичные — подтипы воздушных масс. Существуют арктический (антарктический) фронт, разделяющий арктическую и полярную воздушные массы, полярный фронт — между полярной и
тропической воздушной массами, тропический фронт, разделяющий тропическую и экваториальную воздушные массы. Любой
фронт выражен лучше, когда взаимодействующие воздушные массы резко различаются по своим свойствам. При взаимодействии
воздушных масс, слабо различающихся по физическим свойствам,
фронт размывается и порой исчезает. Следовательно, климатические фронты не опоясывают весь земной шар, они разделены
на отдельные ветви (Иранская, Средиземноморская).
Некоторые фронты сохраняются в течение всего года, другие —
обостряются в один из сезонов. Фронты смещаются вслед за Солнцем: в июне занимают крайнее северное (летнее в Северном полушарии) положение, в декабре — крайнее южное (зимнее в Северном полушарии). Анализ положения климатических фронтов
позволяет сделать вывод, что на Земле существуют зоны, где в течение года господствует только одна воздушная масса, и зоны, где
воздушные массы меняются по сезонам. Процессы формирования
и смещения воздушных масс, образования фронтов положены в
основу генетической классификации климатов Б.П.Алисова.

Глава 5
ТЕПЛООБОРОТ В АТМОСФЕРЕ
Благодаря взаимодействию трех главных процессов, происходящих в атмосфере, формируются воздушные массы со специфическими физическими свойствами. К климатообразующим процессам относятся теплооборот, влагооборот и циркуляция атмосферы.
Теплооборот обеспечивает тепловой режим атмосферы и зависит от радиационного баланса, т.е. потоков теплоты, приходящих
на земную поверхность и уходящих от нее.
5.1. Солнечная радиация, ее распределение
на земной поверхности
Солнечная радиация — поток электромагнитного излучения,
поступающий от Солнца. На верхней границе атмосферы интенсивность (плотность потока) солнечной радиации равна
74

8,3 Дж/(см 2 -мин). Количество
теплоты, которое получает 1 см2
черной поверхности в 1 мин при
перпендикулярном падении солнечных лучей, называется солнечной постоянной. В зависимости от изменения расстояния от
Земли до Солнца в течение года
Рис 5.1. К объяснению закона
происходят колебания солнечБугера—Ламберта
ной постоянной: в начале января она увеличивается, в начале
июля уменьшается. Годовые колебания солнечной постоянной
составляют 3,5 %.
Если бы солнечные лучи падали на верхнюю границу атмосферы всюду отвесно, то каждый квадратный сантиметр ее получал
бы в год более 4200 кДж. Но Земля имеет форму шара и солнечные лучи не везде падают отвесно; кроме того, освещается всегда
только половина Земли. Количество солнечной радиации, получаемой верхней границей атмосферы, зависит от угла падения солнечных лучей и продолжительности освещения. На экваторе (вне атмосферы) солнечная радиация в течение года не
испытывает больших колебаний, ее годовое значение достигает
1340 кДж/см 2 . У полюса она намного меньше — 560 кДж/см 2 и
испытывает большие сезонные колебания. В летний период, в условиях непрерывного освещения, полярные районы получают максимальное количество радиации за сутки. Это количество в день
летнего солнцестояния в Северном полушарии на 36 % превосходит суточные суммы радиации на экваторе. Но так как продолжительность освещения на экваторе 12 ч, то на единицу времени
приход радиации на экваторе остается максимальным. В летний
период в Южном полушарии приход радиации на верхнюю границу атмосферы немного больше, чем в летний период в Северном полушарии. Зимой картина противоположная: приход радиации меньше, чем в Северном полушарии. Объясняется подобное
неравенство изменением расстояния от Земли до Солнца в точке
афелия и перигелия.
При проходе через атмосферу солнечная радиация испытывает
качественные и количественные изменения.
Интенсивность напряжения солнечной радиации при перпендикулярном падении солнечных лучей зависит от прозрачности и длины пути луча в атмосфере — закон Бугера—Ламберта
(рис. 5.1).
При высоте Солнца, равной 90°, солнечный луч проходит одну
оптическую массу атмосферы.
Интенсивность напряжения зависит только от прозрачности
атмосферы:
75

>V
)iУ < ч
1111 п1Ы1Ш1нГишГиишшшишшннмм

h = №
где / 0 — солнечная постоянная;
Р — прозрачность атмосферы
(дробное число, показывающее,
какая часть солнечной радиации
достигает поверхности земли);
1{ — интенсивность напряжения.
При высоте Солнца меньше
90° солнечный луч проходит несколько оптических масс и ослабление увеличивается:

h = /о Рт,
где т — число оптических масс.
При высоте Солнца 90° т = 1,
при 30° т = 2, при 5е т = 10,4.
Верхние отрезки в атмосфере менее прозрачны для солнечного
луча: коротковолновые лучи спектра солнечной радиации больше
ослабляются атмосферой. В нижней части атмосферы солнечная
радиация становится богаче длинноволновыми лучами, для которых атмосфера более прозрачна. Коэффициент прозрачности атмосферы зависит от фактора мутности, т. е. отношения прозрачности реальной атмосферы к прозрачности идеальной. Он всегда
больше единицы и определяется содержанием в атмосфере водяного пара, пыли.
Угол падения солнечных лучей бывает равен 90° только на широтах между тропиками и в определенное время суток. На остальных широтах солнечные лучи падают на земную поверхность под
углом менее 90°. Интенсивность инсоляции зависит от угла падения солнечных лучей (рис. 5.2):
Рис. 5.2. Зависимость интенсивности инсоляции от угла падения солнечных лучей

/ 2 = I\ sina,
где /2 — интенсивность инсоляции; a — угол падения солнечных лучей.
Термин «интенсивность инсоляции» используется в том случае,
когда падение солнечного луча не перпендикулярно. Чем меньше
угол падения солнечных лучей, тем меньше инсоляция. Из рисунка
видно, что площадь распределения солнечных лучей при уменьшении угла падения возрастает, сама плотность потока при этом не
изменяется. Следовательно, интенсивность инсоляции уменьшается.
При прохождении через атмосферу солнечная радиация претерпевает качественные изменения: она частично поглощается
атмосферой, рассеивается и отражается. Поглощается около 17 %
всей радиации (Н.П.Неклюкова, 1976); озон, кислород, азот поглощают в основном коротковолновые ультрафиолетовые лучи;
водяной пар и углекислый газ — длинноволновую инфракрасную радиацию. Атмосфера рассеивает 28 % радиации; к земной
76

поверхности поступает 21 %, в космос уходит 7 %. Та часть радиации, которая поступает к земной поверхности от всего небесного
свода, называется рассеянной радиацией. Сущность рассеяния заключается в том, что частица, поглощая электромагнитные волны, сама
становится источником излучения света и излучает те же волны,
которые на нее падают. Рассеяние энергии частичками увеличивается обратно пропорционально четвертой степени длины волны. Чем
меньше размер частицы, тем сильнее рассеиваются коротковолновые лучи. Молекулы воздуха очень малы, по размерам сопоставимы
с длиной волн голубой части спектра. В чистом воздухе преобладает
молекулярное рассеивание, следовательно, цвет неба — голубой. При
достаточно крупных частицах рассеивание лучей с различной длиной волны равномерное и приближается к отражению. Поэтому при
запыленном воздухе цвет неба становится белесым. Цвет неба зависит от содержания примесей в атмосфере. При большом содержании
водяного пара, рассеивающего красные лучи, небо приобретает красноватый оттенок. С рассеянной радиацией связаны явления сумерек,
белых ночей, так как после захода Солнца за горизонт верхние слои
атмосферы еще продолжают освещаться.
Верхняя граница облаков отражает около 24 % радиации. Следовательно, к земной поверхности в виде потока лучей подходит
около 31 % всей солнечной радиации, поступившей на верхнюю
границу атмосферы, она называется прямой радиацией. Сумма прямой и рассеянной радиации (52 %) называется суммарной радиацией. Соотношение между прямой и рассеянной радиацией меняется в зависимости от облачности, запыленности атмосферы и
высоты Солнца.
Прямая и рассеянная солнечная радиация имеют суточный и
годовой ход. Прямая солнечная радиация зависит от количества
оптических масс. Следовательно, в первой половине дня прямая
солнечная радиация будет нарастать, во второй — уменьшаться.
Наблюдается два максимума: в 11 и 13 ч, небольшое понижение в
12 ч объясняется повышением влажности воздуха и уменьшением
прозрачности атмосферы. Ночью прямая солнечная радиация равна нулю. Годовой ход прямой солнечной радиации различен на
разных широтах. В умеренных широтах минимальный приход прямой солнечной радиации наблюдается в декабре из-за низкого
положения Солнца над горизонтом и короткого дня. Максимальная величина прямой солнечной радиации характерна для апреля.
Летом увеличивается облачность, влажность воздуха, это обусловливает некоторое снижение прямой солнечной радиации.
Суточный ход рассеянной солнечной радиации при ясном
небе похож на суточный ход прямой радиации: максимальная
величина наблюдается в полдень, минимум — ночью. Облачность оказывает существенное влияние на рассеянную радиацию. Перистые облака влияют слабо, но кучевые и высококуче77

вые рассеивают солнечную радиацию очень сильно. При облачности в 8 баллов наблюдается максимум рассеивания. При облачном
небе рассеянная солнечная радиация может быть больше прямой.
При небольшой высоте Солнца преобладает рассеянная радиация, при ясном небе и высоте Солнца 50° она не превышает 10 —
20 %. В годовом ходе рассеянной радиации в умеренных широтах
наблюдается один максимум летом, минимум — зимой. Объясняется это общим увеличением солнечной радиации летом.
Распределение суммарной радиации по земной поверхности зонально (рис. 5.3). Наибольшая суммарная радиация 840—920 кДж/см2
в год наблюдается в тропических широтах Северного полушария, что объясняется небольшой облачностью и большой прозрачностью воздуха. На экваторе суммарная радиация снижается
до 580 — 670 кДж/см 2 в год из-за большой облачности и уменьшения
прозрачности из-за большой влажности воздуха. В умеренных широтах
величина суммарной радиации составляет 330 — 500 кДж/см 2 в год,
в полярных широтах — 250 кДж/см 2 в год, причем в Антарктиде
из-за большой высоты материка и небольшой влажности воздуха
она немного больше.
Анализ распределения суммарной радиации по месяцам позволяет сделать следующие выводы. В июне наибольшие суммы
радиации получает Северное полушарие, особенно поверхность
тропических пустынь. Суммы радиации умеренных и полярных
широт различаются мало вследствие большой продолжительности дня в полярных широтах. У Южного полярного круга величина
суммарной радиации приближается к нулю. В декабре наибольшие
суммы радиации получает Южное полушарие, однако вследствие
океаничности полушария в тропические пустыни поступает меньше
радиации, чем в июне на те же широты Северного полушария.
Поверхность Антарктиды получает больше радиации, чем Арктика в тот же сезон из-за своего высокого положения. На Северном
полярном круге приход радиации равен нулю.
5.2. Альбедо. Земная радиация
Суммарная солнечная радиация, поступившая на земную поверхность, частично отражается обратно. Отношение отраженной
радиации к суммарной, выраженное в процентах, называется альбедо. Альбедо характеризует отражательную способность поверхности и зависит от ее цвета, влажности и других свойств:
А

=4гЮ0%

где А — альбедо; Rk — отраженная радиация; Q — суммарная радиация.
78

*
оо
т-Н

О
5

S
о
го
о
х
X
X
яей
S
а
=5
О
X
Е
Г1
CD
X
§
О
ЭХ
о
X
о.
л
2
S
о
о
X
X
о
чо
ч
о
Си
С
о
а
Он

СП
«П

cj
X
Он

Наибольшей отражательной способностью обладает свежевыпавший снег — до 90 %. Альбедо песков 30—35 %, травы — 20 %.
Альбедо лиственного леса составляет 16 — 27 %, хвойного — уменьшается до 6—19%. Альбедо зависит от влажности почвогрунта
(Н. П. Матвеев, Н. А. Сераев, 1997). Например, сухой чернозем имеет альбедо 14%, влажный — всего 8 %. Альбедо сухой синей глины равно 23 %, влажной глины — уменьшается до 16 %. Альбедо
водной поверхности меняется в зависимости от угла падения солнечных лучей. В низких широтах при перпендикулярном падении
лучей альбедо воды равно 5 %, в высоких широтах альбедо увеличивается до 80%. Большое альбедо полярных льдов 85 — 90% —
одна из причин низких температур полярных районов. Альбедо
Земли как планеты принимают равным 35 %.
Поглощая радиацию, Земля сама становится источником излучения. Тепловое излучение Земли (земная радиация) является
длинноволновым, так как длина волны зависит от температуры.
Чем выше температура излучающего тела, тем короче длина волны испускаемых им лучей. Солнце, как раскаленное тело, испускает коротковолновые лучи. Температура земной поверхности не
превышает нескольких градусов, поэтому ее излучение длинноволновое. Тепловое излучение Земли невидимо.
Излучение земной поверхности нагревает атмосферу и она сама
начинает излучать радиацию в мировое пространство и к земной
поверхности. Атмосферное излучение, направленное к земле, называется встречным излучением атмосферы, оно тоже длинноволновое. Встречное излучение для земной поверхности является важным источником тепла, в дополнение к поглощенной солнечной
радиации. Оно показывает роль атмосферы в тепловом режиме географической оболочки. В атмосфере встречаются два потока длинноволновой радиации — излучение поверхности (земная радиация) и излучение атмосферы. Разность между ними, определяющая фактическую потерю теплоты земной поверхностью, называется эффективным излучением, оно направлено в Космос, так как
земное излучение больше. Эффективное излучение больше днем и
летом, так как зависит от нагрева поверхности. Ночью и зимой
эффективное излучение уменьшается, кроме того, оно остается
без компенсации, что обусловливает снижение температур. Эффективное излучение зависит от влажности воздуха: чем больше в
воздухе водяных паров или капелек воды, тем излучение меньше.
Поэтому зимой в пасмурную погоду всегда теплее, чем в ясную.
В любое время года пасмурные ночи всегда теплее, чем ясные, а
заморозки слабее и менее опасны при облачном покрове. Эффективное излучение возрастает при увеличении высоты места: в горах
меньше плотность воздуха и меньше встречное излучение.
Наибольшее эффективное излучение в тропических пустынях
(380 кДж/см 2 в год), что объясняется большой суммарной радиа80

цией, а также отсутствием облаков, большой сухостью воздуха и
продолжительностью ночи (продолжительность ночи на 20° широты изменяется от 13 ч 13 мин до 10 ч 47 мин). В экваториальных
широтах эффективное излучение снижается до 125 — 210 кДж/см 2
в год из-за большой влажности и облачности. В умеренных широтах его величина составляет 125 кДж/см 2 в год, в полярных —
85 кДж/см 2 в год. В целом для Земли эффективное излучение равно
190 кДж/см 2 в год.
5.3. Радиационный баланс земной поверхности и атмосферы
Земля одновременно получает радиацию и отдает ее. Разность
между получаемой и расходуемой радиацией называется радиационным балансом, или остаточной радиацией. Радиационный баланс складывается из баланса поверхности и атмосферы. Приход
радиационного баланса поверхности составляет суммарная радиация (Q) и встречное излучение атмосферы, расход — отраженная радиация (R k ) и земное излучение. Разность между земным
излучением и встречным излучением атмосферы — эффективное
излучение (Е^) имеет знак минус и является частью расхода в
радиационном балансе:
Rq = Q - £эф - Rk.
Радиационный баланс распределяется зонально, уменьшается от экватора к полюсам (рис. 5.4). Наибольший радиационный баланс свойственен экваториальным широтам и составляет
330 — 420 кДж/см 2 в год, в тропических широтах он снижается до
250 — 290 кДж/см 2 в год на суше. Уменьшение величины баланса в
тропических широтах объясняется возрастанием эффективного излучения. В умеренных широтах радиационный баланс уменьшается до 210 — 85 кДж/см 2 в год, в полярных широтах его величина
приближается к нулю. В экваториальных и тропических широтах
месячные и сезонные колебания радиационного баланса невелики и величина его всегда положительна. В результате колебания
температуры в течение года небольшие, амплитуда температур составляет несколько градусов. Не термические условия определяют
в низких широтах сезоны года, а условия увлажнения. В умеренных
и полярных широтах месячные и сезонные колебания величин
радиационного баланса очень велики и качественно различны.
Зимой в умеренных и полярных широтах радиационный баланс
отрицательный, объясняется это небольшим приходом, высоким
альбедо снега и большим эффективным излучением за долгую ночь.
Летом в соответствующем полушарии радиационный баланс
положителен даже в приполярных районах из-за увеличения
продолжительности освещения. В умеренных и полярных районах
именно термические условия определяют сезоны года. Общая осо81

бенность радиационного баланса в том, что над океанами на всех
широтах радиационный баланс выше на 40 — 85 кДж/см 2 , так как
альбедо воды и эффективное излучение океана меньше. В течение
суток радиационный баланс днем положительный, ночью отрицательный.
Приходную часть радиационного баланса атмосферы (Rq) составляют эффективное излучение (Е^) и поглощенная солнечная радиация (i?n), расходная часть определяется атмосферной радиацией, уходящей в космос (Еа):
-Rq = Еэф - Еа + Rn.
Радиационный баланс атмосферы отрицательный, а поверхности — положительный. Суммарный радиационный баланс атмосферы и земной поверхности равен нулю, т. е. Земля находится
в состоянии лучистого равновесия.
5.4. Тепловой баланс земной поверхности и атмосферы
Из всего потока солнечной радиации, подходящей к Земле,
лишь около 30 % составляет остаточная радиация. В географической оболочке она расходуется на нагрев атмосферы, почвы
и испарение (рис. 5.5). Небольшая часть радиации, переходящая
в процессе фотосинтеза в энергию химических связей, изымается
из круговорота энергии и захоранивается в толще земной коры.
Тепловой баланс — алгебраическая сумма потоков теплоты, приходящих на земную поверхность в виде радиационного баланса и
уходящих от нее. Он складывается из теплового баланса поверхности и атмосферы. В приходной части теплового баланса земной
поверхности стоит радиационный баланс, в расходной — затраты

Рис. 5.5. Схема радиационного и теплового баланса
83

теплоты на испарение (LE, где L — скрытая теплота парообразования; Е — количество испарившейся воды), на нагрев атмосферы (Р) от Земли (главным образом за счет турбулентного теплообмена и конвекции), на нагрев почв (А):
Т6 =

Rq-LE-A-Р.

Расходуется теплота также на фотосинтез, почвообразование,
но эти затраты не превышают 1 %. Следует отметить, что над океанами больше затраты теплоты на испарение воды, а на материках все зависит от увлажнения территории. В экваториальных широтах преобладают затраты теплоты на испарение, в тропических
широтах — на нагрев атмосферы. Подобное распределение сказывается в температурном режиме: на океанах температура в течение года меняется мало, на материках — заметны сезонные колебания температуры.
В тепловом балансе атмосферы приходную часть составляет теплота, выделившаяся при конденсации водяных паров, и переданная от поверхности в атмосферу; расход складывается из отрицательного радиационного баланса:
Tq^LE+P-RQ.
Тепловой баланс земной поверхности и атмосферы равен нулю,
т.е. Земля находится в состоянии теплового равновесия.
5.5. Тепловой режим земной поверхности
Непосредственно солнечными лучами нагревается земная поверхность, а уже от нее — атмосфера. Поверхность, получающая и
отдающая теплоту, называется деятельной поверхностью. В температурном режиме поверхности выделяется суточный и годовой ход
температур. Суточный ход температур поверхности — изменение
температуры поверхности в течение суток. Суточный ход температур поверхности суши (сухой и лишенной растительности) характеризуется одним максимумом около 13 ч и одним минимумом — перед восходом Солнца. Максимум температуры связан с
максимумом солнечной радиации, который приходится на полуденные часы. Ночной минимум связан с излучением почвы и наибольшим ее охлаждением перед восходом Солнца. В суточном ходе
температур водной поверхности максимумы и минимумы температуры запаздывают на 2 часа. Запаздывание максимумов и минимумов объясняется медленным нагреванием и охлаждением воды
по сравнению с горными породами. Правильный суточный ход
температур поверхности наблюдается в теплую половину года в
ясную погоду. Облачность нарушает правильный ход температуры
поверхности и вызывает смещение максимумов и минимумов; при
увеличении облачности в середине дня может начаться пониже84

ние температуры поверхности. Дневные максимумы температуры
поверхности суши могут достигать 80 °С в субтропиках и около
60 °С в умеренных широтах.
Разница между максимальной и минимальной суточной температурой поверхности называется суточной амплитудой температуры. Суточная амплитуда температуры поверхности может летом достигать 40 °С, зимой амплитуда суточных температур наименьшая — до 10 °С. В ясную погоду амплитуда суточных температур поверхности больше, чем в облачную погоду. Теплоемкость,
цвет почвы могут повлиять на колебания температуры. Более теплоемкие почвы медленнее нагреваются и охлаждаются, поэтому
суточные колебания температуры уменьшаются. Растительность
уменьшает величину колебаний температуры почвы. Днем растительный покров препятствует сильному нагреву, а ночью — охлаждению почвы. Летом в полдень лишенная растительности почва
имеет температуру на 8° выше, чем покрытая растительностью.
Снежный покров препятствует охлаждению почвы.
Годовой ход температур поверхности — изменение среднемесячной температуры поверхности в течение года. Годовой ход температур поверхности обусловлен ходом солнечной радиации и
зависит от широты места. В умеренных широтах максимум температур поверхности суши наблюдается в июле, минимум — в январе; на океане максимумы и минимумы запаздывают на месяц.
Годовая амплитуда температур поверхности равна разнице между максимальными и минимальными среднемесячными температурами. Годовая амплитуда температур поверхности возрастает с
увеличением широты места, что объясняется возрастанием колебаний величины солнечной радиации. Наибольших значений годовая амплитуда температур достигает на континентах; на океанах и морских берегах годовые амплитуды температур значительно меньше. Самая маленькая годовая амплитуда температур отмечается в экваториальных широтах, где она составляет 2—3°. Самая
большая годовая амплитуда — в субарктических широтах на материках — более 60°.
5.6. Тепловой режим атмосферы
Атмосферный воздух незначительно нагревается непосредственно солнечными лучами, так как воздушная оболочка свободно
пропускает солнечные лучи. Атмосфера нагревается от подстилающей поверхности. В дневные часы почва отдает теплоту прилегающим слоям воздуха. В ночные часы почва ее теряет вследствие излучения. Воздух ночью, как более теплый, отдает теплоту почве и
сам теряет ее за счет собственного излучения в мировое пространство. Источником нагревания нижних слоев атмосферы является
турбулентный поток теплоты от подстилающей поверхности.
85

Теплота в атмосферу передается конвекцией, адвекцией и конденсацией водяного пара. Слои воздуха, нагреваясь от почвы, становятся более легкими и поднимаются вверх, а более холодный,
следовательно, более тяжелый воздух опускается вниз. В результате
тепловой конвекции идет прогревание высоких слоев воздуха. Тепловая конвекция особенно хорошо протекает летом, скорость вертикального подъема воздуха может достигать 10 м/с. В умеренных
широтах тепловая конвекция протекает только в летний сезон, в
низких широтах — в течение всего года. Днем конвекция наблюдается на суше, ночью — над водной поверхностью.
Второй процесс передачи теплоты — адвекция — горизонтальный перенос воздуха. Роль адвекции заключается в передаче теплоты из низких в высокие широты, в зимний сезон тепло передается от океанов к материкам. Конденсация водяного пара — важный
процесс, осуществляющий передачу теплоты высоким слоям атмосферы. При испарении теплота забирается от испаряющей поверхности, при конденсации в атмосфере эта теплота выделяется.
С высотой температура убывает. Изменение температуры воздуха на единицу расстояния называется вертикальным температурным градиентом, в среднем он равен 0,6° на 100 м. В приземном
слое атмосферы вертикальный температурный градиент может
достигать нескольких сот градусов на 100 м. Большой коэффициент шероховатости почвы замедляет турбулентный поток теплоты, поэтому в приземном слое воздуха температура на 5° выше,
чем на высоте 2 м. Следовательно, вертикальный температурный
градиент равен 250° на 100 м.
В поднимающемся воздухе температура изменяется адиабатически. Адиабатический процесс — процесс изменения температуры воздуха при его вертикальном движении без теплообмена
с окружающей средой. Адиабатические процессы в атмосфере
в строгом смысле не являются адиабатическими, так как в природе нет полной термической изоляции поднимающегося или
опускающегося воздуха. В физике такие природные процессы носят
название политропических, к ним применимы те же законы. Поднимающийся воздух адиабатически охлаждается, так как при
подъеме он попадает в разреженные слои и энергия затрачивается на увеличение объема. В сухом ненасыщенном водяными парами воздухе температура уменьшается на 1° на каждые 100 м
при подъеме. Эту величину принято называть сухоадиабатическим градиентом. Во влажном воздухе, у которого относительная
влажность почти 100%, градиент равен 0,5° на 100 м, так как
теплота, выделенная при конденсации, компенсирует потери. Эта
величина называется влажноадиабатическим градиентом. Опускающийся воздух нагревается, опускаясь, он попадает в более
плотные слои атмосферы, при сжатии энергия выделяется. Нагрев идет на 1° на 100 м. Адиабатические процессы наблюдаются
86

при конвекции, подъеме воздуха по склону или по фронтальной
поверхности.
Поднимающийся по склону горы насыщенный водяными парами воздух обычно теряет влагу в процессе образования облаков
и выпадения осадков. При подъеме температура воздуха уменьшается по влажноадиабатическому градиенту, т.е. 0,5° на 100 м. При
опускании по другому склону горы воздух будет нагреваться на 1°
на 100 м. В результате понижение температуры при подъеме оказывается меньше, чем нагрев при опускании. Поднявшись и опустившись на одну и ту же высоту, воздух при одинаковом давлении будет иметь разную температуру: конечная температура будет
выше. Такой процесс называется псевдоадиабатическим.
Характер распределения температуры воздуха с высотой называется термической стратификацией. Здесь возможны три варианта: стратификация бывает устойчивой, неустойчивой и безразличной.
Устойчивым состоянием атмосферы называют такое состояние,
когда любая частица воздуха, выведенная из равновесия, стремится вернуться к первоначальному положению. Неустойчивым
состоянием называют такое состояние воздуха в атмосфере, когда частичка воздуха, выведенная из равновесия, стремится удалиться от него. Безразличным состоянием называется такое состояние, когда выведенная из равновесия частица воздуха не возвращается и не удаляется от первоначального положения.
Если поднимается влажная воздушная масса (относительная
влажность около 100 %), ее вертикальный температурный градиент составляет 0,5° на 100 м. Она на любой высоте теплее окружающей среды, так как градиент среды больше, чем у поднимающегося воздуха; причем разница нарастает (рис. 5.6). Следовательно, возникает неустойчивая стратификация воздуха. Большое
значение неустойчивая стратификация приобретает в экваториальных широтах, обусловливая образование облаков и осадков.
Если воздух имеет относительную влажность меньше 100 %,
вертикальный температурный градиент будет равен 1° на 100 м
(рис. 5.7). При подъеме воздух быстро остывает; температура его
становится равной температуре среды и подъем прекращается. Образуется устойчивая стратификация воздуха. Устойчивая стратификация воздуха характерна для тропических пустынь. В пустынях
уровень конденсации лежит высоко и подъем воздуха может оказаться недостаточным для образования облаков и осадков. Безразличная стратификация бывает у воздуха, если его температура равна
температуре окружающей среды; такой воздух не поднимается и
не опускается.
Инверсии. В атмосфере при увеличении высоты температура воздуха закономерно уменьшается; однако в атмосфере существуют
слои, в которых наблюдается увеличение температуры. Эти слои
называются инверсионными, а процесс увеличения температуры
87

Среда
-7,2'

Влажный
воздух
8,5

•7,68,2-

Среда

-7,2-

Сухой
воздух
—

—

7,6-9,5-

8,2-

10-

9,4

-10,5-

ж^Угжш/жж

•9,4-

10-

; 11;

Рис. 5.6. Изменение температуры
среды (градиент 0,6° на 100 м) и
поднимающегося влажного воздуха (градиент 0,5° на 100 м)

Рис. 5.7. Изменение температуры
среды (градиент 0,6° на 100 м) и
поднимающегося сухого воздуха (градиент Г на 100 м)

воздуха с высотой — инверсией. В образовании инверсий участвуют
различные факторы. Большое влияние оказывает подстилающая
поверхность.
Выделяют две группы инверсий: приземные и в свободной атмосфере. К группе приземных инверсий относят радиационные, орографические, адвективные. Радиационные инверсии возникают в
результате охлаждения поверхности и приземного слоя воздуха за
счет излучения. Летом радиационные инверсии образуются в тихую погоду в ночное время. Мощность подобных инверсий невелика и при наличии ветра они разрушаются. Орографические инверсии формируются при затекании холодного воздуха в котловины и его дальнейшем охлаждении. Орографические инверсии характерны для горных районов. Адвективные инверсии связаны с
вторжением теплого воздуха на холодную поверхность. Нижние
слои теплого воздуха остывают, отдавая тепло холодной поверхности, а более высокие слои сохраняют свою температуру. Возникает адвективная инверсия.
В свободной атмосфере образуются фронтальные инверсии и инверсии сжатия в антициклонах. Фронтальные инверсии образуются на границах раздела двух воздушных масс. Теплая воздушная
масса натекает на холодную и на высоте температура воздуха оказывается выше, чем внизу. Инверсии сжатия возникают в антициклоне при опускании воздуха. В этом случае воздух, опускаясь,
88

в нижних, более плотных слоях атмосферы растекается. Образуется слой, где температуры с высотой увеличиваются, так как воздух у верхней границы слоя проходит больший путь и нагревается
больше.
Заморозки. Заморозками называют кратковременные понижения температуры воздуха ниже нуля, когда среднесуточная температура его выше нуля. В умеренных широтах заморозки случаются в переходные сезоны года, когда ночью температура воздуха
опускается ниже нуля. По времени образования бывают заморозки ранне- и поздневесенние (май—июнь) и ранне- и позднеосенние (август—октябрь). В Московской области не бывает заморозков только в июле.
По условиям образования различают радиационные и адвективные заморозки. Радиационные заморозки возникают при интенсивном выхолаживании земной поверхности, а от нее и воздуха
ночью. Благоприятными условиями для заморозков являются ясная безветренная погода, сухой воздух, большое эффективное
излучение. Радиационные заморозки часто образуются в котловинах, где застаивается холодный воздух. Адвективные заморозки
наблюдаются при вторжении холодных арктических воздушных
масс с температурой ниже нуля. Адвективные заморозки охватывают большие площади.
С заморозками в настоящее время разработаны эффективные
меры борьбы: дымовые завесы, увлажнение воздуха, специальные пленки. Дымовую завесу организуют с помощью костров из
сырого топлива. Костры устраивают с наветренной стороны, чтобы дым закрывал поле. Обильный полив также помогает в борьбе
с заморозками. При понижении температуры в воздухе начинается конденсация водяных паров с выделением тепла. В результате
заморозков может не наступить.
Суточный и годовой ход температуры воздуха. Суточным ходом
температуры воздуха называется изменение температуры воздуха
в течение суток. Суточный ход температуры воздуха в общем отражает ход температуры земной поверхности, но моменты наступления максимумов и минимумов несколько запаздывают, максимум наблюдается в 14 часов, минимум — после восхода Солнца.
Суточные колебания температуры воздуха зимой заметны до высоты 0,5 км, летом — до 2 км.
Суточная амплитуда температуры воздуха — разница между
максимальной и минимальной температурами воздуха в течение
суток. Суточная амплитуда температуры воздуха наибольшая в тропических пустынях — до 40°, в{ экваториальных и умеренных широтах она уменьшается (рис. 5.8). Суточная амплитуда температуры
меньше зимой и в облачную погоду. Над водной поверхностью
она значительно меньше, чем над сушей; над растительным покровом меньше, чем над оголенными поверхностями.
89

Джакарта
Асуан
Нукус
Саратов
СанктПетербург
Екатеринбург

Земля
Георга
-40

24 4

Мелкая губа -50
8 12 16 20 24
XII

Верхоянск
II

IV VI VIII X

XII

Рис. 5.8. Суточный ход температу- Рис. 5.9. Годовой ход температуры возры воздуха на разных широтах
духа на разных широтах
Годовой ход температуры воздуха определяется прежде всего
широтой места. Годовой ход температуры воздуха —- изменение
среднемесячной температуры в течение года. Годовая амплитуда
температуры воздуха — разница между максимальной и минимальной среднемесячными температурами. Выделяют четыре типа
годового хода температуры; в каждом типе два подтипа — морской
и континентальный, характеризующиеся различной годовой амплитудой температуры (рис. 5.9). В экваториальном типе годового
хода температуры наблюдается два небольших максимума и. два
небольших минимума. Максимумы наступают после дней равноденствия, когда Солнце в зените над экватором. В морском подтипе годовая амплитуда температуры воздуха составляет 1—2°, в
континентальном 4—6°. Температура весь год положительная.
В тропическом типе годового хода температуры выделяется один
максимум после дня летнего солнцестояния и один минимум —
после дня зимнего солнцестояния в Северном полушарии. В морском подтипе годовая амплитуда температур равна 5°, в континентальном 10 — 20°.
В умеренном типе годового хода температуры также наблюдается
один максимум после дня летнего солнцестояния и один минимум
после дня зимнего солнцестояния в Северном полушарии, зимой
температуры отрицательные. Над океаном годовая амплитуда температуры составляет 10—15°, над сушей увеличивается по мере удаления от океана: на побережье — 10°, в центре материка — до 60°.
В полярном типе годового хода температуры сохраняется один
максимум после дня летнего солнцестояния и один минимум после
90

дня зимнего солнцестояния в Северном полушарии, температура
большую часть года — отрицательная. Годовая амплитуда температуры на море равна 20 — 30°, на суше — 60°.
Выделенные типы годового хода температуры воздуха отражают зональный ход температуры, обусловленный притоком солнечной радиации. На годовой ход температуры воздуха большое
влияние оказывает перемещение воздушных масс. В Европе
наблюдаются возвраты холодов, связанные с вторжением арктических воздушных масс. Ранней осенью происходят возвраты
теплоты, связанные с вторжением тропического воздуха. Это
явление получило название «бабьего лета», иногда потепление
столь значительно, что начинается цветение плодовых деревьев.
Географическое распределение температуры воздуха показывают с помощью изотерм — линий, соединяющих на карте точки с
одинаковыми температурами. Распределение температуры воздуха
зонально, годовые изотермы в целом имеют субширотное простирание и соответствуют годовому распределению радиационного баланса. Все параллели Северного полушария теплее южных, особенно велики различия в полярных широтах. Антарктида является планетарным холодильником и действует выхолаживающе на Землю.
Термический экватор — полоса самых высоки*' годовых температур — располагается в Северном полушарии на широте 10° с.ш.
Летом термический 3KBaTopv смещается до 20°
зимой — приближается к экватору на 5° с.ш. Смещение термического экватора в
Северное полушарие объясняется тем, что в Северном полушарии
площадь суши, расположенная в низких широтах, больше по сравнению с Южным полушарием; а она в течение года имеет более
высокие температуры. Широтное распределение годовых изотерм
нарушают теплые и холодные течения. В умеренных широтах Северного полушария западные берега, омываемые теплыми течениями, теплее восточных берегов, вдоль которых проходят холодные
течения. Следовательно, изотермы у западных берегов изгибаются
к полюсу, у восточных берегов — к экватору.
На карте летних температур (июль в Северном полушарии и
декабрь в Южном) изотермы располагаются субширотно, т.е. температурный режим определяется солнечной инсоляцией. Летом
материки больше прогреты, изотермы над сушей изгибаются в
сторону полюсов (рис. 5.10).
На карте зимних температур (декабрь в Северном полушарии и
июль в Южном) изотермы значительно отклоняются от параллелей. Над океанами изотермы далеко продвигаются к высоким широтам, образуя «языки тепла»; над сушей изотермы отклоняются
к экватору. Изотерма 0°С в Северной Америке проходит по
40° с.ш., у берегов Европы — по 70° с.ш. Отклонение изотерм к
северу у берегов Норвегии обусловлено влиянием мощного теплого Северо-Атлантического течения и западных ветров (рис. 5.11).
91

1схард-

"Ир^к,

Токио
Шанхай

Северный тропик

Мпгчпщнп

Кейптаун
Сидней

Температура воздуха на уровне
земной поверхности
— 8 — Изотермы выше О'С
—8 — Изотермы ниже О'С
46 Абсолютные максимальные и
-21 минимальные температуры

юяярныйЧУГ

Рис. 5.10. Распределение средней температуры воздуха в июле

|схард;
ЮНТОНч
Москва

•Лндже/iec*

окно

^Алжир

Северный тр?™»

Экватор

Могадишо.

Дарвин

ГпрёторЙ|
Кейптаун

Температура воздуха на уровне
земной поверхности
—8— Изотермы выше О'С
•—8 — Изотермы ниже О "С
9 Абсолютные максимальные и
-13 минимальные температуры

„ошфюйадгг

Рис. 5.11. Распределение средней температуры воздуха в январе

^хный

Средняя годовая температура Северного полушария + 15,2 °С,
а Южного + 13,2 °С. Минимальная температура в Северном полушарии достигала - 77 °С (Оймякон) и - 68 °С (Верхоянск). В Южном полушарии минимальные температуры гораздо ниже; на станциях «Советская» и «Восток» была отмечена температура - 89,2 °С.
Минимальная температура в безоблачную погоду в Антарктиде
может опускаться до - 93 °С. Самые высокие температуры наблюдаются в пустынях тропического пояса, в Триполи + 58 °С; в Калифорнии, в долине Смерти отмечена температура + 56,7°.
О том, насколько сильно материки и океаны влияют на распределение температур, дают представление карты изаномал. Изаномалы — линии, соединяющие точки с одинаковыми аномалиями температур. Аномалии представляют собой отклонения фактических температур от среднеширотных. Аномалии бывают положительные и отрицательные. Положительные аномалии наблюдаются летом над прогретыми материками, над Азией температуры
выше среднеширотных на 4°. Зимой положительные аномалии располагаются над теплыми течениями; над теплым Северо-Атлантическим течением у берегов Скандинавии температура выше нормы на 28 °С. Отрицательные аномалии ярко выражены зимой над
охлажденными материками и летом — над холодными течениями.
Например, в Оймяконе зимой температура на 22 °С ниже нормы.
Тропики и полярные круги нельзя считать действительными границами тепловых (температурных) поясов, так как на распределение температур влияет еще ряд факторов: распределение суши и
воды, течений. За границы тепловых поясов приняты изотермы. Жаркий пояс располагается между годовыми изотермами 20 °С и оконтуривает полосу дикорастущих пальм. Границы умеренного пояса проводятся по изотерме 10 °С самого теплого месяца. В Северном полушарии граница совпадает с распространением лесотундры. Граница холодного пояса проходит по изотерме 0 °С самого теплого месяца. Пояса (области) мороза располагаются вокруг полюсов.
Глава

ВЛАГООБОРОТ В АТМОСФЕРЕ
6.1. Влагооборот, или круговорот воды на Земле
Влагооборот — непрерывный процесс перемещения воды под
действием солнечной радиации и силы тяжести. Процесс этот незамкнут, поэтому правильнее говорить «влагооборот», а не «круговорот воды». Благодаря влагообороту в атмосфере возникают облака, на землю выпадают осадки.
Выделяют малый, большой и внутриматериковый влагооборот.
Малый влагооборот наблюдается над океаном, здесь взаимодей94

ствуют атмосфера, гидросфера, в процессе участвует живое вещество. Благодаря испарению в атмосферу поступает водяной пар,
образуются облака и осадки выпадают на океан.
В большом влагообороте взаимодействуют атмосфера, литосфера, гидросфера и живое вещество. Испарение и транспирация
с поверхности океана и с суши обеспечивают поступление водяного пара в атмосферу. Облака, попадая в потоки общей циркуляции атмосферы, переносятся на значительные расстояния и осадки могут выпасть в любой точке на поверхности Земли.
Внутриматериковый влагооборот характерен для областей внутреннего стока. Глобальный влагооборот Земли находит свое выражение в водном балансе Земли. За год количество испарившейся
на всей Земле воды равно выпавшим осадкам, в годовой влагооборот вовлечено 525,1 тйс. км 3 воды. В течение года с каждого
квадратного километра Земли в среднем испаряется 1030 мм воды
(М.И.Львович, 1986).
Основные звенья влагооборота в атмосфере: испарение, образование облаков, выпадение осадков.
6.2. Испарение и испаряемость
Водяной пар поступает в атмосферу в результате испарения с
поверхности суши и окгана и транспирации растений. Испарение
воды происходит при люёой температуре, но с повышением температуры скорость испарения возрастает. Испарение и транспирация
составляют суммарное испарение. Испарение — процесс перехода воды
из жидкого состояния в газообразное. Одновременно идет обратный
процесс — водяной пар переходит в жидкость, испарение идет тогда, когда первый процесс преобладает. В процессе испарения молекулы воды преодолевают силы молекулярного притяжения и вылетают в воздух. Следствием этого является понижение температуры
жидкости. Для испарения 1 г воды при температуре 0 °С требуется
энергия в 2495 Дж, а 1 г льда — 2830 Дж. На Земле на испарение
воды затрачивается огромное количество теплоты: 12 • 1023 Дж/год,
или 25 % всей солнечной энергии, достигающей поверхности Земли.
Интенсивность испарения определяется количеством воды в граммах, испаряющимся с 1 см2 поверхности в 1 с. Скорость испарения
увеличивается с ростом температуры, дефицита влажности, скорости ветра и с уменьшением давления. Зависимость испарения от комплекса метеорологических условий выражается формулой Дальтона
Ж=

а(Е-е)/р,

где W — скорость испарения, г/(см2 • с); а — коэффициент, зависящий от скорости ветра; (Е - е) — дефицит влажности*; р — давление.
* Дефицит влажности — см. 6.3.

§
"

Линии равных величин
испарения (в мм в год)

Области, для которых величины испарения не определены:
| горные области
материковые льды
Q озера и моря
области с морскими
льдами

Граница наибольшего распространения плавучих льдов
(в марте — для Северного
полушария, в октябре —
для Южного)

" и с . 6.1. Распределение величин испарения за год

Линии равных величин
испаряемости (в мм в
J -/ год)
поя*Р'

gxss 6 Эдаадн^!
НгОДЧл'
ШЩ

Области, для которых величины испаряемости не определены:
горные области
материковые льды
озера и моря

Иркутск'
Варшава

Токио
Шанхай

;>/1750
Могадишо.

Дарвин

Кейптаун

ЧО

Рис. 6.2. Распределение величин испаряемости за год

Северный тропик

Скорость испарения с поверхности морей и океанов немного
меньше по сравнению со скоростью испарения с поверхности
пресноводных водоемов, так как испарение идет не из чистой
воды, а из раствора. Особой сложностью отличается испарение с
суши. Плотная почва с тонкими капиллярами испаряет больше
влаги, чем рыхлая. Следовательно, глинистые почвы испаряют
больше влаги, чем песчаные. Почвы темные теряют влаги больше,
чем светлые. На вершинах холмов, где скорость ветра больше, испарение идет быстрее. Растительный покров предохраняет почву
от нагревания солнечными лучами, увеличивает влажность воздуха, что заметно снижает испарение. Однако сами растения испаряют много влаги. На кронах задерживается до 30 % осадков, которые затем испаряются. Корни растений подают влагу из почвы к
листьям, обеспечивая большую транспирацию. Следовательно, суммарное испарение с поверхности, покрытой растительностью,
больше.
Суточный ход испарения параллелен суточному ходу температур. Наибольшее испарение наблюдается в середине дня, минимум — в ночные часы. В годовом ходе испарения максимум приходится на лето, минимум наблюдается зимой. Величина испарения
распределяется зонально по поверхности Земли. Максимальное
испарение наблюдается в тропических широтах над океанами —
3000 мм/год, на суше величина испарения в тропических пустынях
резко сокращается до 100 мм/год. На экваторе на суше и океане
величина испарения примерно одинакова — 1500 — 2000 мм/год.
В лесной зоне умеренных широт испарение составляет 600 мм/год,
в пустынях уменьшается до 100 мм/год. Минимальное испарение характерно для полярных широт — 100 мм/год (рис. 6.1).
Испаряемость — максимально возможное испарение при неограниченных запасах воды. Испарение и испаряемость совпадают
над океанами, над сушей испарение всегда меньше испаряемости
(рис. 6.2). Максимальная испаряемость характерна для суши тропических широт: 2500 — 3000 мм в Северном полушарии, 2000 мм в
Южном. В экваториальных широтах испаряемость равна 1500 мм/год,
в умеренных широтах — 450 — 600 мм/год, в полярных широтах —
менее 200 мм/год.
6.3. Влажность воздуха
Влажность воздуха — содержание водяного пара в воздухе; влагосодержание — содержание воды в трех агрегатных состояниях.
Влажность воздуха определяется следующими показателями.
Абсолютная влажность воздуха (а) — реальное количество водяного пара в 1 м 3 воздуха, г/и3. В единицах давления ей соответствует фактическая упругость водяного пара (е), гПа. Значения а и
е близки, при температуре 16,4 °С совпадают. С увеличением тем98

пературы абсолютная влажность увеличивается, так как теплый
воздух может содержать больше водяных паров.
Максимальная влажность (А) — предельное содержание водяных паров при данной температуре, г/м 3 . В единицах давления ей
соответствует упругость насыщения (Е), гПа. При увеличении температуры максимальная влажность как расчетная теоретическая
величина растет быстрее, чем абсолютная влажность:
U °С
А, г/м 3

-30

-20

-10

...0,44

1,08

2,35

4,86

9,41

17,32

30
30,38

Относительная влажность — отношение абсолютной влажности к максимальной, выраженное в процентах, или отношение
фактической упругости водяного пара к упругости насыщения:
г = 4-100%,
А

г = 4гЮ0%.
Е

При повышении температуры относительная влажность понижается, так как с ростом температуры быстрее растет максимальная
влажность. /
Дефицит! влажности (Д) — разность между максимальной
влажностью^ абсолютной, г/м 3 , или между упругостью насыщения и фактической упругостью водяного пара, гПа:
Д = А - а, Д =

Е-е.

Точка росы — температура, при которой воздух становится насыщенныц при данном содержании водяного пара и неизменном
давлении. При достижении температуры точки росы в воздухе начинается конденсация водяных паров.
Суточные и годовые колебания абсолютной и относительной влажности. В природных условиях наблюдается два типа суточного хода
абсолютной влажности. Первый тип характерен для океанов: в этом
типе максимум абсолютной влажности наблюдается в середине
дня, минимум — перед восходом Солнца. Второй тип формируется над сушей. Здесь выделяется два максимума: в 9 — 10 ч и 20 —
21ч. Первый максимум обусловлен быстрым испарением в связи
с нагревом поверхности, второй — ослаблением конвекции при
продолжающемся испарении. В середине дня абсолютная влажность
понижается, так как в результате конвекции влажный воздух поднимается вверх, а на его место приходит более сухой. Общее понижение абсолютной влажности наблюдается ночью. В суточном
ходе относительной влажности наблюдаются один максимум перед восходом Солнца и один минимум в 15—16 ч.
Годовой ход абсолютной и относительной влажности имеет
простой режим. Максимум в годовом ходе абсолютной влажности
99

приходится на лето, минимум — на зимние месяцы. Относительная влажность имеет годовой ход, обратный годовому ходу температур: максимум приходится на зиму, минимум — на лето.
Географическое распределение влажности зависит от температуры воздуха, испарения и переноса паров воды. Абсолютная влажность уменьшается от экватора к полярным широтам: на экваторе
она равна 25 — 30 г/м 3 , в тропических широтах — 20 г/м 3 , в умеренных широтах — 5—10 г/м 3 , в полярных — около 1 г/м 3 воздуха.
Относительная влажность в экваториальных и полярных широтах
составляет 85 — 90 %: на экваторе из-за большого количества осадков и испарения, а в полярных широтах из-за низких температур.
В умеренных широтах летом относительная влажность равна 60 %,
зимой она возрастает до 75 — 80%. Самая низкая относительная
влажность в тропиках на материках — 30—40%, летом может
уменьшиться до 10 %.
6.4. Конденсация водяного пара. Гидрометеоры
Поднимаясь, водяной пар достигает уровня конденсации и переходит в жидкое состояние. Та высота, на которой воздух достигает предела насыщения, называется уровнем конденсации. Кроме
испарения в воздухе может начаться сублимация — переход водяного пара в твердое состояние минуя жидкую фазу. Сублимация
происходит при температуре около - 10 °С.
Конденсация начинается при достижении температуры точки
росы и при наличии ядер конденсации. Охлаждение воздуха до точки росы наблюдается при соприкосновении воздуха с холодной
земной поверхностью, вследствие непосредственного излучения
тепла или при адиабатических процессах. Ядра конденсации — мельчайшие частички растворимых и нерастворимых в воде веществ. Они
являются центрами, вокруг которых происходит процесс конденсации. К нерастворимым ядрам конденсации относятся твердые частицы почвы, частицы дыма, органических веществ. Растворимые ядра
конденсации — это морская соль, попадающая в воздух при морском волнении. Соль легко притягивает воду, при этом образуется
концентрированный раствор. Обнаружено, что в чистом воздухе с
малым количеством ядер конденсации процесс конденсации затруднен даже при достижении относительной влажности 100 %.
Конденсация может происходить на поверхности Земли и в атмосфере. В первом случае образуются гидрометеоры, во втором —
облака и туманы.
Гидрометеорами называют продукты конденсации, образовавшиеся при непосредственном контакте водяного пара с земной
поверхностью. К гидрометеорам относятся роса, иней, твердый и
жидкий налет, изморозь. Гололед является особым типом атмосферных осадков.
100

Роса — капельки воды, образующиеся в летнее время года,
когда поверхность охлаждается до точки росы, но не до отрицательной температуры. Водяной пар при соприкосновении с холодными предметами (трава, почва) конденсируется — образуется роса. Днем роса испаряется.
Иней — твердый белый осадок, появляющийся в случае заморозков на почве. При этом водяной пар, соприкасаясь с холодной
поверхностью, имеющей отрицательную температуру, сублимируется на ней в виде кристаллов.
Благоприятными условиями для образования росы и инея служат малая облачность, котловинность рельефа и продолжительность ночей. Наиболее обильные росы наблюдаются во второй
половине лета и в начале осени, когда абсолютная влажность
воздуха велика, а ночное выхолаживание почвы значительно.
В Московской области за лето «выпадает» в среднем за счет росы
20 мм влаги. Следовательно, при образовании росы среднесуточная температура воздуха и точка росы положительные, при образовании инея среднесуточная температура положительная, а точка росы отрицательная.
Жидкий и твердый налеты образуются в холодную половину
года при вторжении^еплого воздуха. Если температура воздуха
чуть выше нуля, то ф и соприкосновении водяного пара с холодными предметами (вертикальные стенки, ветви деревьев) образуется тонкая пленка воды — жидкий налет, если его температура
ниже нуля, появляется корка льда — твердый налет.
Изморозь — белый рыхлый легко осыпающийся осадок, похожий на бахрому, образуется зимой в туманную погоду на деревьях, проводах. Изморозь может образоваться при соприкосновении
водяного пара с предметами или при намерзании капелек воды.
В первом случае изморозь называется кристаллической, во втором — зернистой. Толщина изморози небольшая, около 1 см, опасности она не представляет.
Гололед — слой гладкого прозрачного льда на земле, деревьях,
проводах, мощность его может достигать метра. Образуется зимой
при выпадении переохлажденного дождя. При гололеде увеличивается число дорожных происшествий, в воздухе происходит обледенение самолетов. От гололеда следует отличать гололедииу — явление подмораживания воды и мокрого снега ночью после оттепели.
6.5. Туманы. Облака
Конденсация водяного пара в атмосфере приводит к образованию туманов и облаков. Туманы возникают в приземном слое воздуха, облака — в свободной атмосфере.
Туман — скопление в приземном слое атмосферы капелек воды
или кристаллов льда, понижающих горизонтальную видимость до
101

1 км. Размеры капелек в тумане колеблются от 2 до 100 мкм (1 мкм =
= Ю-6 м). Менее плотная взвешенная в воздухе система капель,
при которой горизонтальная видимость больше 1 км, называется
дымкой. В дымке капельки имеют меньшие размеры. Если в воздухе скапливаются продукты горения, образуется мгла. Туман может быть как при положительных, так и при отрицательных температурах, в последнем случае капли находятся в переохлажденном состоянии.
По условиям образования туманы делятся на туманы охлаждения, испарения и городские туманы.
Туманы охлаждения появляются в результате радиационного
охлаждения поверхности, а от нее и воздуха, ночью в малооблачную погоду. Такие туманы называются радиационными. Летом туманы образуются в долинах рек, в днищах балок, где влажность
выше, а температура воздуха падает гораздо быстрее, чем на холмах. С восходом Солнца радиационные туманы быстро разрушаются. Зимой и осенью охлаждение может продолжаться круглые
сутки и туманы распространяются на большие площади. Адвективные туманы появляются в результате вторжения теплой воздушной массы на холодную подстилающую поверхность: при этом
теплый воздух охлаждается до точки росы. Наиболее холодными
становятся нижние слои воздуха, создается инверсия и устойчивая стратификация воздуха. Такие туманы могут сохраняться несколько суток. Наблюдаются адвективные туманы на границе теплых и холодных течений; на морских побережьях — в зимнее время при перемещении более теплого воздуха с моря.
Туманы испарения возникают при наличии более теплой поверхности по сравнению с воздухом. Пары воды при поступлении в
воздух охлаждаются и конденсируются. Зимой туманы испарения
появляются над открытыми водными пространствами — полыньями, водопадами, теплыми течениями.
Городские туманы (смог) — туманы, смешанные с дымом и
газами. Они характерны для крупных промышленных районов, городов с большим количеством автомашин. Выделяют влажный
Лондонский (туман с продуктами горения), сухой Лос-Анджелесский (выхлопы автомашин) и ледяной Аляскинский смог. Сейчас смог появился в крупных городах России: в Москве — смог от
автомашин, в Якутске — смог зимой из-за отопительных систем.
Туманы имеют суточный и годовой ход. Минимум повторяемости туманов наблюдается днем, максимум — ночью и утром.
В годовом ходе над континентами максимум образования туманов
характерен для зимнего сезона, над морями — для весны, когда
поверхность морей наиболее холодная.
Наиболее часты туманы в Арктике (до 80 дней); в умеренных
широтах наибольшее число дней с туманами наблюдается около
острова Ньюфаундленд (80 дней), над Курильскими островами
102

(40 дней); над сушей в умеренных широтах повторяемость дней с
туманами небольшая — 10 — 20 дней, в центрах материков — меньше. В тропических широтах у западных берегов материков отмечается до 40 дней с туманами, в пустынях в центре материков до
5 дней. В экваториальных широтах наблюдается до 20 дней с туманами.
Облака — видимое скопление продуктов конденсации в виде
капелек воды и кристаллов льда на некоторой высоте в атмосфере.
Капельки и кристаллы в облаке очень малы, они удерживаются восходящими потоками воздуха. Облака переносятся воздушными потоками на большие расстояния. Нижняя граница облаков
определяется уровнем конденсации, верхняя — уровнем конвекции и может находиться на высоте до 20 км.
В 1929—1932 гг. Международной облачной комиссией была разработана международная классификация облаков, в ее основу положены такие признаки, как внешний вид, форма облаков. В 1957 г.
Центральной аэрологической обсерваторией был издан атлас облаков. По высоте образования облака делятся на четыре семейства, каждое семейство — на виды облаков (рис. 6.3).
Облака верхнего яшса появляются на высоте выше 6 км. К ним
относятся перистые (Cirrus (С/), перисто-кучевые Cirrocumulus (Сс)
и перисто-слоистые облака Cirrostratus (СУ). Облака верхнего яруса обладают рядом общих свойств. Это тонкие, белые, высоко расположенные облака, имеющие вид перьев, волн; сквозь них просвечивают Солнце и небо. Лежат они на высоте 7—10 км в умеренных широтах и до 18 км в тропиках. Состоят в основном из
кристаллов льда. Осадкй из облаков верхнего яруса не выпадают.
На высотах от 2 до 6 км образуются облака среднего яруса —
высококучевые Altocumulus (Ас) и высокослоистые Altostratus (As)
облака. Высококучевые выглядят как небольшие белые «барашки», высокослоистые представляют собой светлую пелену серого
цвета. Облака состоят из капелек воды и кристаллов льда. Из облаков среднего яруса зимой в умеренных широтах осадки могут выпадать в виде снега, а в высоких широтах — круглый год.
К облакам нижнего яруса, образующимся на высоте ниже 2 км,
относятся слоистые Stratus (St), слоисто-кучевые Stratocumulus (Sc),
слоисто-дождевые Nimbostratus (TVs'). Слоистые облака выглядят как
сплошная пелена серого цвета. Слоисто-кучевые состоят из крупных волн темно-серого цвета, разделенных светлыми участками.
Слоисто-дождевые облака образуют сплошной слой темно-серого
цвета. Облака образованы капельками воды. Осадки из облаков нижнего яруса выпадают в виде обложных или моросящих осадков.
Четвертое семейство образуют облака вертикального развития,
они могут достигать высоты 18 км. К ним относятся кучевые
Cumulus (Си) и кучево-дождевые Cumulonimbus (Cb) облака.
На небе появляются клубы, гряды белого или темно-синего цвета.
103

шшшш

ШшШШШШШ

Высокослоистые

Высококучевые

Кучево-дождевые
(2000м)

Кучевые

Слоисто-кучевые

Слоисто-дождевые
Слоистые

Рис. 6.3. Виды облаков
Кучевые облака образованы капельками воды, кучево-дождевые —
капельками и кристаллами. Осадки из кучево-дождевых облаков
выпадают в виде ливней.
По агрегатному состоянию облака могут быть водяными, ледяными и смешанными. Как правило, ледяными облаками бывают
облака верхнего яруса, смешанными — облака среднего яруса,
водяными — облака нижнего яруса.

По происхождению выделяют облака конвективные, восходящего скольжения, волнистые и турбулентного перемешивания. Облака
термической конвекции образуются при подъеме теплого влажного воздуха в результате нагрева поверхности. Открытое поле и
холмы прогреваются особенно интенсивно, над ними возникают
восходящие токи воздуха. При достижении уровня конденсации
начинается образование облака. Если уровень конвекции лежит
высоко, кучевое облако бурно растет вверх. Облака динамической
конвекции формируются при подъеме воздуха по склону горы. Так
образуются кучевые и кучево-дождевые облака.
Облака восходящего скольжения появляются при движении
теплого воздуха по фронтальной поверхности и постепенном его
охлаждении. Облачность развивается в виде сплошной полосы.
К этой группе относятся слоисто-дождевые, высокослоистые,
перисто-слоистые и перистые облака. Вначале появляются перистые облака, они лежат на высоте 8 — 9 км. С приближением фронта облачность понижается, образуются перисто-слоистые и высокослоистые облака. Самые низкие — слоисто-дождевые облака,
они появляются последними.
Слоистые облака являются облаками турбулентного перемешивания и образуются при соприкосновении воздуха с холодной
подстилающей поверхностью. Слоистые облака могут возникать
из туманов. С восходом Солнца нижние слои воздуха прогреваются и туман внизу будет рассеиваться. Вверху при охлаждении воздуха продолжается образование слоистых облаков.
Волнистые облака возникают, если в атмосфере инверсионный слой располагается на уровне конденсации. Тогда на гребнях
инверсионного слоя образуются высококучевые, слоисто-кучевые
и перисто-кучевые облака, в понижениях облакообразования не
происходит. На небе появляются полосы облаков, рядами следующих друг за другом. Разделяются они полосами голубого неба.
Степень покрытия неба облаками называется облачностью, она
выражается в баллах. Если все небо покрыто облаками — 10 баллов, если небо ясное — 0 баллов. В суточном ходе облачности над
сушей обнаруживаются два максимума — ранним утром и после
полудня. Ночное понижение температуры и увеличение относительной влажности способствуют образованию слоистых облаков
в утреннее время, после полудня благодаря развитию конвекции
в небе появляются кучевые облака. На океане максимум облачности приходится на ночь, минимум — на дневное время.
Годовой ход облачности очень разнообразен. На экваторе облачность в течение года существенно не меняется. В муссонных
областях максимум облачности приходится на лето. В умеренных
широтах на западных берегах максимум облачности наблюдается
зимой, на восточных берегах — летом. В Европейской части России максимум облачности наблюдается зимой, минимум — вес105

ной. В Москве облачность в декабре составляет 8,5 балла, в мае —
5,4 балла. В Восточной Сибири зимой стоит ясная погода, летом
облаков тоже немного. В полярных широтах максимум облачности
наблюдается летом.
Распределение облачности на Земле зонально. Наиболее покрыто небо облаками в экваториальных широтах: на суше — 5 — 6 баллов, на океане до 7 баллов, развиты конвективные облака. В пустынях тропических широт облачность очень мала — 2—4 балла, в
умеренных и полярных широтах облачность составляет 6—7 баллов.
При увеличении широты возрастает доля облаков восходящего
скольжения. Для Земли в целом облачность составляет 6 баллов.
6.6. Атмосферные осадки
Атмосферными осадками называют капли и кристаллы воды,
выпавшие на земную поверхность из атмосферы.
Капли и кристаллы в облаке очень малы, их легко удерживают
восходящие токи воздуха. Чтобы капли начали расти, желательно
присутствие в облаке капель разных размеров или капель и кристаллов. Если в облаке присутствуют капли разных размеров, начинается перемещение водяного пара к более крупным каплям и их
рост. Растут капли и при соударении друг с другом. Благоприятным условием для образования осадков является наличие в облаке кристаллов льда и капелек воды. При этом наблюдается испарение капелек воды и сублимация водяного пара на поверхности
кристаллов.
По агрегатному состоянию выделяют жидкие, твердые и смешанные осадки. К жидким осадкам относятся дождь и морось. Капли дождя имеют диаметр от 0,05 до 7 мм, максимальный размер
капли 9,4 мм. Капли диаметром до 0,5 мм образуют морось, падение капелек мороси на глаз незаметно.
К твердым осадкам относятся снежная и ледяная крупа, снег и
град. Снежинки представляют собой шестигранные кристаллы.
Иногда снег выпадает в виде больших хлопьев, достигающих в
поперечнике 1 см и более. Снежная крупа — мягкие непрозрачные крупинки сферической формы белого цвета до 2—5 мм. Ледяная крупа — круглые ледяные частички, сверху прозрачные, внутри
могут иметь белое непрозрачное ядро. Град — кусочки льда разных
форм и размеров, образуются в кучево-дождевых облаках. Град
имеет вид плотного льда размером от горошины до кусков диаметром 30 см. Масса градин может достигать 1 кг. В январе 2000 г. в
Испании выпадали градины массой до 4 кг и диаметром 20 см.
Причины образования градин такого размера пока точно не установлены. Условия возникновения града — большая водность облака и обледенение его вершины. Капли воды с воздушными потоками поднимаются в слои с отрицательной температурой, где они
106

испаряются, начинают расти кристаллы льда. При достижении
определенного размера кристаллы опускаются в слои с положительной температурой и сверху покрываются пленкой воды. Такой
процесс происходит неоднократно, градина в разрезе приобретает слоистое строение.
Иногда на поверхность земли выпадают необычные осадки. Бывают белые, красные, черные дожди. Их цвет зависит от цвета
ядер конденсации: черный цвет придает дождям вулканический
пепел, красный — микроводоросли. В XX в. начали выпадать радиоактивные и кислотные дожди.
По характеру выпадения атмосферные осадки подразделяют на
ливневые, обложные и моросящие. Ливневые осадки характеризуются
большой интенсивностью (больше 1 мм/мин), малой продолжительностью и охватывают небольшие площади. Отмечены отдельные ливни интенсивностью до 38 мм/мин (Гваделупа).
Обложные осадки характеризуются меньшей интенсивностью
(0,1 — 1 мм/мин), большей продолжительностью и охватывают
большие площади.
Моросящие осадкьг имеют самую малую интенсивность; как и
обложные осадки, они распространены на большой площади и
характеризуются значительной продолжительностью. В умеренных
широтах отмечено 56 % обложных осадков, 14 % ливневых и 30 %
моросящих.
Количество осадков измеряется толщиной слоя воды (мм),
который бы образовался в результате выпадения осадков при
отсутствии просачивания, стока, испарения. Интенсивность выпадения осадков — это слой воды (мм), образующийся за 1 мин.
По происхождению осадки могут быть внутримассовыми (конвективными) и фронтальными. Внутримассовые осадки формируются в одной воздушной массе при развитии конвекции в
результате нагрева поверхности или при подъеме по склону гор.
Фронтальные осадки образуются при соприкосновении двух воздушных масс. Осадки выпадают всегда из более теплой воздушной
массы, именно теплый воздух поднимается, достигает уровня конденсации и в нем происходит конденсация водяных паров.
Осадки по земной поверхности распределены зонально. Наглядное представление о распределении осадков дает карта изогиет
(рис. 6.4). Изогиеты — линии, соединяющие на карте точки с одинаковым количеством осадков. Максимальное количество осадков
приходится на области пониженного давления с восходящими
токами воздуха: в экваториальных 1500 — 2000 мм в год и в умеренных широтах до 1000 мм в год. На экваторе осадки внутримассовые, объясняются термической конвекцией и неустойчивой
стратификацией воздуха; в умеренных широтах осадки, в основном фронтальные, образуются на фронтах при движении атмосферных вихрей — циклонов. Минимальное количество осадков
107

о.

Иыандш

Эдмонтон;

:Париж:

_уКЛос-Анджелес:

ш
/•• • —
о ЛиссабО!

Азорские

: АЛЖИР]

Северный
ЛсуанО;

анам;

Лима:

Рио-де-Жанейро

Южный тропик

Кейптаун'
Сантьяго

[Буэнос-Айрес

Пунта-Аренас
о. Огненна>
Земля

— 9 7 8 — Изогиеты
* 721 Годовое количество осадков на островах

р.олл?^ Ш1

Количество осадков в мм
менее 100
1000

250

500
0

1000 2000 3000 более
1000

2000 км

Рис. 6.4. Распределение

108

Lju/W Франца-Иосифа
гВииа

[урманск
:Салехард'
КУТСК|

Екатеринбург

о. Сахалин

Москва^/

:Хабаровс1

о. Хоккайдо

,о. Хонсю (Хондо)

Пекин!

\Гокио

[анхай

Багдад'

iHepanyi

о. Тайван<

О. Хайнань
Мадрас

Каралищ

о, Шри-Ланка

о. Калимантан
„Сингапу!

о. Суматра

о. Новая Гвинея
о. Сулавеси
Джакарта'
С

И
2000

120
~

Дарвин.

о. Мадагс скар
1258

0003587<

/ о-ва «•
рИов.
Л.
Гибриды
JU Новая Каледония,

ИДНС1

о. Тасмания

Мирный;

атмосферных осадков за год

109

характерно для областей с повышенным давлением и нисходящими токами воздуха. В тропических широтах количество осадков составляет 100 — 200 мм в год (кроме восточных берегов), в полярных шйротах над ледяными щитами Антарктиды и Гренландии —
до 100 мм в год. Абсолютный максимум осадков приходится на
предгорья Гималаев (Черрапунджи — 12 660 мм), Анд (Тутунендо, Колумбия 11 770 мм). Минимальное количество осадков характерно для пустыни Атакама — 1 мм.
В годовом режиме осадков выделяют четыре типа годового хода
осадков. Для экваториального типа годового хода осадков характерно практически равномерное выпадение осадков в течение года
с двумя небольшими максимумами после дней равноденствия,
общее количество составляет 1500 — 2000 мм.
В муссонном типе годового хода осадков наблюдается один абсолютный летний максимум осадков, зимой осадков мало. Количество осадков в тропических широтах равно 1500 мм, во внетропических широтах оно уменьшается до 1000 — 700 мм.
Средиземноморский тип годового хода осадков отличается зимним максимумом, связанным с активизацией полярного фронта.
Летом при господстве тропической воздушной массы количество
осадков резко уменьшается. В этом типе общее количество осадков
уменьшается от 1000 мм на западных берегах материков до 300 мм
внутри континента.
В умеренном типе выделяется два подтипа — морской и континентальный. В умеренном морском подтипе наблюдается практически равномерное выпадение осадков в течение года с небольшим зимним максимумом; общее количество осадков
1000—700 мм. Зимний максимум осадков связан с усилением циклонической активности в зимний сезон. В умеренном континентальном подтипе отмечается летний максимум осадков, количество
зимних осадков немного меньше. Летний максимум осадков объясняется увеличением абсолютной влажности воздуха при повышении температур. Кроме того, прибавляются конвективные осадки, которых зимой нет. Для Московской области среднегодовое
количество осадков составляет 560 — 600 мм.
6.7. Снежный покров
В зимнее время в умеренных и в высоких широтах весь год осадки выпадают в виде снега. Снежный покров характеризуется высотой и плотностью. Высота снежного покрова измеряется в сантиметрах или метрах и зависит от количества осадков, плотности
снега, рельефа местности. Мощность снежного покрова на Камчатке равна 200 см, в Восточной Сибири 8 — 30 см, в Западной
Сибири 50—70 см. В Московской области высота снежного покрова колеблется от 30 до 60 см. В горах мощность снежного покрова
110

может достигать нескольких метров, например в горных долинах
Норвегии мощность снежного покрова равна 5 м.
Плотность снега определяется отношением его массы к объему.
Свежевыпавший снег имеет плотность 0,4—0,04 г/см 3 . В весеннее
время плотность снега возрастает до 0,7 г/см 3 . Плотность снега
возрастает при образовании оттепельных корок или под воздействием ветра. %
Снежный покров обладает малой теплопроводностью и хорошо предохраняет почву от промерзания. Слабая теплопроводность
снега объясняется большим количеством пор в снеге, в порах находится воздух, обладающий низкой теплопроводностью. Установлено, что под снегом температура почвы может быть на 15 — 16°
выше. Суточная амплитуда температуры на поверхности снега достигает 30°, на поверхности почвы под снегом — 0,3° (Н. П. Матвеев, Н. А. Сераев, 1997). Снег отражает большой процент солнечных лучей. Альбедо свежевыпавшего снега равно 90 — 95 %. Из-за
высокого альбедо снег способствует понижению температур приземных слоев воздуха, особенно в ясную погоду. Талая вода снабжает влагой растительность, пополняет горизонты подземных вод,
является источником питания рек.
Снежный покров, сохраняющийся в течение месяца, называется устойчивым. На Крайнем Севере он сохраняется 8 — 9 месяцев, в центральных районах 4—6 месяцев, на Черноморском побережье 40 дней. В Северном полушарии площадь снежного покрова зимой достигает 100 млн км 2 , к концу лета она сокращается
до 47 млн км2. Общая площадь покрытых снегом территорий (вместе со снежным покровом Южного полушария и морскими льдами) равна 105 млн км2, или 21 % поверхности Земли.
6.8. Увлажнение территории
Большое значение для земной поверхности имеет увлажнение,
оно зависит не только от осадков, но и от величины испаряемости. Для оценки условий увлажнения пользуются коэффициентом
увлажнения, он представляет собой отношение количества выпавших осадков к испаряемости (Н. Н. Иванов, Г. Н. Высоцкий):
/sr =-^100 %,
Е
где К — коэффициент увлажнения; г — количество осадков; Е —
испаряемость.
Для территорий с избыточным увлажнением К > 1 (100%);
к ним относятся заболоченная тундра, тайга, экваториальные леса.
Саванны, лесостепи являются территориями с нормальным
увлажнением, здесь коэффициент равен 0,8 — 1 (80—100 %). К тер111

риториям с недостаточным увлажнением относятся степи —•
Нравен 0 , 3 - 0 , 6 ( 3 0 - 6 0 %), полупустыни - 0 , 1 - 0 , 3 ( 1 0 - 3 0 % )
и пустыни — 0,12 (меньше 12 %).
Увлажнение характеризуется также радиационным индексом
сухости (М. И. Будыко) — отношением радиационного баланса к
теплоте, необходимой на испарение годового количества осадков:
Lr
где К— индекс сухости; Rq — радиационный баланс; L — скрытая
теплота парообразования; г — количество осадков.
Ничтожное увлажнение характерно для пустынь ( К > 3), недостаточное увлажнение для полупустынь (К = 1 - 3 ) . Достаточное
увлажнение (К = 1) наблюдается в саваннах, лесостепях. Увлажнение избыточное (К = 1-0,45) характерно для экваториальных
лесов и лесов умеренного пояса.

Глава

ЦИРКУЛЯЦИЯ АТМОСФЕРЫ
В атмосфере формируются воздушные потоки разного масштаба. Они могут охватывать весь земной шар, а по высоте — тропосферу и нижнюю стратосферу, или воздействовать только на
ограниченный участок территории. Воздушные потоки обеспечивают перераспределение тепла и влаги между низкими и высокими широтами, заносят влагу в глубь континента.
По площади распространения выделяют ветры общей циркуляции атмосферы ( ОЦА), ветры циклонов и антициклонов, местные
ветры. Главной причиной образования ветров является неравномерное распределение давления по поверхности планеты.
7.1. Давление
Атмосфера оказывает давление на земную поверхность*. Давление на каждый квадратный сантиметр поверхности на уровне океана равно 1033,3 г. Нормальное атмосферное давление — вес атмосферного столба сечением 1 см2 на уровне океана при 0 °С на
45° широты. Оно уравновешивается столбиком ртути в 760 мм. Нормальное атмосферное давление равно 760 мм ртутного столба
или 1013,25 мб (миллибар). Давление в СИ измеряется в паска* При спокойном состоянии воздуха давление на единицу площади соответствует массе находящегося над ней воздушного столба. Убыль массы воздуха приводит к падению давления, возрастание — к его увеличению.

112

лях (Па): 1 мб = 100 Па. Нормальное атмосферное давление равно 1013,25 гПа.
Давление с высотой понижается, так как мощность вышележащего слоя атмосферы уменьшается. Расстояние в метрах, на которое надо подняться или опуститься, чтобы атмосферное давление изменилось на 1 мб, называется барической ступенью. Барическая ступень на высоте от 0 до 1 км составляет 10,5 м, от 1 до
2 км — 11,9 м; на высоте 2—3 км барическая ступень равна 13,5 м.
Величина барической ступени зависит от температуры: с повышением температуры она увеличивается на 0,4 %. В теплом воздухе
барическая ступень больше. Следовательно, теплые области атмосферы в высоких слоях имеют большее давление, чем холодные.
Величина, обратная барической ступени, называется вертикальным барическим градиентом, это изменение давления на единицу
расстояния; за единицу расстояния принимается 100 м.
Давление изменяется в.результате перемещения воздуха — его
оттока из одного места и щжтока в другое. Движение воздуха обусловлено изменением плотности воздуха (г/см 3 ), возникающим в
результате неравномерного нагрева подстилающей поверхности.
Над одинаково нагретой поверхностью в слое воздуха с высотой
давление равномерно понижается и изобарические поверхности —
поверхности, проведенные через точки с одинаковым давлением, — расположатся параллельно друг другу и подстилающей поверхности. Если начнется нагрев одного из участков (например,
поля), возникнет конвекция, плотность воздуха уменьшится, объем
увеличится, но масса останется без изменения, значит, давление
на подстилающую поверхность пока не изменится.
В самом слое воздуха при восходящем движении происходит
изменение в распределении давления. В теплом воздухе на одной и
той же высоте по сравнению с холодным давление окажется выше,
изобарические поверхности над теплым участком поднимаются,
расстояние между ними возрастает. Начинается переток воздуха
наверху в сторону холодных участков. Благодаря оттоку воздуха
давление у подстилающей поверхности в теплом воздухе уменьшается, а в холодном — возрастает. У подстилающей поверхности
из-за неравномерного распределения давления начнется движение воздуха от холодного участка в сторону теплого. Следовательно, термические причины (повышение температуры) приводят к
появлению динамических причин (перемещению воздуха), их совместное действие обусловливает изменение давления.
Изменение давления в атмосфере показывается с помощью
изобарических поверхностей. В области повышенного давления
изобарические поверхности обращены выпуклостью вверх, в области пониженного давления — выпуклостью вниз. На земной поверхности давление показывается с помощью изобар — линий,
соединяющих точки с одинаковым давлением. Изобары представ113

Барический минимум Барический максимум

Барическая ложбина

Барический гребень

Барическая седловина

Рис. 7.1. Виды барических систем
ляют собой линии пересечения изобарических поверхностей с земной поверхностью.
Изобары образуют замкнутые и незамкнутые системы (рис. 7.1).
К замкнутым барическим системам относятся барические максимумы и минимумы, к незамкнутым — барические гребень, ложбина и
седловина. Барический минимум — система замкнутых изобар с
пониженным давлением в центре, барический максимум — система замкнутых изобар с повышенным давлением в центре. Барический гребень — полоса повышенного давления от барического максимума внутри поля пониженного давления. Барическая
ложбина соответствует полосе пониженного давления от барического минимума внутри поля повышенного давления. Между
двумя барическими максимумами и двумя минимумами, расположенными крест-накрест, образуется незамкнутая система изобар, называемая барической седловиной. В литературе встречается понятие «барическая депрессия» — пояс пониженного давления, внутри которого могут быть замкнутые барические минимумы.
Изменение давления имеет суточный и годовой ход, зависящий от нагрева подстилающей поверхности. Суточный ход имеет
один максимум ночью и минимум — днем. В годовом ходе над
сушей максимум наблюдается зимой, минимум — летом, над океаном, наоборот, минимум приходится на зиму, максимум — на
летний сезон. Давление на Земле постоянно меняется. Максимальное давление зарегистрировано в Красноярском крае в 1968 г. —
1083,8 мб, минимальное — на Филиппинских островах в 1979 г. —
870 мб. В Москве (150 м над уровнем моря) самое высокое давление достигало 1037 мб, самое низкое — 944 мб.
Давление по земной поверхности распределено зонально. На
экваторе в течение года располагается пояс пониженного давления — экваториальная депрессия. В июле она перемещается в Северное полушарие на 15 — 20° с.ш., в декабре — в Южное, на
5° ю.ш. В тропических широтах давление в течение года повышенное, зимой над океанами и над сушей возникает сплошной пояс
114

повышенного давления, летом повышенное давление сохраняется только над океанами, над сушей давление уменьшается, возникают термические депрессии. В умеренных широтах Северного
полушария летом формируется сплошной пояс пониженного давления, зимой над материками из-за сильного охлаждения поверхности возникают барические максимумы. В Южном полушарии в
умеренных и субполярных широтах над водной поверхностью весь
год существует полоса пониженного давления. В полярных широтах, над ледяными щитами Антарктиды и Гренландии давление в
течение года повышенное (рис. 7.2, 7.3).
Следовательно, существуют территории, над которыми в течение года давление сохраняется постоянным, здесь формируются
постоянные барические системы. На экваторе экваториальная депрессия. В тропических, субтропических широтах пять барических
максимумов: Севепо-Тихоокеанский, Северо-Атлантический,
Южно-Тихоокеанский, Южно-Атлантический, Южно-Индийский.
В умеренных широтах Северного полушария в течение года существуют Алеутский и Исландский барические минимумы, в Южном полушарии — Приантарктический пояс пониженного давления. В полярных широтах — два барических максимума: Антарктический и Гренландский.
Сезонные барические системы образуются в том случае, если
давление по сезонам изменяет знак на обратный: на месте барического максимума возникает барический минимум и наоборот.
К сезонным барическим системам относятся: летний Южно-Азиатский минимум с центром около 30° с.ш., зимний Азиатский
максимум с центром над Монголией. В Северной Америке — летний Мексиканский минимум, Северо-Американский и Канадский максимумы, образующиеся зимой.
Все барические системы смещаются вслед за Солнцем в летнее
полушарие: в июле они занимают крайнее северное положение,
в декабре — крайнее южное. Все барические системы оказывают
большое влияние на воздушные течения, погоду и климат на
значительных территориях. Их называют центрами действия атмосферы.
Давление на высоте в атмосфере чаще всего показывают с помощью карт абсолютной и относительной барической топографии, т.е. барического рельефа, отражающего положение в пространстве изобарической поверхности. Если на карте указано положение изобарической поверхности над уровнем океана, она называется картой абсолютной барической топографии (AT). Если
приведено положение одной изобарической поверхности над другой — карта носит название относительной барической топографии (ОТ). Высота выражается в геопотенциальных метрах. На
уровне моря при нормальном ускорении силы тяжести геопотенциальные метры по величине равны метрам.
115

!сладдский

22*3
гСёверо-Л v
яооксанскии
максимум У
•еверо

тропик

гКхщф

^Чз'иаТс]

=->^1024'
L\
Южно-Индийский

Ю*н(!
Атлантич(
viaxcHv

Тихооксансю
Чмаксимум

Г1020 -t—'

\,максимумЬ*

Давление воздуха в миллибарах на уровне моря
—looo— Изобары
Направление преобладающего ветра

Рис. 7.2. Распределение атмосферного давления в июле

KVJ&U^ckM
4. Алеутский 4

990 минимум

/ Севсро/
Американский,
^максимум

IOOtt-А^Х у
I у ТГ*

Азиатский]

ISP

!еверо
л-лантическ
. максимуму

Экватор
.Африканс!
'минимум

Д Южно- Д
Американский
минимум
'

рралийсКи!
минимум /

Южн.тропик

TwcSScKrf
I максимум

Атлантичео
\л|аксиму1

-ИНДИЙСКИ]

ксимум
-юго-'
gr^Wi^

Ч. ^imfkirf'

^
^
40

Давление воздуха в миллибарах на уровне моря
—looo— Изобары
Направление преобладающего ветра

Рис. 7.3. Распределение атмосферного давления в январе

л^Г

f Северо-х >
Тихоокеанский
l у максимум

7.2. Ветер
Характеристики ветра. Движение воздуха в горизонтальном направлении называется ветром. Ветер характеризуется скоростью,
силой и направлением.
|
Скорость — расстояние, которое проходит воздух за единицу
времени, выражается в м/с, км/ч.
Сила ветра — давление, оказываемое воздухом на площадку
в 1 м2, расположенную перпендикулярно движению. Сила ветра
определяется в килограммах на квадратный метр (кг/м 2 ) или в
баллах по шкале Бофорта (0 баллов — штиль, 12 баллов — ураган).
Сила ветра зависит от скорости:
F— 0,25^ 2 ,
где F — сила ветра; v — скорость ветра.
Скорость ветра определяется горизонтальным барическим градиентом — изменением давления на единицу расстояния в сторону уменьшения давления и перпендикулярно изобарам. За единицу расстояния принимается 100 км. Замедляет движение воздуха
трение о земную поверхность, которое сказывается до высоты
1000 м. Этот слой атмосферы называется слоем трения, выше
него скорость ветра больше. Максимальные скорости ветра были
зафиксированы в Антарктиде — до 90 м/с. Максимальная скорость ветра в приземном слое воздуха наблюдается в 13—14 ч,
минимальная — в ночные часы. В более высоких слоях атмосферы
суточный ход скорости ветра обратный. Такое движение воздуха
объясняется изменением интенсивности вертикального обмена в
атмосфере в течение суток. Средняя скорость ветра у земной поверхности равна 5—10 м/с. Зимой скорость ветра возрастает из-за
уменьшения трения над снежным покровом, летом скорость ветра становится меньше.
Направление ветра определяется той точкой горизонта, откуда
дует ветер, оно выражается в румбах или азимутом. Румб — направление к точке видимого горизонта относительно сторон света.
Главные румбы — север, юг, восток и запад. Азимут в градусах
отсчитывается от севера по часовой стрелке. Для более точного
определения направления иногда указываются и румб и азимут:
С 25° В, т.е. от севера к востоку на 25°. Наглядное представление о
повторяемости ветров определенных направлений дает диаграмма
«роза ветров» (рис. 7.4). Она показывает, какие ветры преобладали
на данной территории за определенный промежуток времени. Направление ветров, их величину необходимо знать при планировании улиц, размещении промышленных предприятий.
Градиентный ветер. Направление ветра зависит от направления
барического градиента, силы Кориолиса и силы трения. Движение воздуха начинается по направлению горизонтального бари118

ческого градиента. Однако как только
начинается движение, появляется сила
Кориолиса, которая приводит к отклонению движения. Отклонение возрастает при увеличении скорости ветра и
увеличивается от экватора к полюсам.
В Северном полушарии поток отклоняется вправо от направления движения, в Южном полушарии — влево.
Хотя сила Кориолиса невелика, но действует она постоянно и влияние ее знаРис. 7.4. Роза ветров
чительно вне слоя трения на высоте более 1000 м. Движение воздуха при отсутствии силы трения называется градиентным ветром.
Градиентный ветер, дующий вдоль параллельных прямолинейных изобар, называется 1геострофическим, вдоль криволинейных
замкнутых изобар — геоцшслострофическим. На воздух, двигающийся на высоте более 1000* м над земной поверхностью, действует
две силы — градиентная сила и сила Кориолиса, причем наблюдается уравновешивание этих сил. Происходит это следующим образом: частица воздуха в Северном полушарии начинает
перемещаться под действием силы барического градиента
перпендикулярно изобарам. В результате отклоняющего действия
вращения Земли воздух изменяет направление движения по равнодействующей этих двух сил, вправо от первоначального движения. В следующей точке сила барического градиента по-прежнему
действует перпендикулярно изобаре, а направление силы Кориолиса изменилось, оно стало перпендикулярно равнодействующей
силе. Постепенно градиентная сила уравновешивается силой
Кориолиса и воздух начинает двигаться по параллельным прямолинейным изобарам, т.е. становится геострофическим.
При движении воздуха вдоль криволинейных изобар возникают три силы: градиентная, Кориолиса и центробежная, направленная от центра системы. В результате уравновешивания данных
сил воздух начинает двигаться по криволинейным изобарам. В барическом минимуме барический градиент направлен в центр системы, сила Кориолиса и центробежная сила уравновешивают его.
Поэтому в барическом минимуме наблюдается движение против
часовой стрелки в Северном полушарии. Такое движение называется циклоническим. В барическом максимуме сила барического
градиента направлена от центра к периферии, в том же направлении действует и центробежная сила. Равновесие достигается благодаря силе Кориолиса. Воздух в барическом максимуме двигается
по часовой стрелке в Северном полушарии, движение называется
антициклоническим. В нижнем слое атмосферы отклонение ветра
от направления барического градиента уменьшается силой тре119

ния: над сушей ветер отклоняется от барического градиента на
45 — 50°, над водой — на 70 — 80°. Следовательно, в барическом
минимуме будет наблюдаться движение по спирали от периферии
к центру против часовой стрелки в Северном полушарии. В барическом максимуме — движение по спиралй от центра на периферию по часовой стрелке в Северном полушарии.
Ветер — сложное воздушное течение, скорость и направление
движения частиц меняется в каждый момент времени. По существу, это движение — турбулентное. Турбулентность (порывистость)
ветрового потока в основном объясняется термической и динамической конвекцией. При сильном нагреве поверхности (термическая конвекция) возникают мощные вертикальные потоки
воздуха, которые и затрудняют горизонтальное движение. В случае
динамической конвекции подъем воздуха происходит при натекании его на склоны холмов.
Ветры общей циркуляции атмосферы (ОЦА). Общая циркуляция
атмосферы — система воздушных потоков планетарного масштаба, охватывающая весь земной шар, тропосферу и нижнюю стратосферу. Все крупномасштабные воздушные течения являются лишь
наиболее устойчивыми потоками, которые обнаружены с помощью статистических расчетов. При этом сложные ежедневно
меняющиеся атмосферные вихри сглаживаются и выявляются
наиболее устойчивые особенности. В циркуляции атмосферы
выделяют зональные и меридиональные переносы. К зональным переносам, развивающимся в основном в субширотном направлении, относятся:
— западный перенос, господствующий на всей планете в верхней тропосфере и нижней стратосфере;
— в нижней тропосфере в полярных широтах — восточные ветры, в умеренных широтах — западные ветры, в тропических и
экваториальных широтах — восточные;
— струйные течения, развивающиеся над фронтальными зонами в верхней тропосфере.
К меридиональным переносам относятся муссоны тропических-экваториальных широт и внетропических широт.
Общая циркуляция атмосферы складывается под влиянием неравномерного распределения солнечной радиации, действия силы Кориолиса и неоднородности подстилающей поверхности.
При поступлении солнечной радиации на однородную невращающуюся Землю в верхней части тропосферы возникло бы движение воздуха от экватора к полюсу, у подстилающей поверхности — от полюса к экватору. В самом деле, воздух на экваторе в
приземном слое атмосферы сильно прогревается. Теплый и влажный воздух поднимается вверх, объем его возрастает, и в верхней
тропосфере возникает высокое давление. У полюсов из-за сильного охлаждения приземных слоев атмосферы воздух сжимается,
120

объем его уменьшается и наверху давление падает. Следовательно, в верхних слоях тропосферы возникает переток воздуха от
экватора к полюсам. Благодаря этому масса воздуха у экватора,
а значит, и давление)у подстилающей поверхности уменьшаются,
а на полюсах возрастает. И в приземном слое атмосферы начинается движение от полюсов к экватору. Вывод: солнечная радиация
формирует меридиональную составляющую общей циркуляции атмосферы.
На однородной вращающейся Земле действует еще сила Кориолиса. Наверху сила Кориолиса отклоняет поток в Северном полушарии вправо от направления движения, т.е. с запада на восток.
В Южном полушарии движение воздуха отклоняется влево, т.е.
опять с запада на восток. Поэтому вверху возникает западный перенос, он отмечен для всей Земли в целом. Наблюдения и измерения показали, что в верхней тропосфере и нижней стратосфере в
интервале высот от Ж) до 20 км давление действительно уменьшается от экватора к полюсам и существует западный перенос. Ветры на этих высотах — геострофические, дуют вдоль параллельных
прямолинейных изобар, ветер вне слоя трения довольно сильный.
В общем движение воздуха происходит вокруг полюсов. Следовательно, сила Кориолиса формирует зональный перенос общей
циркуляции атмосферы.
Внизу у подстилающей поверхности движение более сложное,
влияние оказывает неоднородная подстилающая поверхность, т. е.
расчленение ее на материки и океаны. Образуется сложная картина основных воздушных потоков (рис. 7.5). От субтропических поясов высокого давления воздушные потоки оттекают к экваториальной депрессии и в умеренные широты. В первом случае образуются восточные ветры тропических-экваториальных широт. Над
океанами благодаря постоянным барическим максимумам они существуют круглый год. Пассаты — ветры экваториальных периферий субтропических максимумов, постоянно дующие только
над океанами.
Над сушей давление меняется в течение года и только зимой,
когда возникает сплошной пояс высокого давления, формируется зимний пассат. Воздух оттекает из области высокого давления в
сторону экваториальной депрессии. Летом над сушей в тропических широтах давление уменьшается из-за сильного прогрева
и перемещения в эти широты экваториальной депрессии. В Северном полушарии пассаты имеют северо-восточное направление,
в Южном полушарии — юго-восточное. Воздух перемещается
к экватору от менее нагретой поверхности к более нагретой,
в результате прогрева воздуха начинается конвекция. Но развивается она только в нижнем слое. На высоте 1200 — 2000 м лежит
инверсионный слой, препятствующий образованию облаков
и осадков. Пассаты двух полушарий сходятся вблизи экватора.
121

Конвергенция
Фронты
Холодные ветры
= > Теплые ветры

Субполярная депрессия

Субтропический пояс
высокого давления
Внутритропическая
зона конвергенции
Субтропический пояс
высокого давления

Субполярная депрессия
Полярный антициклон

Рис. 7.5. Схема общей циркуляции атмосферы (по Г.Флену)
Справа меридиональный разрез. Буквами обозначены направления
господствующих ветров. Пояса восточного переноса заштрихованы.
В и Н — высокое и низкое давление

В области их сходимости (внутритропическая зона конвергенции)
возникают сильные восходящие токи воздуха, образуются кучевые облака и выпадают ливневые осадки.
Ветровой поток, идущий в умеренные широты от тропического пояса повышенного давления, формирует западные ветры умеренных широт. Они усиливаются в зимнее время, так как над океаном в умеренных широтах разрастаются барические минимумы,
увеличивается барический градиент между барическими минимумами над океанами и барическими максимумами над сушей, следовательно, увеличивается и сила ветров. В Северном полушарии
направление ветров юго-западное, в Южном полушарии — северо-западное.
Преобладающими ветрами в полярных широтах являются северо-восточные в Северном полушарии и юго-восточные — в
Южном. Воздух перемещается от полярных областей повышенного давления в сторону пояса пониженного давления умеренных широт.
Анализ по широтам основных частей ОЦА позволяет выделить
три зональных незамкнутых звена:
— полярное: в нижней тропосфере дуют восточные ветры,
выше — западный перенос;
122

— умеренное звено: в нижней и верхней тропосфере — ветры
западных направлений;
— тропическое звено: в нижней тропосфере — восточные ветры, выше — западный перенос.
Тропическое звено циркуляции получило название ячейки Гадлея, умеренное звено — ячейки Ферреля. В настоящее время существование ячеек подвергается сомнению (С. П.Хромов, Б. Л. Дзердиевский), однако в литературе упоминание о них сохраняется.
Струйные течения — ветры ураганной силы, дующие над фронтальными зонами в верхней тропосфере и нижней стратосфере.
Особенно ярко они выражены над полярными фронтами, скорость ветра достигает 300—400 км/ч из-за больших градиентов
давления и разреженности атмосферы.
Меридиональные переносы осложняют схему общей циркуляции атмосфера и обеспечивают междуширотный обмен теплотой
и влагой. Главными меридиональными переносами являются муссоны — сезонные ветры, меняющие летом и зимой направление
на противоположное. Выделяют муссоны тропических-экваториальных широт и муссоны внетропических широт. В первом случае
причиной муссонов является разный нагрев полушарий по сезонам. В июле экваториальная депрессия перемещается в Северное
полушарие на 15 —20° с.ш. В Южном зимнем полушарии в тропических широтах образуется пояс высокого давления. Зимний муссон юго-восточного направления устремляется к экватору, при
пересечении экватора он меняет свое направление на юго-западное, нагревается, набирает влагу и как летний влажный муссон
приходит в субэкваториальные широты Северного полушария.
В январе экваториальная депрессия перемещается в Южное полушарие на 5° ю.ш. В Северном зимнем полушарии в тропических
широтах образуется пояс высокого давления. Воздушный поток
начинает свое движение от тропиков Северного полушария как
северо-восточный зимний муссон. В Южное полушарие он приходит летним северо-западным муссоном. Летний влажный муссон,
дующий от экватора, обусловливает сезон дождей, зимний муссон — это пассат соответствующего полушария, он не приносит
осадков. Муссонная циркуляция характерна для субэкваториальных поясов.
Внетропические муссоны проявляются на восточных берегах
материков от тропиков до субарктических широт, образуются они
из-за неравномерного нагрева суши и океана в один и тот же
сезон года. Зимой над материками давление значительно выше и
воздух движется с суши на море (зимний муссон). Летом, наоборот, при очень низком давлении на суше направление движения
с океана на материк (летний муссон). Особенно ярко муссонная
циркуляция проявляется на восточном побережии Азии. Зимой
над Азией формируется Азиатский максимум, над Тихим океа123

ном существует постоянный барический минимум — Алеутский.
Воздух идет из Азиатского максимума, с континента на океан и
отклоняется вправо, принимая северо-западное направление (зимний муссон).
Летом над Азией образуется Южно-Азиатский минимум. Из Северо-Тихоокеанского постоянного максимума воздух перемещается в сторону материка. Под влиянием силы Кориолиса он приобретает юго-восточное направление и как летний муссон приходит на материк.
Ветры циклонов и антициклонов. В атмосфере при встрече двух
воздушных масс с разными характеристиками постоянно возникают крупные атмосферные вихри — циклоны и антициклоны.
Они сильно усложняют схему общей циркуляции атмосферы.
Циклон — плоский восходящий атмосферный вихрь, проявляющийся у земной поверхности областью пониженного давления,
с системой ветров от периферии к центру против часовой стрелки в Северном полушарии и по часовой — в Южном.
Антициклон — плоский нисходящий атмосферный вихрь, проявляющийся у земной поверхности областью повышенного давления, с системой ветров от центра к периферии по часовой стрелке в Северном полушарии и против часовой — в Южном.
Вихри плоские, так как их горизонтальные размеры — тысячи
квадратных километров, а вертикальные —15 — 20 км. В центре циклона наблюдаются восходящие токи воздуха, в антициклоне —
нисходящие.
В настоящее время имеется несколько теорий формирования
атмосферных вихрей: волновая, адвективно-динамическая и др.
Наибольшее число сторонников имеет волновая теория, разработанная в 1920 г. норвежскими учеными Я.Бьеркнисом и Г.Сульбергом. Циклоны и антициклоны образуются во фронтальных зонах, их возникновение обусловлено разными факторами, главным выступает разрыв между скоростями воздушных течений,
разделяемых фронтом. Возникает изгиб — волна с длиной 1000 км.
В теплом секторе волны давление понижено, здесь возникает циклон. В тыловой части, где господствует холодный воздух, формируется антициклон.
Адвективно-динамическая теория (X. П. Погосян) связывает
возникновение атмосферных вихрей с процессами, происходящими в верхней тропосфере. Приземные циклоны и антициклоны
развиваются в связи с высотными ложбинами и гребнями. Последние образуются на высоте за счет неравномерного нагрева поверхности и, соответственно, подъема или опускания воздуха. На месте подъема воздуха (материки летом) на высоте образуется область повышенного давления — гребень. Изобары отклоняются от
широтного направления в сторону полюса, расстояние между ними
возрастает, так как обращены они в сторону пониженного давле124

Холодный воздух

Холодный воздух
"X Теплый воздух
Холодный воздух!
Холодный воздух

Холодный воздух

Рис. 7.6. Стадии развития циклона (Н — низкое давление)

ния. Геострофический ветер, дующий вдоль изобар, растекается,
образуя область дивергенции (расходимости). Это условие благоприятно для существования внизу области пониженного давления — формируется циклон. На месте опускания воздуха (океаны
летом) на высоте образуется ложбина. Изобары в ней сближены,
так как выпуклость направлена в сторону высокого давления к
экватору. Под областью сходимости потока воздуха у подстилающей поверхности образуется повышенное давление — это условие благоприятно для формирования антициклона. Следовательно,
летом над сушей условия благоприятны для возникновения циклонов, над океаном — для антициклонов. Зимой ситуация меняется:
над сушей формируются антициклоны, над океаном — циклоны.
В своем развитии атмосферные вихри проходят стадии молодости, зрелости и старости (разрушения).
Выделяют циклоны фронтальные, центральные, тропические и
термические депрессии.
125

Разрез по линии А-А

Разрез по линии Б-Б

Рис. 7.7. Строение циклона (буквенные обозначения облаков см. на с. 103)

Фронтальные циклоны образуются на арктическом и полярном фронтах. Летом наиболее активен арктический фронт, так
как увеличивается различие в свойствах арктической и полярной
воздушных масс. Зимой наиболее существенна разница в свойствах между тропической и полярной воздушными массами и активизируется полярный фронт. В стадии молодости циклон обрисовывается одной замкнутой изобарой, в нем хорошо развит теплый
сектор, ограниченный теплым и холодным фронтами (рис. 7.6, 7.7).
Фронты проходят через центр циклона, являясь, собственно, двумя
ветвями единого фронта. Ветры в циклонах дуют от периферии к
центру против часовой стрелки в Северном полушарии. Одновременно происходит поднятие воздуха и растекание его в верхней
части циклона. Холодный фронт движется быстрее теплого, в результате площадь теплого сектора уменьшается и циклон переходит в стадию зрелости. Стадия зрелости — максимальная стадия
126

развития циклона, он обрисовывается несколькими замкнутыми
изобарами, занимает огромную площадь в тысячи квадратных километров. В стадии разрушения — окклюзии — холодный фронт
смыкается с теплым фронтом, теплый воздух вытесняется вверх, у
подстилающей поверхности взаимодействуют два холодных воздуха. Если они имеют одинаковую температуру, циклон прекращает
свое развитие, если разную — циклон может активизироваться.
Циклоны обычно существуют несколько суток, двигаясь с запада на восток со скоростью около 20 — 30 км/ч. На фронте возникает серия циклонов, в серии по три-четыре циклона. Каждый
следующий циклен находится на более молодой стадии развития
и двигается быстрее. Циклоны нагоняют друг друга, смыкаются,
образуя центральные циклоны — второй тип циклона. Благодаря
малоподвижным центральным циклонам поддерживается область
пониженного давления над океанами в умеренных широтах.
Различают циклоны низкие и высокие. Низкие циклоны — теплые, высокие — холодные. Теплые циклоны формируются в пределах нижней и средней тропосферы. В центре циклона наблюдается самая высокая температура. Над низким циклоном наверху
располагается антициклон. Высокие циклоны холодные. Они захватывают всю тропосферу и могут вторгаться в стратосферу. Изобары в нем вогнутые, температура в центре — низкая.
Тропические циклоны образуются на тропических фронтах чаще
всего между 5 и 20е северной и южной широты, на экваторе сила
Кориолиса равна нулю и циклоны не образуются. Возникают они
над океанами в конце лета и осенью, когда вода нагрета до температуры 27—28 °С. Мощный подъем теплого и влажного воздуха приводит к выделению огромного количества теплоты при конденсации, что определяет кинетическую энергию циклона и низкое давление в центре. Появляется грозовое облако высотой до 14—18 км,
в самом центре существует «глаз бури» — область чистого неба с
нисходящими потоками воздуха. Вокруг «глаза бури» наблюдаются
восходящие токи воздуха, сопровождающиеся развитием кучевых
облаков. Форма «глаза бури» овальная, диаметром до 55 км, расширяющаяся вверху до 700 км в виде воронки, вращающейся с
колоссальной скоростью. Температура в циклоне постоянно повышается благодаря конденсации влаги: в центре циклона она
может быть на 15 °С выше, чем на его периферии. Высокая температура способствует испарению и увеличению влажности воздуха.
Циклоны двигаются с востока на запад по экваториальной периферии постоянных барических максимумов на океанах. Если тропический циклон достигает умеренных широт, он расширяется,
теряет энергию и уже как внетропический циклон начинает
двигаться с запада на восток. Скорость движения самого циклона
небольшая — 20 — 30 км/ч, но ветры в нем могут иметь скорость до
100 м/с. Наибольшая скорость в урагане «Ида» составляла 113 м/с.
127

Рис. 7.8. Распространение тропических циклонов

Основные районы возникновения тропических циклонов: восточное побережье Азии, северное побережье Австралии, Аравийское море, Бенгальский залив, Карибское море и Мексиканский
залив (рис. 7.8). В среднем в году бывает около 70 тропических
циклонов со скоростями ветров более 20 м/с. В Тихом океане
тропические циклоны называются тайфунами, в Атлантическом —
ураганами, у берегов Австралии — вилли-вилли. В Северном полушарии им принято давать женские имена, в Южном — мужские.
Тропические циклоны вызывают огромные разрушения и сильнейшие бури. В 1970 г. в Бенгалии от одного циклона погибло
300 тыс. человек. В ряде стран организована служба оповещения
и предупреждения о приближающихся тропических циклонах.
Термические депрессии возникают на суше из-за сильного нагрева участка поверхности, поднятия и растекания воздуха над
ним. В результате у подстилающей поверхности образуется область
пониженного давления.
Антициклоны подразделяются на фронтальные, субтропические
антициклоны динамического происхождения и стационарные.
В умеренных широтах в холодном воздухе возникают фронтальные антициклоны. В стадии молодости антициклон представляет
собой небольшой нисходящий вихрь. Фронт через него не проходит, а окаймляет его по периферии, так как воздушные массы в
антициклоне не соприкасаются. В стадии зрелости он достигает наибольшего развития, в стадии старости начинает разрушаться. Антициклоны в умеренных широтах перемещаются сериями с запада на
128

восток со скоростью 20 — 30 км/ч. Последний заключительный антициклон достигает субтропиков, стабилизируется и образует субтропический антициклон динамического происхождения. К ним
относятся постоянные барические максимумы на океанах. Стационарный антициклон возникает над сушей в зимний период в
результате сильного выхолаживания участка поверхности.
При движении с запада на восток циклоны испытывают отклонение к северу, а антициклоны — к югу в Северном полушарии
(рис. 7.9). Причина отклонений объясняется влиянием силы Кориолиса. На северной периферии атмосферного вихря сила Кориолиса
больше. Следовательно, циклоны начинают двигаться на северо-восток, а антициклоны — на юго-восток. Благодаря ветрам циклонов и
антициклонов наблюдается обмен между широтами теплом и влагой.
В тыловой части циклона и передней части антициклона воздух двигается из высоких широт в низкие, в передней части циклона и
тыловой антициклона, наоборот, из низких широт в высокие.
Внедрение теплых воздушных масс называется «волнами тепла». Перемещение тропических воздушных масс в умеренные
широты летом вызывает засуху, а зимой — сильные оттепели. Внедрение арктических воздушных масс в умеренные широты — «волны холода» — вызывает похолодание.
Местные ветры — ветры, возникающие на ограниченных участках территории в результате влияния местных причин. К местным ветрам термического происхождения относятся бризы,
горно-долинные ветры, влияние рельефа вызывает образование
фенов и боры.
Бризы возникают на берегах океанов, морей, озер, там, где
велики суточные колебания температур. В крупных городах сформировались городские бризы. Днем, когда суша нагрета сильнее,
над ней возникает восходящее движение воздуха и отток его на5 Савцова

129

верху в сторону более холодного (рис. 7.10). В приземных слоях
101,0
ветер дует в сторону суши, это
-Ю1,3 МПа
дневной (морской) бриз. НочСуша
ной (береговой) бриз возникает
ночью, когда суша охлаждает100,5 МПа
ся сильнее, чем вода, и в при—
—101,0
земном слое воздуха ветер дует
-101,3 МПа
с суши на море. Морские бризы
выражены сильнее, их скорость
равна 7 м/с, полоса распространения — до 100 км.
ч
Горно-долинные ветры образуют
ветры склонов и собственно
Рис. 7.10. Схема дневного бриза
горно-долинные и имеют суточную периодичность. Ветры
склонов — результат различного нагрева поверхности склона и
воздуха на той же высоте. Днем воздух на склоне нагревается
сильнее и ветер дует вверх по склону, ночью склон охлаждается
тоже сильнее и ветер начинает дуть вниз по склону. Собственно
горно-долинные ветры вызваны тем, что воздух в горной долине
нагревается и охлаждается сильнее, чем на той же высоте на соседней равнине. Ночью ветер дует в сторону равнины, днем — в
сторону гор.
Фен — теплый сухой ветер с высоких гор, часто покрытых ледниками. Возникает он благодаря адиабатическому охлаждению воздуха
на наветренном склоне и адиабатическому нагреву — на подветренном склоне. На наветренном склоне до уровня конденсации воздух
охлаждается по сухой адиабате, выше уровня конденсации — по
влажной адиабате. На подветренном склоне при опускании воздух
нагревается по сухой адиабате. Если уровень конденсации лежит достаточно низко, температура воздуха на поверхности за горой может
оказаться значительно выше (рис. 7.11). Фёны наиболее часты в переходные сезоны, продолжительность их несколько суток (в Альпах в
году 125 дней с фёнами). В горах Тянь-Шаня подобные ветры называют кастек, в Средней Азии — гармсиль, в Скалистых горах — чинук.
Фены вызывают раннее цветение садов, таяние снега.
Бора — холодный ветер, дующий с невысоких гор в сторону теплого моря. Бора — это местное название ветра у Новороссийска,
продолжительность ветра 4 — 6 дней. Возникает он зимой, когда
перед хребтом на равнине образуется область повышенного давления, где формируется холодный воздух. Перевалив невысокий хребет, холодный воздух устремляется с большой скоростью в сторону
теплой бухты, где давление низкое. Скорость может достигать 30 м/с.
При боре температура воздуха резко падает до - 5 °С, бухта замерзает
и слой льда мощностью до 4 м покрывает набережную, провода
Утро

130

100,5 МПа

Рис. 7.11. Образование фёна
4000 м

'3000
-2000

-1000

f = 30'C; г=21 %
и ветви деревьев. Во Франции такие ветры называются мистраль, в
Баку — норд, на побережье Байкала — сарма.
Мелкомасштабные вихри. К мелкомасштабным вихрям относятся смерчи и тромбы (торнадо). Вихри над морем называются
смерчами, над сушей — тромбами. Для них характерны небольшие размеры (диаметр 100—300 м), большая скорость ветра, большая разность давления внутри вихря и вблизи него. Сам вихрь
двигается со скоростью 30—40 км/ч, но скорость ветра в нем достигает 100 м/с. Возникают тромбы обычно поодиночке, смерчи —
сериями. Например, 23 ноября 1981 г. у побережья Англии в течение пяти часов сформировалось 105 смерчей.
Зарождаются смерчи и тромбы обычно в тех же местах, что и
тропические циклоны, в жарком влажном климате. Основным источником энергии служит конденсация водяных паров, при которой выделяется энергия. Большое число тромбов (торнадо) в США
объясняется приходом влажного теплого воздуха с Мексиканского
залива. Виден тромб благодаря втягиванию пыли и конденсации
водяных паров. При движении смерчи и тромбы вырывают деревья, разрушают постройки, переносят людей, животных. При разрушении вихрей эти предметы падают на поверхность. В 1932 г. в
Англии было зафиксировано падение тысяч живых лягушат.

Глава 8
ПОГОДА
Теплооборот, влагооборот и циркуляция атмосферы формируют погоду и климат в географической оболочке.
Погода — состояние атмосферы в данный момент над определенной территорией. Существуют понятия — погода суток и погода момента. В центральных областях и в Сибири под погодой подразумевается сильный ветер, на севере России — ненастье.
Погода характеризуется совокупностью метеоэлементов:
температурой, давлением, влажностью, осадками, облачностью.
Погода отличается изменчивостью, многообразием и повторяе131

мостью. Систематические наблюдения за погодой позволили выделить комплексные типы погод (классификация принадлежит Е. Е. Федорову). Типы объединены в три большие группы: погоды безморозные, с переходом температуры через ноль, морозные погоды.
Безморозные погоды образуются при положительном радиационном балансе и положительных температурах воздуха. Здесь выделяются следующие классы погод: суховейно-засушливые (с температурами выше 22 °С и относительной влажностью менее 40 %),
умеренно-засушливые (с относительной влажностью более 40 %),
малооблачные, облачные днем, облачные ночью, пасмурные с осадками,
пасмурные без осадков и влажнотропические. Первые три класса
характерны для антициклона, четыре следующие образуются при
прохождении фронтов. Влажнотропическая погода характерна для
экваториальных широт, она формируется благодаря конвекции и
послеполуденным осадкам.
Погоды с переходом температуры воздуха через ноль отмечаются
в умеренных широтах в переходные сезоны года, когда радиационный баланс равен нулю. В течение суток наблюдается переход
температур через ноль: если среднесуточная температура положительная, то ночью температура опускается ниже нуля; и наоборот, если среднесуточная температура отрицательная, то днем температура поднимается до положительных значений. Погоды ясная
днем и облачная днем наблюдаются при прохождении фронтов
ночью или днем.
Морозные погоды формируются в зимний сезон при отрицательном радиационном балансе и отрицательных температурах
воздуха. В этой группе выделяют слабо морозные погоды (с температурами до - 12,4 °С), умеренно-морозные (от - 12,5 до -22,4°С),
значительно-морозные (от - 22,5 до - 32,4°С), жестоко-морозные погоды (от - 32,5 до -42,4 °С) и крайне морозные (температуры ниже
-42,5°С).
По п р о и с х о ж д е н и ю погоды делятся на внутримассовые и
фронтальные. Внутримассовые, связанные с одной воздушной массой, подразделяются на движущиеся и местные. Погоды движущихся воздушных масс могут быть теплыми и холодными. Погода
теплой движущейся воздушной массы наблюдается в основном зимой в теплом секторе циклона. Для нее характерны туманы, моросящие осадки, пониженное давление и повышенные температуры. Погода холодной движущейся воздушной массы часто наблюдается летом при вторжении арктической воздушной массы. В это
время температура падает, давление растет, облака при такой
погоде не формируются, осадков не бывает.
В местной воздушной массе летом развивается конвективная
погода с мощной конвекцией, кучевыми облаками и ливневыми
осадками, зимой — погода радиационного выхолаживания с сильными морозами.
132

Во фронтальных погодах различают погоды теплого фронта,
холодного фронта и фронта окклюзии. При погоде теплого фронта
сначала в небе появляются перистые облака, в это время фронт
еще на расстоянии в 900 км. При приближении линии фронта
облачность увеличивается, появляются перисто-слоистые и высокослоистые облака. Когда линия фронта уже близко, в небе появляются слоисто-дождевые облака, облачность возрастает до 10 баллов, начинаются обложные осадки. Погода характеризуется пониженным давлением и повышенной температурой, направление ветров меняется с юго-восточных на южные и юго-западные.
При подходе холодного фронта II рода ветер усиливается,
меняет свое направление с юго-западного на западный и северозападный. В небе появляются кучевые облака, идут ливневые осадки, может начаться гроза. Давление повышается, температура
падает. Если приближается холодный фронт I рода, сначала
за линией фронта появляются слоистые и слоисто-дождевые
облака, они постепенно сменяются высокослоистыми и перистослоистыми, облачность уменьшается, температура падает, давление растет. Ветры имеют северо-западные и северные направления. Погода фронта окклюзии более сложная, в ней есть особенности погод как теплого, так и холодного фронтов.
Изучением погоды и способов ее предсказания занимается
наука синоптическая метеорология. Учреждения, занимающиеся
получением сведений о погоде, составлением прогнозов погоды,
объединяются в Службу погоды. Центральным органом Службы
погоды в нашей стране является Гидрометеоцентр России. В Службу
погоды включены метеорологические станции, которые 8 раз в
сутки одновременно ведут наблюдения за погодой. Свои данные
они передают в Гидрометеоцентр России.
Прогноз погоды — предвидение о будущем состоянии погоды,
составленное на основе анализа развития крупномасштабных атмосферных процессов. Прогноз погоды состоит из двух этапов. Первый этап заключается в систематическом получении исходного
материала по всем метеоэлементам. Эти данные собирают со всех
метеостанций, обрабатывают и наносят на карты. На втором этапе
осуществляется анализ полученных материалов и прогнозирование погоды. Бывают краткосрочные и долгосрочные прогнозы, первые составляют на каждый день, вторые — на более длительный
срок — неделю, месяц или год. По цели выделяют прогнозы общие
и специальные, например для сельского хозяйства или для авиации. Оправдываемость прогнозов особенно долгосрочных пока
невелика. Составляя прогноз погоды на месяц или более длительное время, тщательно изучают синоптическую обстановку предшествовавших месяцев текущего года и ряда прошедших лет. По
аналогичному ходу атмосферных процессов прошлых лет (картыаналоги) дается долгосрочный прогноз погоды. Перспективное
133

направление получения прогнозов погоды основано на анализе
периодов солнечной активности. В последнее время данные, полученные с искусственных спутников, позволили существенно увеличить точность прогнозов. Сформировался особый раздел науки —
спутниковая метеорология. С разных орбит спутники могут фотографировать большие территории, получать данные о зарождении
и скорости циклонов, облачных зонах и т.д. Геостационарные спутники способны фотографировать все полушарие Земли.
Международное сотрудничество по проблеме разработки научных основ предсказания погоды осуществляется Всемирной метеорологической организацией, с 1947 г. она работает при ООН.
При организации существует Всемирная служба погоды, во главе
которой три Гидрометеорологических центра — в Мельбурне,
Москве, Вашингтоне. Целью Всемирной метеорологической организации является содействие мировому сотрудничеству в развитии метеорологических наблюдений и исследований, координация деятельности национальных метеорологических служб. Предсказание погоды имеет огромное значение для всех отраслей
народного хозяйства и жизни людей.

Глава 9
КЛИМАТ
Климат (от греч. klima — наклон) — многолетний режим погод
данной местности, обусловленный солнечной радиацией, подстилающей поверхностью и циркуляцией атмосферы (определение К.С.Рубинштейн и О.А.Дроздова). Наука, изучающая климат, называется климатологией. В задачи климатологии входит исследование причин формирования климатов, описание климатов
разных территорий, изучение климатов прошлого, составление
прогноза изменения климата. В середине XIX в. методом изучения
климата был анализ отдельных метеорологических элементов. Климат определяли как среднее состояние атмосферы. Кроме средних
показателей учитывались также крайние значения (наибольшие и
наименьшие), в пределах которых могли варьировать значения. Этот
метод получил название статистического, он не потерял своего
значения и сейчас. Его применение позволило создать климатические справочники, атласы, были разработаны первые классификации климатов. К подобным классификациям относятся классификации В.П.Кёппена, А.И.Воейкова.
С 20-х годов XX в. в климатологии развивается комплексный
метод, предложенный Е. Е. Федоровым. Он определял климат как
«многолетний режим погод, проявляющийся в закономерной
последовательности всех наблюдаемых в данной местности погод».
Ученым были разработаны графики структуры климата в пого134

дах, получившие широкое применение. Графики сопровождаются
кривыми хода температур, диаграммами распределения осадков.
Одновременно с комплексным методом получил развитие динамический метод. В нем особое значение обращается на движение воздушных масс, их трансформацию, на фронтальные процессы и атмосферные вихри. В нашей стране развитие динамического и генетического методов связано с именами Б. П.Алисова и
С. П.Хромова. Современная климатология использует все методы
при исследовании климатов.
9.1. Процессы и факторы климатообразования
Процессы климатообразования — силы, действие которых определяет климат данного региона. Важнейшими климатообразующими процессами являются теплооборот, влагооборот и циркуляция атмосферы. Эти физические процессы имеют один общий
источник энергии — солнечную радиацию. Природа их одинакова
на всей Земле, но проявляются они различно. Теплооборот создает тепловой режим поверхности и атмосферы. Начинается теплооборот с поступления солнечной энергии, за счет которой происходит нагрев поверхности и атмосферы. Они, в свою очередь,
начинают испускать длинноволновую радиацию, также участвующую в теплообороте. Теплота переносится воздушными потоками при конвекции и адвекции. В атмосфере теплота выделяется
при конденсации водяного пара. Теплооборот находит свое выражение в тепловом режиме поверхности и атмосферы. Температура
изменяется в течение суток, сезонов года. На температуру влияет
солнечная радиация, циркуляция воздушных масс. Например,
приход циклона приводит к увеличению облачности, что нарушает правильный ход температур.
Влагооборот включает все виды вод и физические процессы,
связанные с их перемещением: испарение, конденсация, выпадение осадков, стекание воды по поверхности и внутри почвогрунтов. Для каждого природного района характерен свой влагооборот,
выражающийся в количестве осадков, испарении, облачности.
Атмосферная циркуляция является следствием неравномерного
нагрева поверхности. Неравномерное нагревание обусловливает
неравномерное распределение давления, формирующее потоки
общей циркуляции атмосферы. Зональное распределение давления
вместе с силой Кориолиса создают зоны западного и восточного
переноса. В системе циркуляции атмосферы большое место занимают муссоны, пассаты, циклоны и антициклоны.
Все климатообразующие процессы тесно связаны между собой.
Теплооборот влияет на испарение, облачность, осадки. Увеличение облачности приводит к снижению поступления солнечной
радиации, следовательно, и температуры летом. Зимой, наобо135

рот, уменьшение облачности обусловливает снижение температур за счет увеличения эффективного излучения. Движение воздушных масс сопровождается переносом теплоты и влаги.
Кроме климатообразующих процессов на климат оказывают
влияние факторы. Факторы климатообразования — географические условия, определяющие своеобразие и скорость протекания
климатообразующих процессов. К климатообразующим факторам
относятся солнечная радиация, подстилающая поверхность, человеческая деятельность. Солнечная радиация распределяется зонально
по поверхности земли. Ее значение зависит от угла падения солнечных лучей и продолжительности освещения. Радиационный
баланс в целом уменьшается от экватора к полюсам, обеспечивая
выделение астрономических поясов освещения и тепловых поясов,
положенных в основу выделения климатических поясов.
Подстилающая поверхность — важный фактор климатообразования. Под влиянием различий водной поверхности и поверхности суши формируются океанический и материковый климаты.
Материковый климат отличается большой годовой амплитудой температур, меньшей относительной влажностью. Влияние на климат оказывают теплые и холодные течения в океане, они переносят теплоту и холод. Над теплыми течениями воздух прогревается,
возникает конвекция, что приводит к образованию облаков и осадков. Над холодными течениями воздух остывает, что затрудняет
конвекцию. Данные различия обусловливают выделение климатов
западных и восточных берегов.
На суше большое значение имеют высота гор, их экспозиция.
С увеличением высоты приход солнечной радиации увеличивается, но возрастает и излучение поверхности, поэтому температуры
падают. В котловинах зимой может возникать инверсия температуры, на дно котловин затекает холодный воздух и застаивается.
Количество осадков возрастает до уровня конденсации, потом
уменьшается. На горах выделяются высотные климатические пояса.
На климат влияют сезонный снежный покров, ледники, растительность. Известно, что лед и снег обладают большим альбедо.
Подсчитано, что если бы льды сплошь покрыли Землю, температура ее поверхности снизилась примерно на 100°. Ледяной покров
сильно снижает температуру полярных районов, увеличивая контрасты температур между высокими и низкими широтами.
9.2. Классификация климатов
Известны классификации климатов Л. С. Берга (по геоботаническим признакам), В. П. Кёппена (по средним значениям температур,
влажности и пр.), Е.Е.Федорова (по комплексным показателям).
В классификации климатов В. П. Кёппен придавал большое значение увлажнению, сезонам года, соотношению осадков и тем136

ператур. Он выделил пять климатических поясов и одиннадцать
климатов:
Климат

Климатический пояс
А — жаркий
В — сухой

С — умеренно теплый

f
\
J
I
'
•
.

Тропических лесов
Саванн
Степей
Пустынь
Средиземноморский
С сухой зимой
Равномерно влажный

Д — умеренно холодный
Е — холодный

Г Тундры
мороза
I Постоянного
Постоя!

В классификации В.П.Кёппена используются буквенные индексы. Первая буква обозначает климатический пояс, вторая буква определяет увлажнение территории: s — сухое лето, w — сухая
зима, / — равномерное увлажнение. Третья буква характеризует
ход температур: а — температура самого теплого месяца выше
22 °С; b — четыре месяца в году температура выше 10 °С; с — 1 —
3 месяца с температурой выше 10 e C; d — температура самого холодного месяца ниже - 38 °С. Например, индекс Cfa означает: климатический пояс умеренно теплый, равномерно влажный с температурой самого теплого месяца выше 22 °С. Основным недостатком этой классификации является отсутствие анализа причин
формирования климатов, классификация основана на перечне
средних значений температур, осадков, влажности.
С классификацией Кёппена во многом сходна классификация
климатов, предложенная JI. С. Бергом в 1924 г. Климатические зоны
совпадают с географическими поясами и зонами, границы проводятся по характерным признакам, включая растительность и
почвы. Л.С.Берг выделял две группы климатов: климаты низин
(климаты океанов, климаты суши) и климаты горных систем и
гор. Климаты суши подразделяются на климаты тундры, тайги,
лесов умеренных широт и т.д.
Наибольшее распространение в России получила генетическая
классификация климатов Б. П.Алисова. В основу ее положены условия циркуляции атмосферы, типы воздушных масс и их перемещение (рис. 9.1). В зависимости от особенностей циркуляции и
типа воздушной массы выделяется 13 климатических поясов.
Основные пояса характеризуются господством одной воздушной
массы в течение года. В переходных поясах происходит смена
137

ABM

Арктический пояс

ПВМ+АВМ

Субарктический пояс

ПВМ

Умеренный пояс

ТВМ+ПВМ

Субтропический пояс

Летнее положение
Арктический фронт
Зимнее положение
Летнее положение
Полярный фронт
Зимнее положение

ТВМ
ЭВМ+ТВМ
ЭВМ

Рис. 9.1. Принцип генетической классификации климатов Б.П.Алисова

воздушных масс по сезонам. Границы поясов проводятся по летнему и зимнему положению климатических фронтов.
Внутри климатических поясов выделены области по особенностям климатообразующих процессов на разной подстилающей
поверхности: климат материковый, климат океанический, климат западных и восточных побережий. Различия первых двух климатов обусловлены особенностями климатообразующих процессов над сушей и океаном; климаты побережий формируются благодаря своеобразию процессов над теплыми и холодными течениями.
9.3. Характеристика климатов
Типы климатов экваториального климатического пояса. Экваториальный климатический пояс развит в виде трех замкнутых
областей на западных берегах экваториальной Африки, Южной
Америки и на Зондских островах. Разрыв пояса на восточных берегах материков объясняется господством субтропических барических максимумов над океанами. Наибольший переток воздуха
идет по экваториальным перифериям барических максимумов, он
захватывает восточные берега материков. Оттекающий морской тропический воздух (мТВ) имеет устойчивую стратификацию и ненасыщен влагой. Границы экваториального климатического пояса
определяются зимним положением тропического климатического
фронта двух полушарий. По современным представлениям, положение тропического фронта достаточно условно, так как фронт
развит слабо. В экваториальных широтах по обеим сторонам от
экватора выделяют внутритропическую зону конвергенции — ВЗК.
138

Величина суммарной радиации 580—670 кДж/см 2 в год немного
понижена из-за большой облачности и влажности экваториальных широт по сравнению с тропиками. Радиационный баланс на
материке составляет 330 кДж/см 2 в год, на океане он равен 420 —
500 кДж/см 2 в год. Самый большой баланс на Земле объясняется
небольшим эффективным излучением из-за большой влажности
воздуха, пониженным альбедо над лесами и водой в экваториальных широтах при большой высоте Солнца над горизонтом.
На экваторе весь год господствует экваториальная воздушная
масса. Здесь в течение года существует пояс пониженного давления — Экваториальная депрессия. Внутритропическая зона конвергенции характеризуется сходимостью пассатов двух полушарий, обусловливающей мощные восходящие потоки воздуха. Но
конвекция развивается не только по этой причине. На экваторе
господствует влажнонеустойчивая стратификация воздуха. Влажный воздух легче сухого; поднимаясь вверх, он остывает на 0,5 °С
на 100 м и остается теплее окружающей среды. Подъем продолжается до высоты 16—18 км. Уровень конденсации в экваториальных
широтах лежит низко, при достижении его начинается конденсация водяных паров, образование облаков.
В экваториальном климатическом поясе выделяют материковый
и океанический климаты, но разница между ними небольшая.
Температурный режим характеризуется экваториальным типом
годового хода температуры и имеет два небольших максимума после
дней равноденствия. На материке максимумы наблюдаются спустя месяц после дней равноденствия (апрель, октябрь), на океане —
спустя два месяца (май, ноябрь). После дней солнцестояния, когда Солнце перемещается на линии тропиков, в экваториальных
широтах температура немного падает. На материке среднемесячная температура воздуха 24—28 °С, годовая амплитуда температур
равна 4—6 °С. На океане годовой ход температур более ровный —
25 — 26 °С, годовая амплитуда температуры составляет 1 — 2°.
Испарение одинаково велико над океаном и над материком,
покрытым густой растительностью, и составляет 1500 — 2000 мм.
Абсолютная влажность равна 30 г/м 3 , относительная влажность —
80—85 % на материке и до 90 % на океане. Облачность составляет
около 7 баллов в течение всего года. Характерен экваториальный
тип годового хода осадков с двумя небольшими максимумами после
дней равноденствия; общее количество осадков равно 2000 мм.
Максимум осадков зафиксирован в Колумбии — 11 770 мм. Над
сушей после полудня развиваются мощные кучевые облака благодаря сильному нагреву и конвекции и идут ливневые осадки. Над
океаном осадки начинаются ночью. В горах климатическая снеговая граница лежит на высоте около 4500 м. Увлажнение избыточное (К> 1). Реки в экваториальных широтах полноводны в течение
всего года. На экваторе растут влажные экваториальные леса —
139

гилей (в Южной Америке влажные леса называются сельвой, в
Африке — джунглями). Леса характеризуются большим видовым
разнообразием (3000 видов), сомкнутостью крон, наличием воздушных корней. Основные культурные растения: кофейные деревья, какао, кола, каучуконосы, масличные пальмы.
Типы климатов субэкваториального климатического пояса.
Субэкваториальный климатический пояс развит сплошной полосой в Северном и Южном полушариях, значительно расширяясь
над материками в результате внедрения в летнее время экваториального воздуха в термические депрессии. Границами пояса являются зимнее и летнее положения тропического фронта.
Суммарная солнечная радиация составляет около 750 кДж/см 2
в год, радиационный баланс 290 кДж/см 2 в год на суше и до
500 кДж/см 2 в год на океане.
Субэкваториальный климатический пояс характеризуется муссонной циркуляцией воздуха: воздух движется из тропических
широт зимнего полушария как зимний сухой муссон (пассат), после
пересечения экватора он трансформируется в летний влажный муссон. В Северном полушарии направление ветров летом юго-западное, зимой — северо-восточное. Летом соответствующего полушария в поясе господствует экваториальная воздушная масса,
зимой — тропическая воздушная масса. На тропическом фронте,
особенно над океанами, формируются и перемещаются тропические циклоны.
В субэкваториальном климатическом поясе развиты четыре типа
климата: материковый, океанический, западных побережий и восточных побережий.
Материковый климат. В температурном режиме выделяются три
термических сезона: самый жаркий — весна, среднемесячная температура увеличивается до 30 — 35 °С. Весна наступает после сухого зимнего сезона и вся возрастающая солнечная радиация расходуется на нагрев поверхности. Летом температура снижается до
26 — 27 °С, так как приходит экваториальный воздух и большая
часть радиации тратится на испарение огромного количества осадков. Зима — самый сухой и прохладный сезон, температура в это
время снижается до 22—23 °С. Годовая амплитуда температуры составляет 8—10°.
Материковый климат характеризуется значительными колебаниями влажности воздуха: летом относительная влажность равна
80 %, зимой снижается до 40 %, абсолютная влажность в среднем
равна 25 г/м 3 . Наблюдается муссонный тип годового хода осадков
с абсолютным летним максимумом, зимой осадки могут вообще
отсутствовать. Общее количество осадков равно 1500 мм, на наветренных склонах гор количество осадков резко увеличивается.
В Черрапунджи зафиксирован максимум осадков 12 660 мм.
Увлажнение территории нормальное ( К = 1). Распространены са140

ванны. Основные культурные растения: кофейные деревья, какао,
сахарный тростник, хлопчатник.
Климат западных побережий. В температурном режиме, как и в
материковом климате, выделяется три термических сезона, но
температуры ниже. Весной среднемесячная температура равна
26 — 27 °С, летом — 22—23 °С, зимой опускается до 20 °С. Понижение температуры объясняется проникновением к побережью
струй холодных течений и апвеллингом (подъем холодных донных
вод). Климат характеризуется муссонным типом годового хода осадков, но отличается от материкового климата тем, что общая величина осадков меньше 1000 мм и зимой осадков нет. Увлажнение
территории недостаточное (К < 1), на побережьях распространены сухие саванны.
Климат восточных побережий характеризуется повышением
среднемесячных температур при сохранении термического режима. Весной температура равна 29 °С, летом 27 °С, зимой 25 °С, годовая амплитуда температур уменьшается до 4°. Повышение температуры объясняется подходом к берегам струй теплых течений.
Наблюдается муссонный тип годового хода осадков, общее количество равно 1500 мм. В этом климате возможны зимние осадки,
так как воздух, проходя над теплым течением, нагревается, приобретает неустойчивую стратификацию и поднимается до уровня
конденсации. Увлажнение избыточное (К> 1), произрастают влажные тропические леса.
Океанический климат наблюдается во всех океанах в полосе от
10° с.ш. до 10° ю.ш. Температурный режим и температура напоминают климат восточных побережий. Характерны тропические циклоны. Они зарождаются осенью и характеризуются сильными ветрами и обильными осадками.
Типы климатов тропических климатических поясов. Тропический климатический пояс в Южном полушарии распространяется сплошной полосой, расширяясь над океанами. На океанах
в течение года господствуют постоянные барические максимумы,
в которых формируется тропическая воздушная масса. В Северном
полушарии тропический пояс разрывается над Индокитаем и
Индостаном; разрыв пояса объясняется тем, что господства тропической воздушной массы в течение всего года не наблюдается.
Летом в Южно-Азиатский минимум проникает экваториальный
воздух, зимой — из Азиатского максимума далеко к югу вторгается полярная воздушная масса. Границами тропического климатического пояса являются летнее положение тропического фронта и
зимнее положение полярного фронта.
Годовая величина суммарной радиации вследствие малой облачности, большой высоты Солнца и прозрачности воздуха в тропических широтах больше, чем в экваториальных: на материке
750 — 840 кДж/см2 в год (в Северном полушарии до 920 кДж/см2 в
141

год), на океане 670 кДж/см2 в год. В связи с тем что эффективное
излучение в тропических пустынях очень велико, радиационный баланс составляет 250 кДж/см2 в год на материке и 330—420 кДж/см2 в
год на океане.
В тропическом климатическом поясе в течение всего года господствует тропическая воздушная масса. Она формируется в постоянных
барических максимумах на океанах и в термических депрессиях на
материках в летний период. На границах пояса, на полярном и тропическом фронтах влияние на климат оказывают циклоны.
В тропическом климатическом поясе развиты четыре климата:
материковый, океанический, западных побережий и восточны^
побережий.
Материковый климат (экстрааридный) распространен в Северном полушарии — в Африке, на Аравийском полуострове, в Южном полушарии — в Австралии, Южной Африке. В температурном
режиме выделяется тропический тип годового хода температуры:
наблюдается один максимум после дня летнего солнцестояния и
один минимум после дня зимнего солнцестояния (в Северном полушарии). Среднемесячная температура летом (июль в Северном
полушарии, январь — в Южном) достигает 30 — 35 °С, зимой (январь в Северном полушарии, июль — в Южном) температура опускается до 20 °С, годовая амплитуда температур составляет 10 —
15 °С. На северном побережье Африки зафиксирована максимальная температура 58 °С; в Австралии максимальная температура 51 °С.
Зимой в центре Австралии и в пустыне Сахара отмечено падение
температуры ниже нуля. Суточная амплитуда температуры может
достигать 40°.
Материковый климат отличается высокой абсолютной влажностью воздуха (20 — 25 г/м 3 ) и низкой относительной влажностью (30—40 %). Летом относительная влажность может понизиться
до 10 %. Объясняется это высокой температурой и небольшим испарением, так как воды практически нет. Облачность в среднем
равна 2 — 3 баллам, в Асуане — 0 баллам. Осадков выпадает мало — около 50—100 мм в год, характерны «сухие дожди», когда
наверху идет дождь, но до земли не доходит, капли испаряются
ца лету. Несколько лет осадков может вообще не быть. Отсутствие
осадков в летнее время объясняется большой сухостью воздуха и
значительной высотой уровня конденсации. Сухой воздух, поднимаясь, остывает на 1° на 100 м, его температура становится равной температуре окружающей среды. Возникает устойчивая стратификация воздуха, препятствующая достижению уровня конденсации и образованию облаков и осадков. Зимой в тропических
широтах образуется сплошной пояс высокого давления, что также препятствует образованию облаков и осадков. Увлажнение территории ничтожное (^=0,12), формируются пустыни. Стока практически нет, в рельефе сохраняются сухие русла временных водо142

токов — крики. Крупные реки протекают транзитом, теряя воду на
испарение и фильтрацию.
Климат западных побережий (называется «гаруа» — моросящий
туман) развит на западных берегах Северной и Южной Америки,
Африки, в Австралии выражен слабо. Температура по сравнению
с материковым климатом относительно понижена: среднемесячная температура летом (июль в Северном полушарии, январь — в
Южном) составляет 22 — 24 °С, зимой среднемесячная температура опускается до 15—16 °С, годовая амплитуда температур составляет 10°.
Особенность климата состоит в том, что при отсутствии осадков (в Атакаме 0 мм в год) относительная влажность воздуха составляет 85 — 90%. Благодаря высокой относительной влажности
воздуха часто образуются туманы, ночью в углублениях на скалах
накапливается роса. На формирование климата западных побережий оказывает влияние постоянный барический максимум на океане и холодные течения у берегов материков. Воздух из барического максимума проходит над холодным течением и приобретает
устойчивую стратификацию. Подъему воздуха препятствует мощный инверсионный слой и эффект широты (воздух идет из умеренных широт в тропические на большую площадь и растекается).
Увлажнение территории ничтожное ( К = 0,12), формируются прибрежные пустыни.
Климат восточных побережий отличается более высокими
температурами и большим количеством осадков. Среднемесячная
температура летом (июль в Северном полушарии, январь — в Южном) равна 25 — 26 °С, зимой 20 — 22 °С, годовая амплитуда
температур 5°. Абсолютная влажность достигает 25 г/м 3 , относительная влажность 70—80 %. Среднегодовое количество осадков равно 1500 мм, в режиме осадков характерен летний максимум, количество зимних осадков незначительно. Особенности климата
объясняются влиянием теплых течений, подходящих к восточным
берегам материков. Воздух идет по западной периферии постоянных барических максимумов над теплыми течениями. Он нагревается и приобретает неустойчивую стратификацию. Инверсия ослаблена и не препятствует конвекции. Кроме того, воздух приходит
из экваториальных широт на меньшую площадь, мощность его
по вертикали увеличивается. Совместное действие всех факторов
усиливает конвекцию, обеспечивая образование облаков и осадков. Летом усиливается приток солнечной радиации, барический
максимум выражен ярче, что обусловливает увеличение летних
осадков. Увлажнение территории избыточное (К> 1), произрастают влажные тропические леса.
Климат океанический формируется в постоянных барических
максимумах на океанах. Весь год господствует морская тропическая воздушная масса. Среднемесячная температура летом 25 °С,
143

зимой 20 °С. В областях высокого давления осадков мало — 200 мм
в год. Климат характеризуется устойчивыми ветрами — пассатами.
Типы климатов субтропических климатических поясов. Субтропический климатический пояс развит сплошной полосой в
Северном и Южном полушариях, причем в Южном полушарии
климат в основном океанический. Границами пояса являются летнее и зимнее положения полярного фронта.
Суммарная солнечная радиация равна 585 — 670 кДж/см 2 в год,
радиационный баланс — 200 кДж/см 2 в год на материке и 290 —
330 кДж/см 2 в год на океане. Граница климатического пояса со
стороны полюсов проходит по нулевому значению радиационнсхго баланса зимой.
В климатическом поясе наблюдается смена воздушных масс по
сезонам: летом в барических максимумах на океанах и в термических депрессиях на суше формируется тропическая воздушная
масса; зимой господствует полярная воздушная масса. Зимой в субтропическом поясе преобладает циклоническая активность благодаря активизации полярного фронта.
В субтропическом климатическом поясе развиты материковый
климат, океанический, западных побережий и восточных побережий.
Материковый климат (аридный) развит в Северной и Южной
Америке, в Центральной Азии. В термическом режиме наблюдается один максимум после дня летнего солнцестояния и один минимум после дня зимнего солнцестояния (в Северном полушарии). Среднемесячная температура летом (июль в Северном полушарии, январь — в Южном) около 30 °С, максимальная температура больше 50 °С. Среднемесячная температура зимой (январь в
Северном полушарии, июль — в Южном) составляет 6 —8°С,
минимальная температура опускается ниже нуля. Годовая амплитуда температур равна 25°.
Показатели влажности резко меняются по сезонам. Летом абсолютная влажность составляет 20 г/м3, относительная влажность —
30 — 40 %. Зимой относительная влажность увеличивается до 70 %,
абсолютная влажность резко уменьшается в связи с падением температуры. Наблюдается средиземноморский тип годового хода осадков с зимним максимумом, летом осадков практически нет. Общее количество осадков равно 300 мм. Зимой может выпадать снег,
но устойчивого снежного покрова не образуется. Коэффициент
увлажнения около 0,3, господствуют ландшафты сухих степей и
полупустынь.
Климат западных побережий называется средиземноморским,
он считается самым благоприятным для жизни людей. Распространен климат на побережье Средиземного моря, на западных берегах Северной и Южной Америки, в юго-западной Африке, в
Австралии. Температура летом 20 — 22 °С, на побережье Средизем144

ного моря до 24 °С. Зима теплая, с температурой 8—10 °С, годовая амплитуда температур равна 10°.
Благодаря активизации полярного фронта основное количество
осадков выпадает зимой, летом их количество резко сокращается.
Общее количество осадков равно 700 — 800 мм, на наветренных западных склонах гор до 1000 мм. Наблюдается уменьшение количества осадков с запада на восток: в Испании 700—1000 мм, в Италии 600 — 700 мм, в Греции — до 500 мм. Увлажнение нормальное
(К немного меньше 1), в горах произрастают жестколистные леса и
кустарники. На равнинах естественные леса сведены. Основные культурные растения — цитрусовые, виноградники, огородные культуры.
Климат восточных побережий имеет муссонный характер и особенно хорошо выражен на восточном побережье Азии. Лето влажное и жаркое, среднемесячная температура июля составляет 25 °С.
Зимой из зимнего Азиатского максимума на побережье приходит
холодная полярная воздушная масса, среднемесячная температура января 0 —8°С. Годовая амплитуда температур увеличивается
до 30°. Наблюдается муссонный тип годового хода осадков с хорошо выраженным летним максимумом. Зимой также происходит
небольшое увеличение осадков из-за активизации полярного фронта, зимой возможно выпадение снега. Общее количество осадков
около 1000 мм. Увлажнение территории избыточное ( К > 1). Произрастают переменно-влажные муссонные леса. Основные культурные растения — плантации чая, риса, хлопчатника.
Океанический климат отличается от материкового более равномерным ходом температур. Летняя температура составляет 20 °С,
зимняя 10—12 °С, годовая амплитуда температур равна 10°. Общее
количество осадков 800—1000 мм, наблюдается зимний максимум. Благодаря циклонической активности в зимнее время на океане преобладают сильные ветры и штормовые погоды.
Типы климатов умеренных климатических поясов. Умеренный
климатический пояс развит в обоих полушариях: в Южном полушарии климат в основном океанический, в Северном полушарии
наблюдаются все четыре типа климата. Границами пояса являются
летнее положение полярного фронта и зимнее положение арктического фронта.
Суммарная радиация составляет 330 — 500 кДж/см 2 в год, радиационный баланс — 85—170 кДж/см 2 в год. Летом величина
радиационного баланса практически равна величине радиационного баланса тропических широт из-за большой продолжительности дня. Зимой величина радиационного баланса отрицательная вследствие небольшой высоты Солнца над горизонтом, небольшой продолжительности дня и большого альбедо снежного покрова.
В умеренном климатическом поясе господствует полярная воздушная масса в течение всего года. Но господство ее относительное: очень часто в умеренные широты вторгаются арктические и
145

тропические воздушные массы. Особенностью циркуляции атмосферы являются западные ветры, наиболее устойчивые в зимнее
время, и циклоническая деятельность. Летом наблюдается активизация арктического фронта, так как разница в температурах и
давлении наиболее существенна между арктической и полярной
воздушными массами. Следовательно, летом циклоны наиболее
часто перемещаются по арктическому фронту. Зимой разница в
свойствах наиболее существенна между полярной и тропической
воздушными массами, и циклоническая активность перемещается на полярный фронт. В умеренном климатическом поясе хорошо
выражены четыре сезона года и характерна изменчивость погода.
В умеренном климатическом поясе выделяются климаты материковый, океанический, западных побережий и восточных побережий.4
Материковый климат распространен в Евразии и Северной
Америке. Из-за большой протяженности Евразии по широте здесь
климат подразделяется на умеренно-континентальный, континентальный и резко континентальный, степень континентальное™
возрастает к центру материка: возрастает годовая амплитуда температур, уменьшается облачность и количество осадков.
В термическом режиме наблюдается умеренный тип годового
хода температуры. Максимум температуры наблюдается после дня
летнего солнцестояния (в Северном полушарии), среднемесячная температура июля увеличивается от 10 °С на границе с субарктическим поясом до 24 °С у границы с субтропическим. Июльские изотермы располагаются субширотно, на материках отклоняясь к полюсу из-за более сильного прогрева. Максимальная
летняя температура достигает 46 °С на границе с субтропическим
поясом. После дня зимнего солнцестояния (в Северном полушарии) наблюдается минимум температуры, среднемесячная
температура января уменьшается от - 5...- 10 °С в умеренно-континентальном климате до -35...-40°С в резко континентальном
климате. Годовая амплитуда температуры возрастает до 60°.
Материковый климат характеризуется умеренным континентальным типом годового хода осадков с летним максимумом. Летом над материками возникают пояса пониженного давления и
происходит интенсивная трансформация воздушных масс, приходящих с океанов, из тропических и арктических широт. Воздух
нагревается, увлажняется благодаря испарению влаги с поверхности материков. Относительная влажность воздуха летом равна
60 %, абсолютная влажность достигает 20 г/м 3 . Легкий влажный
воздух поднимается вверх, достигает уровня конденсации, обеспечивая образование облаков и осадков. Следовательно, в летнее
время осадки на территории местные, выпадают из местной континентальной полярной воздушной массы. Их величина возрастает благодаря большой абсолютной влажности воздуха и формированию конвективных осадков. Зимой над материками формируют146

ся сезонные барические максимумы. Количество осадков уменьшается, так как абсолютная влажность при низких температурах
небольшая (около 1 г/м 3 ). Зимние фронтальные осадки выпадают
из морской полярной воздушной массы, так как по сравнению с
континентальной она более теплая. Общее количество осадков
уменьшается с запада на восток: в умеренно-континентальном
климате 800 мм, в континентальном — 600 мм, в резко континентальном — около 300 мм. Зимой характерен устойчивый снежный
покров. Его продолжительность увеличивается от 4 месяцев в умеренно континентальном климате до 9 месяцев в резко континентальном. Увлажнение территории сильно изменяется от высоких
широт к низким (А!" уменьшается от 1,5 на границе с субарктическим поясом до 0,1 на границе с субтропическим). Развит широкий спектр зон от таежных лесов до пустынь. Территория сильно
преобразована человеком, здесь расположено большинство городов, сельскохозяйственных угодий.
Климат западных побережий (морской) формируется под воздействием западных ветров, идущих с океана. В течение всего года
господствует морская полярная воздушная масса. Среднемесячная
температура июля 12—15 °С, среднемесячная температура января
5 °С, годовая амплитуда температур 10°. Наблюдается умеренный
морской тип годового хода осадков: осадки выпадают практически равномерно в течение года с небольшим зимним максимумом. Общее количество осадков составляет 1000 мм, на западном склоне Кордильер в Северной Америке их величина возрастает до 3000 мм (К > 1), здесь произрастают широколиственные
дубовые и грабово-дубовые леса. В настоящее время естественные
леса вырублены, территории превратились в сельскохозяйственные угодья.
Климат восточных побережий наиболее широко распространен
на восточном побережье Азии. Своеобразие климата заключается
в муссонной циркуляции воздуха. Летом из постоянных барических максимумов на океанах морская тропическая воздушная масса перемещается на восточные берега, по пути она трансформируется и превращается в морскую полярную воздушную массу.
Среднемесячная температура июля равна 18 — 20 °С. Зимой из сезонных барических максимумов на материках к побережью подходит холодная полярная воздушная масса. Температура зимой составляет - 25 °С, годовая амплитуда температур 45°. Наблюдается
муссонный тип годового хода осадков с большим летним максимумом, общее количество равно 600 — 700 мм. Увлажнение избыточное ( К > 1), произрастают хвойные и смешанные леса.
Океанический климат развит в Южном полушарии над сплошным кольцом воды в умеренных широтах. В Северном полушарии
он формируется в северной части Тихого и Атлантического океанов. На океанах в течение года сохраняются постоянные бариче147

ский минимумы, в Южном полушарии — Приантарктический пояс
пониженного давления. Летняя температура составляет 15 °С, зимняя — положительная, около 5 °С, годовая амплитуда температуры 10°. Весь год отмечается циклоническая деятельность, усиливающаяся в зимнее время. Осадки выпадают весь год с небольшим
зимним максимумом, общее количество около 1000 мм.
Типы климатов субарктического и субантарктического климатических поясов. Субарктический климатический пояс распространен в
Северном полушарии, он в основном материковый. Субантарктический климатический пояс развит в Южном полушарии над сплошным кольцом воды. Климатический пояс располагается между летним и зимним положениями арктического (антарктического) фронта.
Величина суммарной радиации равна 330 кДж/см 2 в год, радиационный баланс около 40 кДж/см2 в год. Большую часть года радиационный баланс отрицательный. В поясе наблюдается явление полярной ночи и полярного дня. Характерна смена воздушных масс по
сезонам: летом — полярная, зимой — арктическая воздушные массы.
В климатическом поясе выделяются материковый и океанический климаты.
Материковый субарктический климат развит в Северном полушарии в Северной Америке и Евразии. Своеобразие климата заключается в развитии по северному побережью муссонной циркуляции. Летом на прогретый материк перемещается арктическая
воздушная масса. В условиях полярного дня она быстро прогревается, превращаясь в полярную воздушную массу. Зимой из сезонных барических максимумов на побережье перемещается полярная воздушная масса, в условиях полярной ночи она быстро охлаждается, приобретая свойства арктической воздушной массы.
Среднемесячная температура июля равна 5—10 °С, среднемесячная температура января уменьшается от - 1 0 °С на западных берегах (влияние теплых течений и западных ветров) до - 55 °С внутри
континента. На полюсах холода в Оймяконе и Верхоянске отмечен минимум температуры - 7 1 °С. Годовая амплитуда температуры равна 60°. Материковый климат характеризуется небольшим
количеством осадков с максимумом в летнее время, общее количество равно 200 мм. Зимой устанавливается устойчивый снежный
покров. Увлажнение территории избыточное ( К > 1), распространена многолетняя мерзлота. Господствуют ландшафты тундр.
Океанический климат. В Северном полушарии климат формируется в Гренландском и Норвежском морях, в Южном полушарии —
вокруг Антарктиды. Среднемесячная температура летом (июль в
Северном полушарии, январь — в Южном) равна 3 — 5 °С. Среднемесячная температура зимой от - 25 до - 30 °С. Годовая амплитуда
температуры 30е. Весь год развита циклоническая деятельность по
арктическому (антарктическому) фронту, усиливающаяся летом.
Количество осадков по сравнению с материковым климатом боль148

ше, величина осадков составляет 400 мм. Характерны туманы из-за
большой относительной влажности воздуха (около 80 — 90 %).
Типы климатов арктического и антарктического климатических
поясов. Климатические пояса развиты вокруг полюсов. Границей
климатического пояса является летнее положение арктического
(антарктического) фронта.
Величина суммарной радиации составляет 250 кДж/см 2 в год,
радиационный баланс около нуля. Большую часть года радиационный баланс отрицательный. Продолжительность полярного дня
и полярной ночи увеличивается от одних суток на линии полярного круга до полугода — на полюсе. В климатическом поясе в
Северном полушарии в течение года господствует арктическая воздушная масса, в Южном полушарии над Антарктидой — антарктическая воздушная масса.
В климатическом поясе развиты материковый и океанический
климаты.
Материковый климат формируется в постоянных барических
максимумах — Гренландском в Северном полушарии и Антарктическом в Южном полушарии. Наблюдается полярный тип годового
хода температур: один максимум после дня летнего солнцестояния
(в Северном полушарии), среднемесячная температура июля равна
- 8 °С, в Южном полушарии в январе температура составляет
- 30 °С. Зимой температуры понижаются до - 50...- 55 °С. В Антарктиде зафиксирован абсолютный минимум температур -89,2°С.
Годовая амплитуда температуры 30°. Осадков мало, общее количество составляет около 100 мм. В Гренландии и Антарктиде часты
туманы, относительная влажность около 80 %. Здесь развито современное покровное оледенение, мощность ледяного щита в
Антарктиде достигает 4—4,5 км. По периферии ледяного щита на
побережье существуют территории, лишенные льда — оазисы.
Океанический климат формируется над поверхностью Северного Ледовитого океана, покрытого льдом. Среднемесячная температура июля около нуля, в полдень возможно повышение температур выше нуля. Зимние температуры отрицательные: - 30...-40 °С.
Относительная влажность велика — 80 %, для климата характерны
частые туманы. Годовое количество осадков равно 200 мм.
Глава

АТМОСФЕРА И ЧЕЛОВЕК
Атмосфера играет исключительную роль в жизни географической оболочки. Однако в результате жизнедеятельности человека
происходит заметное изменение самой атмосферы. Человек воздействует на все климатические процессы — теплооборот, влагооборот и циркуляцию атмосферы.
149

Одной из наиболее серьезных проблем, возникшей в последние десятилетия, является проблема глобального потепления климата Земли. Потоки энергии в географической оболочке распределяются следующим образом, Дж/(м 2 -с):
Солнечная энергия
Энергия приливного трения
Геотермическое тепло
Тектоническая энергия
Распад радиоактивных изотопов
Антропогенная энергия

2,3 • 102
3,5-10" 2
0,1
10"3
7 • 10"3
3,2-10" 2

Основным источником энергии является солнечная радиация,
однако антропогенная энергия по величине приблизилась к энер-ч
гии приливного трения и превышает тектоническую. По М. И. Будыко, расход ископаемого топлива увеличивается на 4% в год.
Кроме выделения непосредственной теплоты антропогенная деятельность приводит к увеличению содержания парниковых газов
в атмосфере. Основными парниковыми газами являются водяной
пар, углекислый газ, метан, хлорфторуглероды, оксид азота N 2 0
и озон в тропосфере. Содержание водяного пара растет с увеличением температуры, но его в атмосфере так много, что все виды
человеческой деятельности добавляют лишь ничтожное количество водяного пара.
Концентрация С0 2 в атмосфере, по данным конференции в
Рио-де-Жанейро, на 2000 г. составляет 0,038 % (в 1960 г. — 0,032 %).
Главными источниками поступления С0 2 в атмосферу являются
промышленные выбросы. Скорость роста составляет 1,5—1,8 (частиц С0 2 в миллионе, т.е 0,00015 %) в год. Концентрация других
парниковых газов пока незначительна, но она увеличивается: СН 4
растет на 0,5 % в год, СО — на 1 % в год.
По подсчетам ученых, средняя температура Земли к 2000 г.
составила 15,5 °С (в 1970 г. — 14,9 °С). Повышение температуры
за следующее десятилетие может составить 0,3 °С, если сохранятся темпы роста промышленного производства. Наибольший рост
температуры отмечен в северной части Тихого океана (0,75° за
100 лет) и Северной Америке (0,57° за 100 лет).
Вследствие деятельности человека в атмосфере увеличивается
количество аэрозолей твердых частиц, являющихся ядрами конденсации. В 1990 г. в атмосферу поступило 100 млн т оксидов серы,
65 млн т оксидов азота, 60 млн т взвешенных частиц. Только к
1990 г. стала ясна роль аэрозолей в глобальном климате. Время
жизни аэрозоля в нижней тропосфере — неделя, в стратосфере —
около года. Стратосферный аэрозоль в основном вулканического
происхождения, в тропосфере оксиды серы и азота появляются в
результате сгорания топлива. Он реагирует с парами воды, образуя капельки серной и азотной кислоты. Подсчитано, что на от150

дельные районы Земли на каждый гектар поверхности выпадает
до 20 кг разных соединений. Проблема кислотных дождей приобрела международное значение. Сотни озер во многих районах Скандинавии, Канады, США превратились в кислотные водоемы, что
приводит к заморам рыбы. Кислотные дожди усиливают выщелачивание элементов минерального питания из листьев, усиливают
вынос их из почв. Повышенная кислотность ускоряет коррозию
металлических конструкций, разрушает памятники старины. Постепенно уничтожается Парфенон в Афинах, скульптурные группы в Польше, России.
Концентрация аэрозолей в атмосфере приводит к отражению
солнечной радиации в космос и уменьшению прямой радиации.
Роль аэрозолей заключается в том, что они являются ядрами конденсации для образования облаков. Облака отражают солнечную
радиацию, т.е. увеличение облачности приводит к уменьшению
солнечной радиации, подходящей к земной поверхности.
Антропогенная гипотеза образования «озоновой дыры» получила широкое распространение и привлекла внимание всего человечества. К антропогенным причинам уменьшения концентрации озона относится увеличение содержания в атмосфере искусственных химических соединений — фреонов (хлорфторкарбоны).
Поступают они из аэрозольных упаковок, бытовых холодильников, рефрижераторов, выбросов химических заводов. Эти соединения поднимаются вверх, при их разложении образуется свободный хлор, разрушающий озон.
К особенно разрушительным последствиям в атмосфере могут
привести ядерные войны. Кроме проникающей радиации и радиоактивного заражения в атмосфере возрастет количество твердых частиц. В результате атмосфера начнет разогреваться, а поверхность Земли
охлаждаться. На Земле начнется ядерная зима. Пыльные бури или
природные аэрозольные катастрофы известны в геологическом прошлом. После извержения вулкана Санторин (1500 лет до н.э.) погибла крито-микенская цивилизация. Извержение вулкана Тамбора в
Индонезии (1815) вызвало выброс в атмосферу 150—180 км3 пемзы
и пепла, в результате в 1815 г. в Европе был год без лета.
Человек оказывает огромное влияние на местный теплооборот, влагооборот и циркуляцию атмосферы. Научились создавать
и рассеивать облака с помощью распыления хладореагентов (твердой углекислоты, иодистого серебра). Они служат ядрами конденсации, вызывают укрупнение капель и выпадение дождя. Для
предотвращения заморозков достаточно полить территорию или зажечь костры. Костры повышают температуру на 3°, полив — на 2°.
Крупные промышленные узлы — мегаполисы имеют собственный климат. Благодаря деятельности людей в промышленных городах возникли смоги, они опасны для всех видов транспорта,
пешеходов, приводят к увеличению смертности. В них образуются
151

городские бризы, днем ветер дует с периферии к центру города,
ночью — наоборот. В городах наблюдается увеличение среднегодовых температур: так, в Милане она возрастает на 1,3°, в Москве —
на 4°, понижается влажность из-за недостатка испарения с асфальтовых покрытий. Из-за увеличения числа ядер конденсации
возрастают осадки на 10 %.
Это интересно
Самый сильный снегопад (12 месяцев) — 31 102 мм; Вашингтон,
США, с 19 февраля 1971 г. по 18 февраля 1972 г.
Самая крупная капля дождя — 9,4 мм; аэропорт Иллинойс, США,
7 августа 1972 г.
Самая высокая скорость ветра — 371 км/ч; Нью-Гемпшир, США,
1934 г.
Самое сухое место в мире — пустыня Атакама, Чили. Засуха, длившаяся 400 лет, закончилась в 1971 г.
Наибольшее число дождливых дней — 350 дней, Гавайские острова.
Самое дождливое место — Тутунендо, Колумбия — 11 770 мм осадков.
Самый интенсивный дождь — 38,1 мм/мин; Гваделупа, 26 ноября 1970 г.
Самая низкая температура - 89,2 °С; станция «Восток», Антарктида,
1983 г.
Самая высокая температура +58,1 °С; Ливия, 1922 г.
Самый толстый лед — 4776 м; Антарктида 69°9/38" ю. ш. и 135в20'25" в. д.
Самый сильный дождь (12 месяцев), 26461 мм; Черрапунджи, Индия, с 1 августа 1860 г. по 31 июля 1861 г.
Самое штормовое место — бухта Содружества, Антарктида. Скорость
ветра 320 км/ч.
Самая крупная градина — 1,02 кг; Бангладеш, 14 апреля 1986 г. Во
время грозы с градом погибли 92 человека.
Самое низкое давление — 870 гПа; 482 км от о. Гуам, Тихий океан,
12 октября 1977 г.
Самое высокое давление — 1083,8 гПа; Сибирь, СССР, 31 декабря 1968 г.
Величайшая разница температур — 116,7°; от - 7 9 ° до +36,7°С; Верхоянск, Россия.
Контрольные вопросы
1. Что такое атмосфера? Каково строение атмосферы?
2. Дайте сравнительную характеристику тропосферы. Почему в тропосфере температура воздуха уменьшается с высотой, а в стратосфере
увеличивается?
3. Что такое «озоновый экран», в чем его значение?
4. Что такое воздушная масса? Перечислите основные географические типы воздушных масс.
5. Чем отличается атмосферный фронт от климатического?
6. Каковы закономерности распределения солнечной радиации в атмосфере и на поверхности Земли?

152

7. Что такое адиабатический процесс? В чем отличие охлаждения сухого и влажного воздуха при подъеме?
8. Каковы условия конденсации водяного пара в атмосфере?
9. Перечислите основные семейства и роды облаков по международной классификации облаков.
10. Что такое нормальное атмосферное давление? Какие факторы
определяют изменение давления?
11. Перечислите зональные и азональные переносы общей циркуляции атмосферы.
12. Как влияют на погоду циклоны и антициклоны?
13. Что такое климат? Каковы основные факторы и процессы климатообразования?
44. Дайте характеристику одного из климатических поясов на выбор.

ГИДРОСФЕРА
Глава

СТРОЕНИЕ ГИДРОСФЕРЫ.
СВОЙСТВА П Р И Р О Д Н Ы Х ВОД
11.1. Структура гидросферы
Гидросфера — водная оболочка Земли, включающая всю химически несвязанную воду и удерживаемая у поверхности силой тяжести. В состав гидросферы включаются все природные воды Земли, участвующие в глобальном круговороте веществ, в том числе
подземные воды в верхней части земной коры, атмосферная влага и вода живых организмов (В. Н. Михайлов, А. Д. Добровольский,
1991). Верхняя граница гидросферы проводится по поверхности
океана, так как пары воды в атмосфере составляют очень небольшую часть гидросферы. Нижняя граница гидросферы проводится
по дну океана, в литосфере — по границе распространения подземных вод, т.е. на глубине несколько сот метров. Химически связанная вода — это вода в минералах, в состав гидросферы она не
включается.
Некоторые ученые придерживаются другой точки зрения.
С.В.Калесник (1955) к гидросфере относил только воды Мирового океана. По мнению Ф. Н. Милькова (1990), собственно сферой являются лишь воды Мирового океана и внутриматериковые
водоемы. Пары воды в атмосфере следует называть рассеянной гидросферой, а подземные воды — погребенной гидросферой. По
мнению автора, все воды суши, составляющие около 6 % (по дру153

гим данным 4 %) воды гидросферы, являются сферой рассеяния
и связаны с океаном только влагооборотом. В.Н.Михайлов и
А. Д.Добровольский границы гидросферы проводят иначе. По их
мнению, границы гидросферы совпадают с границами географической оболочки, так как гидросфера — это не прерывистая оболочка, а геосфера, образованная при взаимодействии всех геосфер географической оболочки.
Исследует гидросферу гидрология — наука, изучающая природные воды Земли и процессы, происходящие в них при взаимодействии с атмосферой, литосферой, биосферой и с учетом
влияния хозяйственной деятельности. Гидрологию подразделяют
по направленности и методам исследования на общую гидрологию, изучающую наиболее общие закономерности гидрологических процессов и явлений; региональную гидрологию, занимающуюся изучением конкретных водных объектов; инженерную
гидрологию, разрабатывающую методы расчета и прогноза различных гидрологических характеристик. Общая гидрология по
объектам исследования подразделяется на гидрологию морей (физическую океанологию), гидрологию суши и гидрологию подземных вод. Гидрология суши, в свою очередь, разделяется по
объектам исследования на гидрологию рек, озер, болот и ледников.
' . ,„
, V fV V ,
и.
2
Гидросфера занимает 361 млн км и содержит 1 458 ООО тыс. км3
воды (табл. 11.1)
Т а б л и ц а 11.1
Структура гидросферы и активность водообмена
(по М.И.Львовичу, 1986)

тыс. км3

Активность
водообмена,
число лет

1 370 ООО

94,22

3000

60 000

4,12

5000

4000

0,27

300

24 000

1,65

8000

Озера

278

0,018

Реки

1,2

0,0001

0,03

Почвенная влага

0,005

Пары атмосферы

0,001

0,027

1458 373

100

2800

Части гидросферы
Океан
Подземные воды
В том числе в зоне
активного водообмена
Полярные ледники

Вся гидросфера

154

Объем

Главная масса воды сосредоточена в океанах — 1370,0 млн км3,
или 94,2 % (97,2 %, по другим данным) всей воды гидросферы. Из
них около 35 тыс. км3 приходится на айсберги — большой резерв
чистой воды.
Второе место занимают подземные воды — 60 млн км3 (4,12 %).
В зоне активного водообмена циркулирует около 4 млн км3. По
мнению ученых, в 10—15-километровой толще литосферы находится около 150 млн км 3 воды, не участвующей во влагообороте,
но представляющей собой резерв жидкой воды.
Третье место по объему воды занимают полярные ледники, в них
сосредоточено 24 млн км3 воды. Эти воды также представляют собой
резерв пресной воды, который в ряде стран уже используют. В полярных ледниках^заключено около 90 % запасов пресной воды на Земле.
Поверхностные воды суши сосредоточивают небольшую долю
воды планеты. Объем озерной воды оценивается в 278 тыс. км3,
рек всего в 1,2 тыс. км3. Единовременный запас пресной воды на
Земле составляет около 32 млн км 3 — ледники, пресные озера,
реки и пресные подземные воды (Л.П. Шубаев, 1977).
Состав самых древних пород свидетельствует о существовании
гидросферы в самом начале геологической истории Земли. Воды
гидросферы образовались одновременно с газами атмосферы вследствие дегазации мантии, объем гидросферы с течением времени
нарастал. Возможно, на ранних этапах формирования гидросферы
большую роль в ее становлении играла ударная дегазация, связанная с падением крупных метеоритов (М. В. Герасимов, Л. М. Мухин, 1986). Часть воды гидросферы расходовалась на гидратацию
минерального вещества, на образование химически связанных вод
в процессе породообразования. Свободная гидросфера стала интенсивно расти только после того, как темп связывания воды в
минералах замедлился. Примерно 4,5 млрд лет назад (катархейский этап) первичная гидросфера тонким слоем покрывала всю
Землю и воды ее были минерализованы. В протерозое сформировался огромный единый массив суши и впадина древнего Тихого
океана. В мезокайнозое в связи с образованием материков и крупных океанических впадин гидросфера приобрела близкие к современным очертания. Объем гидросферы продолжает нарастать и
сейчас со скоростью около 1 км3 в год. В связи с этим предполагают увеличение объема водной массы океана на 6 —7 % в течение
ближайшего миллиарда лет (Р. К.Клиге, 1982).
Выделение воды из мантии происходит и сейчас — около 1 км 3
в год. Эта вода называется ювенильной. Поступает вода и из межпланетного пространства. А. М.Алпатьев (1969) подсчитал, что за
геологическое время на Землю могло выпасть 0,73 • 1020 г воды,
или слой воды в 15 см.
Гидросфера теряет воду вследствие улетучивания водорода в
космос, изъятия воды организмами в реакции фотосинтеза.
155

11.2. Единая система «гидросфера—атмосфера»
Гидросфера и атмосфера по динамике и структуре очень близки и образуют единую систему. Однако масса воды в гидросфере в
300 раз больше, чем масса воздуха. Если бы атмосфера имела плотность воды, то толщина ее равнялась бы всего 10 м. В тепловом
отношении активнее океан, а в динамическом — атмосфера.
Взаимодействие воздушной и водной оболочек начинается с
тончайшего слоя толщиной не более 1 мм. Он подвергается воздействию солнечных лучей, с него происходит испарение, он воспринимает трение воздуха. При волнении с поверхностного слоя
воды срываются капли воды с растворенными веществами. В результате в воздухе оказывается водяной пар и частички соли. Частички соли в атмосфере служат ядрами конденсации. При этом
наблюдается перераспределение ионов: большая часть хлоридов
остается в растворе, а сульфаты образуют аэрозоли и поступают в
атмосферные осадки. Следовательно, при солевом обмене между
гидросферой и атмосферой соли не только переходят в воздух, но
меняется и их соотношение. Речной сток восполняет убыль сульфатов в океане в процессе обмена солями в системе океан — атмосфера — суша.
Горизонтальный и вертикальный переносы масс воды в океане осуществляются циркуляционными системами различных рангов: макро-, мезо- и микроциркуляциями. Обращение воды может
происходить в форме как циклонических, так и антициклонических вихрей. Движения обоих родов соответствуют атмосферным
и зарождаются благодаря фронтальным возмущениям. При движении водных масс происходит их сближение или расхождение.
При сближении (конвергенции) наблюдается повышение уровня
океана и опускание воды. При дивергенции (расходимости) происходит понижение уровня океана и подъем глубинной воды.
Взаимодействие гидросферы и атмосферы непрерывно усложняется. На заре образования оболочек, когда первичный океан
покрывал всю Землю, взаимодействие протекало по сокращенной схеме океан — атмосфера — океан. Не было зеленых растений, поэтому вода не забиралась из гидросферы в процессе фотосинтеза, интенсивно поступала ювенильная вода. С протерозоя
начинается рост живого вещества, оно принимает активное участие в развитии гидросферы и атмосферы. В гидросфере появились
два разнонаправленных процесса: поступление воды в результате
дегазации мантии и изъятие ее фотосинтезом. Без фотосинтеза
географической оболочке угрожало бы «затопление». По мнению
JI. П. Шубаева, за счет реакции фотосинтеза из гидросферы было
изъято около 4 млрд км 3 воды.
Одновременно шло образование материков и океанов, рост
горных систем. Неуклонно росла континентальная часть гидро156

сферы: реки, озера, подземные воды. Неоднократно значительные массы воды связывались материковыми ледниками, что приводило к уменьшению объема океанских вод. Происходило усложнение взаимодействия океан — атмосфера — материки. Влагообороты дифференцировались.
По мнению В.С.Лямина (1978), только на Земле сложились
уникальные условия образования высшей в неорганической природе географической формы движения материи — взаимодействия
гидросферы и атмосферы. Так, например, формирование больших водных бассейнов — озер, морей, океанов, ледников привело к широкому развитию процессов седиментогенеза (образование осадочных пород), возникновению мощного чехла осадочных
пород, отсутствующего на других планетах. Водные образования
на поверхности планеты обусловили качественную перестройку
нижних слоев атмосферы. Вовлекаемая в тепловлагообмен с элементами гидросферы, она приобрела новое качество — в ней образовалась тропосфера. Для тропосферы характерно развитие таких географических процессов и явлений, как климат, воздушные массы, облака, осадки.
Значение гидросферы огромно. Именно в океане впервые возникла жизнь и затем расселилась по всей планете. Вода гидросферы благодаря влагооборотам поступает в атмосферу и переносится на сушу. В воде находится множество растворенных элементов,
океан в недалеком будущем станет кладовой для всего человечества. Морепродукты в последнее время приобретают все большее
значение в рационе питания людей.
Океан — стабилизатор атмосферы: при повышении температуры газы выделяются в атмосферу, при понижении — избыточное
их количество поглощается водой.
11.3. Свойства природных вод
Вода (Н 2 0) — одно из самых распространенных на Земле химических соединений. Природные воды образуют океаны, моря,
ледники, реки, озера, в виде паров присутствуют в атмосфере,
проникают в почву и горные породы. Без воды невозможно существование биосферы и жизни на Земле. Вода — простейшее и устойчивое соединение водорода с кислородом: 11,19 % водорода и
88,81 % кислорода (по массе).
Известны три изотопа водорода *Н — протий, 2 Н — дейтерий
3
и Н — тритий и три изотопа кислорода 16 0, 17 0, 18 0. Природная
вода на 99,73 % состоит из *Н и 16 0, является легкой водой. На дне
океанов обнаружена и тяжелая вода, состоящая из 2 Н и 3 Н (165 г
на тонну). Организмы в такой воде не живут. При испарении в пар
переходит легкая вода, неиспарившаяся вода обогащается более
тяжелой водой с изотопами 17 0 и 18 0.
157

Свойства воды объясняются структурой ее молекулы. Атом кислорода и два атома водорода образуют подобие равностороннего
треугольника с атомами водорода в основании и кислородом
в вершине, угол равен 104°27'. Благодаря этой особенности у воды
высокий дипольный момент. Диполи — молекулы сильно сцеплены друг с другом. Выделяют рыхлую «ажурную» и плотную
упаковку молекул. Рыхлая характерна для снега и льда. Здесь молекулы воды составляют гексагональную систему с прочными водородными связями. Каждая молекула снега и льда окружена соседними молекулами так, что между ними есть пустоты. При таянии
снега и льда пустоты начинают исчезать, объем уменьшается.
В воде упаковка молекул более плотная. Интенсивнее всего этот
процесс происходит при увеличении температур от 0 до 4°С
(в пресной воде).
Чистая пресная вода имеет максимальную плотность при + 4 °С,
при нагревании и охлаждении воды плотность ее уменьшается.
В первом случае происходит расширение объема воды при нагревании. При охлаждении воды от + 4 °С до О °С наблюдается перестройка молекул, вода приобретает более рыхлую упаковку
молекул. При увеличении солености температура наибольшей плотности уменьшается и при солености в 24,7 %о температура замерзания и температура максимальной плотности воды совпадают
( - 1,33 °С). Поэтому в водах морей и океанов, у которых соленость
больше 24,7 %о, при понижении температуры плотность воды возрастает и вода опускается на дно. Небольшой водоем с соленой
водой может промерзать до дна (табл. 11.2).
Чистая пресная вода при нормальном давлении может находиться в трех агрегатных состояниях, кипит при 100 °С и замерзает при 0°С. Удельная теплоемкость воды велика и составляет
4,18 кДж/(кг • °С), поэтому при охлаждении 1 м 3 воды на 1 °С выделяется столько теплоты, что можно нагреть 3300 м 3 воздуха на 1°.
Вода обладает большим поверхностным натяжением, в океане
в поверхностной пленке воды живут микроорганизмы. На суше по
Т а б л и ц а 11.2
Зависимость температуры замерзания и максимальной плотности
от солености воды
Соленость, %о

Температура
замерзания, °С

-0,3

-0,5

-0,8

Температура
максимальной
плотности, °С

2,9

1,9

0,8

158

24,7

-1,1 -1,33 -1,6

-1,9

-2,2

-1,33 -2,5

-3,5

-4,5

0,3

капиллярам вода может подниматься вверх, обеспечивая питание
растений и формирование почв. В глинах по тонким капиллярам
вода поднимается на 7—10 м от уровня грунтовых вод. Вода в
капиллярах не замерзает при - 30 °С, а становится более вязкой.
Свойства воды сильно меняются под влиянием давления и температуры. При давлении более 20 • 108 Па она образует «горячий
лед», считается, что такой лед может быть в недрах Земли и на
планетах-гигантах. При очень низких температурах (-170 °С) вода
образует сверхплотный лед, такой лед находится в кометах и метеорах.
Вода гидросферы представляет собой природный раствор, в
котором кроме воды присутствуют соли, газы и организмы. Вода —
прекрасный растворитель. Благодаря тому, что молекулы воды —
диполи, т.е. вода — полярное соединение, она взаимодействует
почти со всеми веществами. Как только кристалл вещества попадает в воду, молекулы воды так энергично с ним взаимодействуют, что ионы кристалла отрываются от кристаллической решетки и переходят в воду. Именно поэтому все природные воды —
растворы, даже в дождевой воде содержатся соли. Универсальная растворительная способность воды обеспечивает перенос вещества в географической оболочке. Огромна роль химического
воздействия воды в развитии материков, в обмене веществ между материком и океаном. Чистая вода, благодаря своей высокой
растворяющей способности, была бы вредна для организмов,
именно содержание солей благотворно действует на живые организмы. Соленость вод — содержание (в граммах) всех минеральных веществ, растворенных в 1 кг морской воды. Соленость выражается в граммах на килограмм, или в тысячных долях — промилле (S %о). Соленость воды океана равна 35 %о, т.е. 35 г солей в 1 кг
воды.
По степени минерализации воды выделяют: пресные воды (до
1 %о), солоноватые (от 1 %о до 24,7 %о), соленые (от 24,7 до 47 %о),
рассолы (выше 47 %о).
По составу солей природные воды подразделяются
— по преобладающему аниону на три класса: гидрокарбонатные ( H C O j ) , сульфатные (SOJ"), хлоридные (С1~);
— по преобладающему катиону каждый класс делится на три
группы: кальциевые (CaJ*), магниевые (Mg2+), натрий-калиевые
(Na + —К + ).
Пребывание одновременно в газообразном, жидком и твердом
состояниях и абсолютная подвижность определили вездесущность
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.
Вода обладает способностью самоочищения: при прохождении
через грунт она фильтруется; испаряется только чистая вода, все
159

примеси остаются на месте. В процессе течения в реках или при
волнении на море и озере грязь сбивается в комочки и вода становится чище. Но этот процесс идет до известного предела. Загрязнение воды промышленными отходами нередко переходит предел самоочищения.

Глава 12
ТЕПЛООБОРОТ В ГИДРОСФЕРЕ
Энергетической основой движения вод на Земле служат солнечная радиация, сила тяжести и тепловые процессы. Источник
тепловой энергии Земли — Солнце. Солнечная энергия перераспределяется между океаном, сушей и атмосферой. При этом природные воды выступают и как поглотитель и регулятор поступающей солнечной энергии, и как фактор ее перераспределения на
Земле. Непосредственно от Солнца атмосфера получает не больше
Уз теплоты, остальное она получает от земной поверхности, прежде
всего от гидросферы, которая передает ей теплоту через конденсацию водяного пара.
Солнечные лучи, прошедшие газовую оболочку планеты, в
большинстве случаев встречают водную среду: океаны, озера, реки,
болота, влажную почву. Тепловая энергия тратится на испарение
воды. Молекулы воды при переходе из жидкости в пар должны
преодолеть силы молекулярного сцепления в воде. На эту работу
расходуется кинетическая энергия. Количество теплоты, затрачиваемое на единицу испаряющейся воды, называют скрытой теплотой парообразования. При конденсации пара скрытая теплота
парообразования поступает в воздух и нагревает его.
В тепловом балансе поверхности Земли приходную часть составляет радиационный баланс, расходную часть — затраты теплоты на испарение и турбулентный теплооборот с атмосферой.
Существенная часть радиационного баланса всей Земли (87 %)
затрачивается именно на испарение. На поверхности суши на испарение затрачивается около 54 % радиационного баланса, на поверхности океана — 90 %. Следовательно, воды Мирового океана
и воды суши служат мощными регуляторами тепловых процессов
на Земле.
В целом для поверхности Земли тепловой баланс равен нулю,
но на различных широтах это не так. В экваториальных широтах
тепловой баланс положительный, в приполярных — отрицательный. Чтобы избыток теплоты в экваториальных широтах и недостаток в приполярных балансировались, необходим механизм передачи теплоты. Осуществляется передача теплоты воздушными
потоками и океанскими течениями. В океане наблюдается горизонтальная и вертикальная циркуляция воды, способствующая
160

перераспределению теплоты. В высоких широтах холодные и более плотные воды опускаются на дно и движутся в сторону менее плотных вод к экватору. На поверхности происходит движение воды от экватора к полюсу, компенсирующее недостаток
вод в приполярных широтах.
Нагревание водоемов отличается от нагревания суши. Теплоемкость воды примерно в два раза больше, чем горных пород. При
одинаковом количестве теплоты вода нагревается и остывает вдвое
медленнее, чем почва. В теплое время водоемы аккумулируют теплоту, а в холодное время передают его воздуху. Например, Балтийское море с октября по март отдает 217,4 кДж/см 2 теплоты
(Л.П.Шубаев, 1977). Стометровая толща воды при остывании на
1 °С повышает температуру всей тропосферы на 6°.
В воде лучи проникают на большую глубину и нагревают большую толщу воды (100—150 м). На еще большую глубину тепло
передается вертикальным перемешиванием.
Исследования последних лет показали, что некоторое количество тепла поступает в океан из недр Земли. В срединно-океанических хребтах в гидротермах отмечено увеличение температуры
воды. В рифтах Красного моря обнаружена горячая вода с температурой до 270 °С.

Глава 13
ВЛАГООБОРОТ В ГИДРОСФЕРЕ
Воды гидросферы участвуют во всех влагооборотах на Земле —
большом, малом и внутриматериковом. Большой и малый влагооборот связаны между собой переносом водяного пара с океана
на сушу и поверхностным и подземным стоком с суши на океан.
Влагооборот находит количественное выражение в годовом водном балансе. Водный баланс — соотношение прихода и расхода
воды за определенный промежуток времени (год, месяц). Структура водного баланса для суши, Мирового океана и Земли в целом представлена в табл. 13.1.
На суше объем атмосферных осадков больше, чем объем испаряющейся воды. Разность в 44,2 тыс. км 3 составляют воды, переносимые на сушу в виде водяного пара и возвращающиеся в океан
поверхностным и подземным стоком. В эту величину входят 2400 км3
стока подземных вод в океан минуя реки и 300 км 3 стока воды и
льда с полярных ледников. Над океаном объем испарившейся воды
больше, чем объем атмосферных осадков. Компенсируются потери за счет притока поверхностных и подземных вод. Для всего
земного шара количество испарившейся воды равно количеству атмосферных осадков за один и тот же промежуток времени.
6 Савцова

161

Т а б л и ц а 13.1

Водный баланс (по М.И.Львовичу, 1986)
Элементы водного баланса

Объем, км3

Толщина слоя, мм

Суша
1148

Осадки

113 500

Речной сток

44 230

380*

Испарение

69 270

768

Мировой океан
Осадки
Приток речных вод
Испарение

411600

1140

44 230

120

455 830

1260

Земной шар
Осадки

525 100

1030

Испарение

525 000

1030

* Включая сток подземных вод и сток с полярных ледников.

М.И.Львович ввел понятие активности водообмена, происходящего в процессе круговорота воды. Активность водообмена определяется по соотношению объема части гидросферы к приходному или расходному элементу баланса. Активность обмена вод
океана составляет 3000 лет. Обмен подземных вод еще более замедлен — 5000 лет, происходит это за счет глубинных рассолов,
отличающихся слабой активностью. В зоне активного водообмена
подземные воды возобновляются через 300 лет.
Наиболее замедлен водообмен в полярных ледниках, что является следствием медленного движения и таяния льда.
Воды суши отличаются наибольшей активностью водоема. Воды
озер обновляются через 17 лет. Речные воды обладают наибольшей активностью — они сменяются через каждые 11 дней. Поэтому реки, имея небольшой объем в 1,2 тыс. км 3 , дают сток в океан
в 40 раз больший. Вот почему речная вода в естественных условиях
всегда практически пресна и служит одним из основных источников пресных вод, необходимых для человека. Чем менее активен
водообмен, тем выше минерализация воды.
162

Глава 14
МИРОВОЙ ОКЕАН
14.1. Мировой океан. Структура Мирового океана
Океаносфера — это геосфера, представленная водами океанов
и морей со сложными физико-химическими свойствами вод, своеобразным геолого-геоморфологическим строением, животным
и растительным миром. Ввиду исключительной роли Мирового
океана в природе нашей планеты надо считать справедливым выделение наряду с гидросферой понятия «океаносфера» (В.Н.Степанов, 1983).
Мировой океан — пространство Земли, покрытое водами океанов
и морей, представляющее собой непрерывную водную оболочку.
Название «Мировой океан» было предложено Ю. М. Шокальским. В структуре Мирового океана выделяют океаны, моря, заливы и проливы.
Океан — часть Мирового океана, расположенная между отдельными материками и отличающаяся своеобразной конфигурацией береговой линии и особенностями подводного рельефа, со
специфической схемой течений, растительным и животным миром. В 1650 г. голландский ученый Г. Варениус в «Географии генеральной» предложил выделять пять океанов: Тихий, Индийский,
Атлантический, Северный Ледовитый и Южный Ледовитый. В 1845 г.
это деление было подтверждено Лондонским географическим обществом. С 30-х годов XX в., после детального изучения арктического бассейна, выделено четыре океана, Южный океан был разделен между Тихим, Атлантическим и Индийским (табл. 14.1).
С 1996 г. в России предложено выделять пятый Южный океан
(согласно решению Комиссии по географическим названиям),
однако характеристики его пока нет.
Т а б л и ц а 14.1
Характеристика океанов (по А. М. Рябчикову)
Площадь,
тыс. км2

Средняя
глубина, м

Максимальная
глубина, м

178 700

4282

И 022

Атлантический

91700

3925

9219

Индийский

74 900

3963

7455

Северный Ледовитый

14 750

1225

5527

Океан
Тихий

163

Изменения в делении Мирового океана объясняются тем, что
границы океанов не везде проходят по берегам материков, нередко они проводятся условно.
Моря — обособленные части океана, отличающиеся собственным гидрологическим режимом, особенностями физических и химических свойств. По особенностям конфигурации и гидрологическому режиму выделяются моря окраинные, внутренние (межматериковые и внутриматериковые), межостровные.
Окраинные моря располагаются близ окраин материков, они
отделяются от океана цепочками островов и свободно сообщаются с океанами (Баренцево море, Карское, Лаптевых). Их гидрологический режим имеет большое сходство с режимом смежных
районов открытого океана.
Внутренние моря имеют затрудненную связь с океаном через
сравнительно узкие проливы, поэтому их гидрологический режим существенно отличается от гидрологического режима прилегающих областей океана. Внутриматериковые моря находятся внутри какого-нибудь материка. К морям этого типа относятся моря
Белое, Азовское, Балтийское. Для внутренних морей характерны
максимальная обособленность, замкнутая циркуляция поверхностных вод, своеобразное распределение температур и солености.
Межматериковые, или средиземные, моря окружены со всех сторон разными материками, и только узкие проливы соединяют их
с океанами (Средиземное, Красное моря).
Межостровные моря — части океана, окруженные кольцом островов, водообмен с океаном затруднен из-за мелководных проливов (моря Сулу, Сулавеси).
Выделение морей, их границ, размеров и названий не совсем
еще установилось; число морей, по данным разных авторов,
варьирует от 17 до 84 (В.Н.Михайлов, А.Д.Добровольский). По
подразделению, принятому Международным гидрографическим
бюро и Межправительственной океанографической комиссией в
целях упорядочения международного обмена океанографическими материалами, насчитывается 59 морей.
В океанах и морях выделяют отдельные их части: заливы и проливы.
Заливы — части океана или моря, вдающиеся в сушу и слабо
обособленные от открытого океана или моря. Залив продолговатой формы с устьем реки в вершине называется губой (распространенное название на севере России). Бухта — небольшой залив,
сильно обособленный от моря мысами и островами. Как правило,
бухты используют для строительства портов.
Проливы — узкие части океана, разделяющие материки или
острова и соединяющие два соседних водоема. Например, Берингов пролив соединяет Тихий и Северный Ледовитый океаны, но
разделяет Азию и Америку.
164

Вертикальная структура Мирового океана. В вертикальном разрезе толща воды Мирового океана распадается на большие слои,
отличающиеся по температуре, солености, плотности и характеру циркуляции. Вертикальная структура океана сопоставима со стратификацией атмосферы (Л.П.Шубаев, 1977). По аналогии с
атмосферой в Мировом океане различают поверхностную зону,
ограниченную глубиной проникновения вертикальной конвекции — океаническую тропосферу. Глубже располагаются холодные
донные относительно однородные воды — океаническая стратосфера. В океанической тропосфере выделяют поверхностные но глубины 300—500 м, промежуточные — до глубины 1000—1200 м
воды, стратосфера разделяется на глубинные — до 2000 — 2500 м и
придонные воды.
Для поверхностных вод характерны высокая динамичность и
изменчивость свойств воды, обусловленные сезонными колебаниями температуры, они распределяются зонально. Объем воды в
них 68,4 млн км 3 , что составляет 5,1 % объема воды океана.
Мощность промежуточных вод 900 — 800 м, максимальная
толщина наблюдается в полярных областях и в центрах антициклонических круговоротов, где преобладает опускание. В экваториальной зоне, где наблюдается поднятие вод, толщина промежуточных вод уменьшается. В районе циклонических круговоротов
минимальная толщина приближается к 600 м. Объем воды составляет 414,2 млн км 3 , или 31 %.
Глубинные воды Мирового океана отличаются большой однородностью, формируются они благодаря смешению поверхностных и промежуточных вод. В них сосредоточено 680 млн км 3 , или
50,7 % всех вод.
Придонные воды образуются в результате опускания вышележащих слоев воды. Их мощность зависит от рельефа дна океана. Они
воспринимают теплоту из недр Земли и химически взаимодействуют с дном океана. Объем составляет 176,3 млн км 3 , или 13,2%.
Уровенная поверхность Мирового океана. Свободная поверхность
океана, совпадающая с поверхностью геоида, называется уровенной. На ее отклонение влияют приливы, изменения температуры и
давления, колебание речного стока, землетрясения. Колебания уровенной поверхности океана могут быть периодическими и непериодическими. К периодическим колебаниям уровенной поверхности
относятся суточные и сезонные: суточные колебания обусловлены
приливами и отливами, сезонные — возникают в результате годовых колебаний речного стока или воздействия муссонов. Непериодические колебания уровенной поверхности могут быть связаны с
нагонами при землетрясениях или штормах. Уровенная поверхность
имеет выступы в районе Новой Гвинеи до 80 м и провалы у Индостана до 112 м и у Бермудских островов до 64 м. Отклонения уровенной поверхности могут достигать нескольких метров.
165

В России за нулевой уровень принят средний уровень Балтийского моря у Кронштадта (Балтийский футшток), вычисленный
почти за 100 лет. От него измеряются абсолютные высоты на территории России.
14.2. Водные массы. Океанические фронты
Водные массы — большие объемы воды, формирующиеся в
определенных зонах Мирового океана и обладающие в течение
длительного времени характерными физико-химическими и динамическими свойствами.
В океанической тропосфере — самом динамичном слое океана — выделяются водные массы мощностью 1000—1200 м. В этом
слое поверхностные воды отличаются сезонной циркуляцией и
изменчивостью температуры, солености и плотности; а промежуточные воды представляют собой как бы природную границу, здесь
преобладают горизонтальные движения воды. Основная роль в их
образовании принадлежит конвективному перемешиванию, которое завершается образованием однородной массы.
Каждая водная масса как понятие географическое характеризуется определенным комплексом показателей — физических, химических и биологических. В комплекс показателей входят температура, соленость, прозрачность, содержание кислорода, видовой состав фауны и флоры. Каждая водная масса имеет свой очаг
формирования. В нем формируется ядро водной массы с наиболее
отчетливо выраженными свойствами. От ядра к внешним границам
свойства плавно изменяются. Изменение водной массы, ее трансформация происходят под влиянием трех причин: перехода из одного климатического пояса в другой, изменения внешних условий
в районе расположения водной массы и смешивания с соседними
водными массами. Первый вид трансформации называется зональной трансформацей, так как он связан с перемещением в другие
климатические пояса. Второй вид — сезонная трансформация —
связан с сезонными изменениями гидрометеорологических характеристик, третий вид называется трансформацией смешения.
Наиболее распространенным является подразделение водных масс
на экваториальные, тропические, субтропические, субполярные (умеренные) и полярные (<арктические и антарктические) водные массы. В учебнике В. Н. Михайлова и А.Д.Добровольского отдельно рассматриваются субполярные и умеренные водные массы. В. Н. Степанов выделяет пять основных водных масс — экваториально-тропическая,
тропическая основная, субтропическая, субполярная, полярная.
Внутри основных типов водных масс выделяются еще виды.
Экваториальная водная масса образуется на экваторе. Она отличается высокой температурой в течение года (27 — 28 °С), пониженной соленостью (до 34 %о), минимальной плотностью.
166

Рис. 14.1. Общая циркуляция вод
Мирового океана
(по В.Н.Степанову):
макроциркуляционные системы:
I — экваториальная; II — тропические; III — субтропические; IV — антарктическая; V — высокоширотные;
VI — арктическая; 1 — направление
перемещения основных потоков; 2 —
береговая линия; 3 — главные океанические фронты (Э — экваториальный; С — субэкваториальный; Т —
тропический; СП — субполярный;
П — полярный); 4 — конвергенция;
5 — дивергенция

о iо^ cMfo o o V -

ю
2

иии

XXX

Тропические водные массы формируются в постоянных барических максимумах на океанах. Летом имеют температуру до 27 °С,
зимой температура опускается до 20 °С. Из-за большого испарения соленость высокая, до 36 %о.
В районах распространения теплых течений в субтропических
широтах формируется субтропическая водная масса. Это теплые и
осолоненные воды, они охлаждаются, уплотняются в результате
развития конвекции и отдают огромное количество теплоты в атмосферу.
Субполярные (умеренные) водные массы соответствуют умеренным широтам. Температуры сильно изменяются в течение года:
летом 15 —12 °С, зимой до 5 °С. Соленость понижена и составляет
32—33 %о.
Полярные водные массы образуются в Арктике и в узкой полосе у берегов Антарктиды. Температура изменяется от 5 °С летом до
- 1,8 °С зимой. Ледяной покров в полярных водных массах существует большую часть года. Соленость понижена до 33 %о.
При встрече двух водных масс возникают фронтальные зоны,
отличающиеся высокими градиентами температур, солености,
плотности, они называются океаническими фронтами.
В открытом океане выделяют пять фронтов (В.Н.Степанов,
1983): экваториальный, субэкваториальный, тропический, субполяр167

ный и полярный. Океанические фронты особенно ярко проявляются в областях схождения теплых и холодных течений. В местах расхождения фронты размываются (рис. 14.1).
Особенно велика динамичность субполярных фронтов, где
встречаются теплые субтропические и холодные субполярные водные массы. Полярные океанические фронты не столь динамичны,
так как они разделяют воды с меньшими различиями в свойствах
(субполярные и полярные водные массы). Тропический океанический фронт разделяет субтропическую и тропическую водные
массы. Субэкваториальный океанический фронт в Северном полушарии и экваториальный океанический фронт в Южном полушарии разделяют экваториальную и тропическую водные массы.
Экваториальный и тропические фронты наименее динамичны.
Однако у западных берегов материков, где наблюдается подъем
холодных донных вод (апвеллинг) и встречаются пассатные течения и экваториальные противотечения, фронты активизируются.
Лучше всего фронты выражены на глубине 50 м, здесь на 1° меридиана температура падает на 10 °С.
14.3. Физико-химические свойства вод Мирового океана
Соленость вод Мирового океана. Еще в начале XIX в. было замечено, что количество растворенных в водах океана солей может
сильно различаться, но солевой состав, соотношение различных
солей вод Мирового океана одинаковы. Эта закономерность формулируется как свойство постоянства солевого состава морских
вод. На 1 кг морской воды приходится 19,35 г хлора (С1), 2,70 г
сульфатов (SOJ"), 0,14 г гидрокарбонатов ( H C O j ) , 10,76 г
натрия (Na), 1,30 г магния (Mg), 0,41 г кальция (Са). Количественное соотношение между главными солями в воде Мирового океана
остается постоянным. Общая соленость S (%о) определяется по количеству хлора в воде (формулу получил М.Кнудсен в 1902 г.):
5 = 0,030 + 1,805 С1.
Воды океанов и морей относятся к хлоридному классу и натриевой группе, этим они резко отличаются от речных вод. Всего
восемь ионов дают более 99,9 % общей массы солей в морской
воде. На оставшуюся 0,1 % приходятся все остальные элементы
Периодической системы Д. И. Менделеева.
Распределение солености воды в водных массах зонально и зависит от соотношения осадков, притока речных вод и испарения
(рис. 1 4 . 2 ) . Кроме того, на соленость воды оказывает влияние циркуляция вод, деятельность организмов и другие причины. На экваторе отмечается пониженная соленость воды ( 3 4 — 3 3 % о ) , обусловленная резким увеличением атмосферных осадков, стоком полноводных экваториальных рек и немного пониженным испарением
168

169

из-за высокой влажности. В тропических широтах наблюдается самая
высокая соленость вод (до 36,5 %о), связанная с высоким испарением и небольшим количеством осадков в барических максимумах.
В умеренных и полярных широтах соленость вод понижена (33—33,5 %о).
В этих широтах понижение солености объясняется увеличением количества осадков, стоком речных вод и таянием морских льдов.
Широтное распределение солености нарушают течения, реки
и льды. Теплые течения в океанах переносят более соленые воды в
направлении высоких широт, холодные течения переносят менее
соленые воды к низким широтам. Реки опресняют приустьевые
районы океанов и морей. Очень велико влияние рек Амазонки,
Конго, Нигера и др. Опресняющее влияние Амазонки ощущается
на расстоянии 1000 км от устья. Льды оказывают сезонное влияние на соленость вод океана: зимой при образовании льда соленость воды возрастает, летом при таянии льда — уменьшается.
Соленость глубинных вод Мирового океана однообразна и в
целом составляет 34,7 — 35,0 %о. Соленость придонных вод более
разнообразна и зависит от вулканической деятельности на дне
океана, выходов гидротермальных вод, разложения организмов.
Характер изменения солености вод океана с глубиной различен на разных широтах. Выделяют пять основных типов изменения солености с глубиной (табл. 14.2).
В экваториальных широтах соленость с глубиной постепенно
возрастает. Соленость воды достигает максимального значения на
глубине 100 м. На этой глубине к экватору подходят более соленые и плотные воды из тропических широт океанов. До глубины
1000 м соленость очень медленно повышается до 34,62 %о. Глубже
соленость практически не меняется.
В тропических широтах соленость немного увеличивается до глубины 100 м, затем плавно уменьшается до глубины 800 м. На этой
глубине в тропических широтах наблюдается самая низкая соленость (34,58 Ко). Очевидно, здесь распространяются менее соленые, но более холодные и плотные воды высоких широт. С глубины 800 м она немного увеличивается.
В субтропических широтах соленость быстро уменьшается до
глубины 1000 м (34,48 %о), затем становится почти постоянной. На
глубине 3000 м она составляет 34,71 %о.
В субполярных широтах соленость с глубиной медленно увеличивается с 33,94 до 34,71 %0. В полярных широтах соленость с глубиной возрастает более существенно — с 33,48 до 34,70 %о.
Соленость морей сильно отличается от солености Мирового
океана и зависит от многих причин. Соленость воды Балтийского
(10—12%о), Черного (16—18 %0), Азовского (10—12%0), Белого
(24—30 %о) морей обусловлена опресняющим влиянием речных
вод и атмосферных осадков. В других морях отмечается резкое увеличение солености. В Красном море соленость составляет 40—42 %о,
170

34,64

о
ю

оо
чо
со

CN
Ihj
со

«о
со

WO
Tjсо

СО
CN
чо
го

34,50

оо
rf
со

оо
о
I/O
со

CN
О
wo
со

(N
Tjсо

Tjсо

34,14

34,17

гCN
WO
согCN
W0
со

<N
О
со

чо
ON
со
со

34,42

35,16

35,23

33,94

33,48

ЭТ

СбТ

СбП

Тропический
(основной)

Субтропический

Субполярный

Полярный

TJсо
со

Экваториальнотропический

чо
OS
СО
со

Индекс

со

uo
СО
о
wo
со

Тип

оио

СО
ON
со
со

34,09

35,22 35,16

О
«п

35,56

о
о(N

34,31

34,27

О
ГО

35,43

34,87

WO
со

34,86

со

СО
со

оо

34,79

Ю
>»
e
Ц

34,89

ci
X
s

ф
чо

со

(N
WO
^СО

34,72

ON
чо
«ф
со

34,58

оо
чо

34,64

8О
О

34,71

О
оо

1-н
гсо

чо
со
оо

34,36

34,75
см
г*»
СО
1-й
чо
со
оо
ио
СО

34,70

34,67
WO
чо
со
(N
чо
СО
гчо
со

со

34,63

3000
оо
о
(N

171

высокая соленость объясняется малым количеством атмосферных осадков, большим испарением. Кроме того, водообмен с океаном происходит через узкий пролив с небольшими глубинами. Повышенная соленость Средиземного моря (до 39 %о) объясняется тем, что испарение не компенсируется атмосферными осадками и стоком речных
вод, водообмен осуществляется через узкий Гибралтарский пролив.
Средняя соленость вод Атлантического океана составляет
35,4 %о, Тихого — 34,9 %о, Индийского — 34,8 %о, Северного Ледовитого океана — 29 — 32 %о.
Плотность воды в Мировом океане. Плотность — отношение
массы тела к его объему (кг/м 3 ). В научной и картографической
литературе иногда для упрощения расчетов употребляется понятие «условная плотность», т.е. пользуются цифрами, содержащими
последние знаки величин. Так, если плотность равна 1026,34 кг/м3,
записывается просто 26,34. Плотность воды зависит от содержания солей, температуры и глубины, на которой находится вода.
При увеличении солености воды плотность ее возрастает. Плотность воды увеличивается при понижении температуры воды, при
увеличении испарения (так как увеличивается соленость воды),
при образовании льда. С глубиной плотность растет, хотя и очень
незначительно из-за малого коэффициента сжимаемости воды.
Плотность воды изменяется зонально от экватора к полюсам.
На экваторе плотность воды небольшая и равна 1022—1023, что
обусловлено пониженной соленостью и высокими значениями температуры воды. К тропическим широтам плотность воды возрастает до 1024—1025 из-за увеличения солености воды вследствие повышенного испарения. В умеренных широтах плотность воды средняя, в полярных широтах она увеличивается до 1026—1027 из-за
понижения температуры воды.
Газы в Мировом океане. Способность воды растворять газы зависит от температуры, солености и гидростатического давления.
Чем выше температура и соленость воды, тем меньше газов может в ней раствориться.
В воде океанов растворены различные газы: кислород, углекислый газ, аммиак, сероводород и др. Газы попадают в воду из атмосферы, за счет речного стока, биологических процессов, подводных
вулканических извержений. Наибольшее значение для жизни в океане имеет кислород. Он участвует в планетарном газообмене между
океаном и атмосферой. В активном слое океана ежегодно образуется
5 •ДО10т 0 2 . Поступает кислород из атмосферы и выделяется при
фотосинтезе водных растений, расходуется на дыхание и окисление.
При нагревании воды в океане днем и летом кислород выделяется
в атмосферу, при остывании ночью и зимой океан поглощает кислород. Содержание кислорода по широтам распределяется зонально.
В экваториальных водах содержится 5 см 3 /л кислорода, в тропических водах содержание кислорода понижено (4 см 3 /л), в умеренных
172

и полярных широтах содержание кислорода возрастает до 6—7 см3/л.
На глубине в рифтовых долинах срединно-океанических хребтов
было обнаружено увеличение содержания кислорода. Предполагают, что при дегазации магмы происходит обогащение донных вод
кислородом, затем он течениями выносится на поверхность, а при
нагревании воды выделяется в атмосферу.
Углекислый газ находится в воде в основном в связанном состоянии, в виде углекислых соединений. Он выделяется при дыхании организмов, при разложении органического вещества, расходуется на строительство скелета кораллами. Углекислый газ, как
и кислород, лучше растворяется в холодной воде. Поэтому при
понижении температуры воды происходит поглощение углекислого газа, при повышении температуры воды углекислый газ
выделяется в атмосферу. В полярных широтах в холодной воде
углекислый газ растворяется, в тропических и экваториальных
широтах теплая вода отдает углекислый газ атмосфере.
Азот всегда есть в воде океана, но его содержание по отношению к другим газам меньше, чем в атмосфере. В некоторых морях
в глубине может накапливаться сероводород, происходит это благодаря деятельности бактерий в бескислородной среде. В Черном
море отмечено сероводородное загрязнение, содержание его достигло 6,5 см 3 / л. Организмы в такой среде не живут.
Прозрачность и цвет воды Мирового океана. Прозрачность воды
зависит от рассеивания и поглощения солнечной радиации, от
количества минеральных частиц и планктона. Наибольшая прозрачность отмечена в открытом океане в тропических широтах и
равна 60 м. Уменьшается прозрачность воды на мелководье, вблизи устьев рек. Особенно резко уменьшается прозрачность воды после
шторма; на мелководье после шторма прозрачность воды уменьшается до 1 м. Наименьшая прозрачность наблюдается в океане
в период активного размножения планктона. Определяется прозрачность по исчезновению диска Секки (белый диск диаметром
30 см). От прозрачности воды зависит глубина проникновения солнечных лучей в толщу океана и, следовательно, распространение
фотосинтезирующих растений. Организмы, способные усваивать
солнечную энергию, живут на глубине до 100 м.
Толща чистой воды имеет голубой или синий цвет. Большое
количество планктона приводит к появлению зеленоватого оттенка
океанической воды, вблизи рек вода может быть коричневой.
14.4. Температурный режим вод Мирового океана. Ледовый режим
Температурный режим. Температурный режим вод океана определяется тепловым балансом. Океан получает теплоту за счет
суммарной солнечной радиации, от конденсации влаги на водной поверхности, льдообразования и химико-биологических про173

цессов, идущих с выделением теплоты. В океан поступает теплота,
приносимая атмосферными осадками, речными водами; на температуре глубоководных слоев сказывается теплота Земли. Теряется теплота за счет эффективного излучения водной поверхности.
Кроме того, она расходуется на испарение воды, таяние льда,
турбулентный обмен с атмосферой, нагрев холодной воды рек и
течений. Определяющее значение в тепловом балансе имеет приход солнечной радиации и расход теплоты на испарение.
В температурном режиме выделяются суточный и годовой ход.
В суточном ходе температуры на поверхности воды в океане наблюдается один максимум — в 14—16 ч, один минимум — после
восхода Солнца. Суточные амплитуды температуры воды на поверхности океана заметно ниже, чем суточные амплитуды температуры воздуха над ней. Днем на поверхность океана поступает
солнечная радиация и теплота одновременно расходуется на испарение. Ночью вода излучает теплоту в атмосферу, но и получает
ее за счет конденсации на поверхности. В результате действия разнонаправленных процессов суточные амплитуды температуры поверхности воды очень невелики. Суточная амплитуда температуры
равна 1° на экваторе, в высоких широтах она может равняться
нулю.
Годовой ход температуры поверхности воды различен на разных широтах. На экваторе температура поверхности воды мало
изменяется в течение года, годовая амплитуда температуры поверхности воды составляет 1 — 2°. В тропических широтах годовая
амплитуда температуры поверхности воды увеличивается до 5 е .
На одной и той же широте температура воды в тропических
широтах у западных берегов океанов выше, чем у восточных.
Понижение температуры воды у восточных берегов океанов происходит благодаря пассатам, отгоняющим теплую воду от берегов, и апвеллингу. В умеренных широтах максимум температур
поверхности воды наблюдается в конце лета, минимум — в конце зимы, годовая амплитуда температуры увеличивается до 10е.
В умеренных широтах Северного полушария у восточных берегов
океанов наблюдается повышение температур поверхности воды
из-за подхода к берегам теплых течений. В полярных широтах годовая амплитуда температур поверхности воды невелика и составляет 2°.
Наибольшая средняя годовая температура поверхности воды
(27 — 28 °С) наблюдается на экваторе, к полярным широтам она
уменьшается до 0 °С. Зимой температура поверхности воды в полярных широтах может опускаться до отрицательных значений.
Средняя годовая температура Мирового океана составляет 17,4 °С,
наибольшая средняя годовая температура воды отмечена для Тихого океана (19,1 °С), наименьшая — для Северного Ледовитого
океана (0,75 °С).
174

Перераспределение теплоты в толще океанской воды происходит благодаря конвекции и перемешиванию в результате волнения и течений. Температура воды с глубиной понижается. На некоторой глубине в толще воды наблюдается резкое понижение
температуры, здесь выделяется слой температурного скачка — термоклин. В полярных широтах термоклин практически отсутствует.
В умеренных широтах он существует летом на глубине около 300 м,
зимой исчезает или опускается ниже. В экваториальных и тропических широтах слой скачка присутствует постоянно на глубинах
от 100 до 700 м.
По изменению температуры воды с глубиной выделяется несколько типов распределения температур (табл. 14.3).
В экваториальном типе распределения температуры температура воды быстро уменьшается от 26,65 °С на поверхности до 10,74 °С
на глубине 300 м. Термоклин наблюдается на глубине 200—300 м.
Далее до глубины 1000 м температура воды уменьшается медленно, а глубже остается практически постоянной. В тропическом типе
распределения температур температура воды резко падает от 26,06 °С
до 13,60 °С на глубине 300 м, термоклин располагается на этой
глубине. Далее до 1000 м температура воды уменьшается более
плавно.
В субтропическом типе распределения температур температура
воды уменьшается от 20,3 °С на поверхности до 13,1 °С на глубине
300 м. Далее до 1000 м температура воды уменьшается более плавно. В субполярном типе распределения температур температура воды
уменьшается от 8,22 °С на поверхности до 5,20 °С на глубине 150 м.
Глубже температура воды уменьшается более медленно. Полярный
тип распределения температур характеризуется уменьшением температуры воды до глубины 100 м, затем температура начинает повышаться до 1,8 °С на глубине 400 м за счет притока теплых атлантических вод. На глубине 1000 м температура воды равна 1,55 °С.
Надо подчеркнуть, что на глубине 1000 м проходит вполне
определенная природная граница, подтверждающая правильность
выделения водных масс. В слое от поверхности до глубины 1000 м
наблюдается зональное изменение температуры и солености воды,
глубже характеристики воды остаются практически постоянными.
На температуру придонных слоев воды океана может оказывать влияние теплота Земли. Об этом свидетельствуют высокие (до
260 °С) температуры во впадинах Красного моря. Вода здесь —
горячий рассол с соленостью 270 %о.
Ледовый режим. Температура замерзания воды зависит от солености: при увеличении солености температура замерзания понижается, при солености 35 %о она составляет - 1,9 °С. Образование
льда в океане начинается с возникновения пресных кристаллов,
которые затем смерзаются. Между кристаллами остается соленая
вода, которая стекает в океан, поэтому при образовании льда
175

176
0,55

0,85

1,79

1,75

1,55

0,85

2,00

2,77

3,02

2,00

3000

1,99

0,44

0,99

3,36

3,56

3,84

1,69

о
5,20

4,24

Полярный

о
5,76

2,58

4,93

6,51
8,69

4,83

6,65

8,22

СбП

оо

15,90

9,99

Субполярный

о«о

гоо

17,15

11,49

Субтропический

2,48

4,62

5,70

О
о
чо
7,44

2,69

4,93

5,82

2000

1000

ON
чо

оо
00

7,19

Q
О
СО

со

12,99

оо

13,10

14,87

18,95

20,32

СбТ

8,82

Н
10,77

О
О
сч

оо

13,60

со
о

8,14

С
ГО
ОО

9,39

S
ю

оо
I/O

10,74

S
«XГ

15,55

яS

19,52

18,06

U
26,06 25,41 23,48 20,98

1а

Тропический
(основной)

26,65 24,23

зЯ С(D
S? ^
ри
оВ CQ
S
V о
н w
с
к
§
в0
SP
Л
в
м
<
и
35

ЭТ

2л ^
В го
S
н ON
О
в ^
>>

Экваториальнотропический

вл
. Sм
S
нл

Индекс

rt
(Л
Я
5
ч
ю
СЗ
Н

Тип

ГО

соленость воды растет. При быстром замерзании вода не успевает
стекать и лед может оказаться солоноватым.
Лед обычно появляется в виде кристаллов, растущих в длину —
ледяные иглы. Ледяные кристаллы — начальная стадия формирования морского льда. Так как у морской воды точка замерзания
(-1,9 °С) лежит выше точки наибольшей плотности (-3,5°С), то
в такой воде конвекция происходит вплоть до начала замерзания.
Следовательно, кристаллы льда могут появляться не только на
поверхности, но и в любой точке слоя, т.е. образуется внутриводный лед. На неглубоких местах лед может образоваться на дне,
затем донный лед всплывает и примерзает к поверхностному льду.
При скоплении ледяных игл, внутриводного и донного льда образуется сало (тонкая ледяная пленка) и блинчатый лед (ледяные диски). Вдоль берега появляются неподвижные, прикрепленные
к берегу полосы льда — забереги. Постепенно нарастая и увеличиваясь в ширину, забереги превращаются в береговой припай. Смерзание сала, блинчатого льда обусловливает образование полупрозрачного эластичного покрова, этот покров называется нилас
(по-ненецки нилас — весенний лед). При дальнейшем нарастании
образуется молодой лед толщиной 7 —10 см — молодик.
По времени существования льды подразделяются на однолетние, двухлетние и многолетние. Однолетние льды имеют мощность
до 1 м, двухлетние — 2 м, многолетние — 5 м и более. Нарастание
толщины льда происходит как сверху, за счет смерзания пропитанного водой снега, так и снизу, за счет кристаллизации воды на
нижней поверхности ледяного покрова. Лед может утолщаться путем торошения, т. е. нагромождения обломков льдин в виде гряд и
холмов, называемых торосами. Могут формироваться ледяные сооружения мощностью до 30—40 м. Отдельные глыбы льда называются ропаками.
Лед в океане может быть неподвижным и плавучим. Неподвижные льды связаны с сушей (забереги, ледяной припай) или
застряли на мели. Ледяные образования, севшие на мель, называются стамухами. Плавучий дрейфующий лед перемещается под действием ветра и течений, образуются ледяные поля. Закономерности движения льда в Арктике под действием ветра установил
Ф. Нансен в экспедиции на «Фраме». Оказалось, что скорость льда
меньше скорости ветра примерно в пятьдесят раз. При этом лед
движется не по направлению ветра, а отклоняется от него на
30° вправо в связи с отклоняющей силой Кориолиса. Ветер, перемещая разреженные льды, создает на поверхности пространства чистой воды — полыньи. В Северном Ледовитом океане
существует Большая полынья, которую упоминают многие полярные исследователи.
Многолетние плавучие льды, покрывающие центральные части Северного Ледовитого океана, называются паковыми, их мощ177

ность достигает 10 м вследствие торошения. Паковые льды практически не содержат пузырьков воздуха и имеют голубой цвет.
В Северном Ледовитом океане паковые льды занимают 80 % площади, в Южном полушарии они отсутствуют. Для обычных ледоколов эти льды непроходимы.
По происхождению льды делятся на морские, речные и материковые. Морские льды основные, они описаны выше. Речные
льды пресные, выносятся реками во время весеннего ледохода и
летом тают. Их сравнительно много в Арктике в начале лета у
устьев сибирских рек. Материковые льды тоже пресные, обычно
большой мощности. Они сползают в океан с суши, образуя айсберги. Материковые льды известны у берегов Гренландии и особенно много их в Антарктиде.
Таяние льда начинается с образования полос чистой воды у
берега — закраин, в океане на поверхности льда образуются озерки — снежницы. В результате воздействия солнечных лучей и теплого воздуха лед становится непрочным, распадается на отдельные льдины и быстро тает.
Лед покрывает около 55 млн км2, или 15 %, акватории Мирового океана (в Южном полушарии — 38 млн км2). Границы распространения льдов испытывают сезонные колебания. В Северном
полушарии льды достигают максимального развития в апрелемае и распространяются в Атлантическом океане до южной оконечности Гренландии. В Южном полушарии граница полярных
льдов проходит около 50 — 55° ю.ш. Далеко за пределы распространения льдов заходят айсберги, в Северном полушарии они достигают 35° с.ш. (Ньюфаундленд), в Южном полушарии — 26° ю.ш.
После гибели в 1912 г. лайнера «Титаник» с 1490 пассажирами
на борту в результате столкновения с айсбергом к югу от Ньюфаундлендской банки для наблюдения за айсбергами был организован ледовый патруль.
14.5. Циркуляция воды в Мировом океане
Вся масса океанических вод непрерывно движется, благодаря
движению происходит постоянное перемешивание, обеспечивающее проникновение кислорода на глубину и вынос питательных
веществ на поверхность. Течения обеспечивают перераспределение тепла между низкими и высокими широтами: с теплыми течениями теплота поступает в полярные районы, холодные течения переносят холод в тропические и экваториальные широты.
По площади и глубине распространения и характеру движения
воды движение вод в океане делят на волнение, течение и одиночные волны. Течение — поступательное движение воды, течения наблюдаются по всей толще воды. Волнение — колебательное
движение воды, оно охватывает только поверхностные водные
178

Ветер

б
Рис. 14.3. Движение частиц воды в волне (а) и профиль ветровой волны (б)

массы. Одиночные волны распространены во всей массе воды и
образуются в результате изменения давления, действия приливных сил и землетрясений.
Волнение. Волнение образуется в результате нарушения равновесия уровенной поверхности и стремления силы тяжести
восстановить его. Волны, существующие под непосредственным
воздействием этих сил, называются вынужденными, волны,
продолжающиеся после исчезновения силы, — свободными (инерционными).
В поперечном разрезе волны выделяются: гребень — наивысшая
точка волнового профиля, подошва — низшая точка волнового профиля, высота волны — расстояние от подошвы до гребня, длина
волны — расстояние между двумя гребнями или подошвами, крутизна волны — отношение высоты волны к половине ее длины. Фронт
волны — линия, проходящая вдоль гребня волны и перпендикулярная перемещению ветрового профиля. Продвижение волны характеризуется скоростью и периодом. Скорость волны — расстояние,
пробегаемое гребнем в единицу времени, период — промежуток
времени между прохождениями двух гребней волны.
Правильная волна (у такой волны вершина не сорвана ветром)
имеет трохоидальную форму (рис. 14.3). Все водные частицы такой
волны двигаются равномерно и описывают круговые орбиты около уровня равновесия. Движутся частицы в одну сторону. Так образуется система волн. Трохоида возникает только при отсутствии
поступательного движения. В действительности при волнении
наблюдается как орбитальное, так и незначительное поступательное движение частиц воды. В результате сложения орбитального и
поступательного движения частицы воды перемещаются по
эллиптическим орбитам. Профиль ветровых волн отличается от трохоиды: гребни ветровых волн узкие, подошвы более пологие. Хо179

рошим наглядным примером волнения может служить хлебное
поле: волны бегут по нему, колосья совершают орбитальные движения, но сами растения остаются на месте.
Волнение возникает при воздействии ветра на поверхность воды.
При малых скоростях ветра (около 0,5 м/с) возникают волны ряби.
Они появляются при каждом порыве ветра и быстро затухают. При
усилении ветра устанавливается волнение. Волны образуют параллельные ряды, т. е. являются двухмерными, они имеют только длину
и высоту. Когда скорости ветра и движения волны выравниваются, волны перестают расти в высоту, достигая своего максимального значения. Такое волнение называется установившимся. При
этом волны становятся трехмерными, т. е. имеют три измерения.
При затухании ветра образуются волны зыби — длинные пологие
волны (длиной сотни метров, высотой несколько метров). Высота
ветровых волн в среднем 4—-5 м, длина 150 — 200 м.
Наибольшие ветровые волны образуются в Южном полушарии, у берегов Антарктиды, где дуют постоянные западные ветры.
Здесь волны достигают 30 — 35 м в высоту и 400 м в длину. В Северном полушарии наибольшие ветровые волны возникают на
40—45° с.ш. в Тихом и Атлантическом океанах. В этих районах
наблюдались волны высотой 34 м и длиной около 800 м. Высокие
ветровые волны могут возникать в Аравийском море и Бенгальском заливе.
Ветровые волны обладают энергией, переданной им ветром.
Кинетическая энергия частиц, движущихся по орбитам, остается
на месте, потенциальная — энергия массы воды, поднятой над
уровнем моря, перемещается вместе с формой волны. С глубиной
энергия уменьшается, при высоте волны 5 м и длине 100 м энергия равна 3120 кВт/ч на 1 м гребня. Особенно велика энергия удара ветровых волн; давление, оказываемое волной высотой 3,5 м,
может достигать 8—9 т/м 2 .
С глубиной волнение затухает и на глубине, равной половине
длины волны (К/2), волнение практически отсутствует. На отмелом (пологом) берегу на этой глубине начинается разрушение
волны, образуются буруны, при накате на берег — прибой. Гребень волны устремляется на сушу, возникает заплеск. Ширина заплеска зависит от размера волны и уклона берега. Чем выше волна
и меньше уклон берега, тем большую часть берега заливает заплеск, ширина которого колеблется от нескольких метров до 10 м.
При отлогом дне и крутом береге гребень ударяет в берег и вода
вскидывается вверх, образуя взброс. Наблюдались взбросы высотой до 60 м.
При подходе к берегу положение фронта волны меняется.
В любом случае (независимо от угла наклона гребня к берегу
в открытом море), на берег волна подходит параллельно урезу.
Процесс разворота волны параллельно берегу называется рефрак180

цией. Образуется рефракция следующим образом. При подходе
волны под углом к берегу различные участки фронта движутся с
разной скоростью: участок, ближайший к урезу, замедляет движение, остальные участки продолжают двигаться с прежней скоростью. В результате линия фронта постепенно разворачивается
параллельно берегу. Волны могут огибать препятствия, например
острова. В этом случае фронт волны изгибается, возникает дифракция волн.
Внутренними называются волны, возникающие на границе
слоев воды, имеющих разную плотность. Происхождение внутренних волн пока недостаточно хорошо изучено. На их возникновение оказывают влияние приливы, изменения атмосферного
давления, поверхностное волнение. Распространены внутренние
волны повсеместно. На поверхности внутренние волны проявляются очень редко, их можно установить только тщательными измерениями температуры, солености, плотности разных слоев
воды.
Одиночные волны. Одиночные волны разделяют на барические, цунами, приливные. Барические волны возникают, когда над
поверхностью моря проходят циклоны с очень низким давлением
в центре. На поверхности возникают выпуклости высотой до 1 м,
они называются циклоническими барическими волнами.
При землетрясении, подводных извержениях вулканов возникают сейсмические волны — цунами. Цунами могут образоваться в
результате схождения грандиозного подводного оползня. Установлено, что цунами возникают при силе подземного толчка больше
6 баллов и расположении гипоцентра на глубине до 40 км. В открытом океане цунами незаметны, они имеют длину 200 — 300 км
(до 1000 км) и высоту 1 —2 м. Распространяются цунами со скоростью 400 — 800 км/ч. При подходе к берегу высота волны резко
увеличивается. Была отмечена максимальная высота цунами в 85 м.
Перед приходом цунами вода отступает от берега на сотни метров, иногда на несколько километров. Чем дальше отступает вода
от берега, тем большей высоты подойдет волна. За последнее тысячелетие ученые зарегистрировали около 1000 катастрофических
цунами, причем большая их часть приходится на северо-запад
Тихого океана. С цунами связаны огромные разрушения, гибель
людей. Например, в 1703 г. при цунами в Японии погибло около
100 тыс. человек. Бороться с цунами невозможно, существуют только меры по оповещению населения о подходе волны. Служба цунами сначала была организована в Японии, затем в США, а после курило-камчатского цунами и в нашей стране.
Приливообразующие силы вызывают движение всей массы воды
в океане. Поднятие уровня до наивысшего значения (полная вода)
и опускания до низшего (.малая вода) определяет величину прилива. Половина величины прилива называется амплитудой прилива.
181

Время, в течение которого уровень повышается, называется продолжительностью роста уровня, время, в течение которого уровень понижается, — продолжительностью падения уровня. Промежуток времени между двумя моментами наступления полной
или малой воды называется периодом прилива.
Все приливы разделяются на полусуточные, суточные и смешанные. Полусуточные приливы — это такие приливы, когда за
лунные сутки образуются две полные и две малые воды. Если за
лунные сутки образуется одна полная и одна малая вода, такие
приливы называются суточными. Смешанные приливы возникают в
том случае, если суточные и полусуточные приливы сменяют друг
друга. Приливы одинаковой амплитуды и равной продолжительности называются правильными. Наиболее распространен в океане правильный полусуточный прилив, реже встречается смешанный, а правильный суточный прилив наблюдается на очень немногих участках побережий.
В океанах отмечаются неравенства приливов по высоте и по
времени. В первом случае происходит отклонение амплитуды прилива от средней величины, во втором — отклонение продолжительности роста от средней продолжительности. Выделяют три главных неравенства приливов: суточное, полумесячное и параллактическое. Суточное неравенство прилива вызвано изменением склонения Луны за период обращения Луны вокруг Земли. В моменты
нулевых отклонений (когда Луна находится в плоскости экватора) суточное неравенство не выражено. Так как склонение Луны
изменяется непрерывно, амплитуда и период приливов также изменяются.
Второе неравенство называется полумесячным или фазовым, так
как связано с фазами Луны. Вызвано неравенство тем, что величина прилива зависит от совместного действия Луны и Солнца. Приливообразующие силы, накладываясь одна на другую,
могут или складываться или вычитаться. Сизигийные и квадратурные приливы повторяются каждые две недели.
Третье неравенство — месячное, или параллактическое. Оно определяется изменением расстояния между Землей и Луной из-за
эллиптичности лунной орбиты. При наибольшем сближении Земли и Луны приливообразующая сила на 40 % больше, чем при
наибольшем отдалении. Данные положения повторяются раз в месяц. Сходное неравенство приливов связано с изменением расстояния между Землей и Солнцем. Это неравенство называется годовым солнечным параллактическим; его период — год.
Существует статическая теория приливов, разработанная И. Ньютоном, и динамическая теория П.Лапласа, Д.Эри, Д.Дарвина. Статическая теория предполагает, что под влиянием силы
тяжести и приливообразующей силы Луны и Солнца поверхность
океана приобретает форму эллипсоида вращения (эллипсоид при182

лива), большая ось которого обращена на Луну. Поверхность эллипсоида двумя выпуклостями — «горбами» — поднимается выше
среднего уровня океана. Эллипсоид, следуя за Луной, делает один
оборот в течение сидерического месяца, а твердое тело внутри
эллипсоида делает один оборот за сутки, что и создает в каждой
точке тела периодические колебания уровня приливного типа.
Теоретическая величина лунного прилива равна 0,54 м. Солнце
тоже создает свой эллипсоид прилива, движущийся вместе с ним.
Но величина солнечной приливообразующей силы составляет
0,46 лунной, поэтому и величина солнечного прилива 0,25 м.
Изменение взаимного расположения обоих эллипсоидов объясняет фазовое неравенство: когда оси обоих эллипсоидов совпадают (сизигии), величины приливов складываются, а когда они взаимно перпендикулярны (квадратуры) — вычитаются. Если учесть
еще параллактическое неравенство, то величины приливов будут
0,9 м (максимальный) и 0,19 м (минимальный). Такие приливы
наблюдаются только у островов в открытом океане.
Статическая теория не принимает во внимание сил сцепления,
инерции, трения, не учитывает влияние рельефа дна. Поэтому, хотя
она и объясняет возникновение приливов и их периодичность, но
особенности приливов не согласуются с ее выводами.
Динамическая теория рассматривает прилив не в статике, а в
движении, как волну. Приливообразующие силы, воздействуя на
водную оболочку Земли, непрерывно вызывают ее волновое движение. Гребень приливной волны вытянут по меридиану, на котором находится в данный момент небесное тело (Луна или Солнце). Приливные волны следуют за небесным телом с той же скоростью, с какой оно перемещается по небосводу. Когда действие
приливообразующей силы на данном меридиане заканчивается,
колебательные движения частиц продолжаются до тех пор, пока
энергия не израсходуется на трение.
Энергию приливов используют при создании приливных гидроэлектростанций (ПЭС), в России первая экспериментальная ПЭС
построена в Кислой губе у Мурманска.
Иногда в океане отмечаются одиночные гигантские волны,
природа которых пока неизвестна. Отмечались гигантские волны у
южных берегов Африки, ставшие причиной катастроф нескольких судов, «волны-убийцы», одиночные волны высотой более 20 м.
Течения. Океанические течения вызываются действием ветра,
силы тяжести, приливообразующих сил. На их направление и скорость оказывают влияние сила Кориолиса и внутреннее трение
воды. Трение вызывает завихрения на границах слоев с разной
плотностью, сила Кориолиса приводит к отклонению водных
потоков от направления ветра вправо в Северном полушарии и
влево — в Южном. По мнению Л.П.Шубаева (1977), перемещение водных и воздушных масс определяется общей закономерно183

стью: неравномерным нагреванием и охлаждением поверхности
Земли. От этого в одних районах возникают восходящие токи и
убыль массы, в других — нисходящие токи и увеличение массы.
Перенос масс — это движение водных масс, т. е. приспособление
их к полю силы тяжести, стремление к равномерному распределению.
По глубине распространения течения подразделяют на поверхностные, подповерхностные, глубинные и придонные. Только поверхностные изучены хорошо, информации о подповерхностных, глубинных и придонных течений пока мало.
По происхождению поверхностные течения делятся на фрикционные (ветровые, дрейфовые), градиентные (сточные, компенсационные, плотностныё) и приливно-отливные. Фрикционные течения,
вызванные временными ветрами, называются ветровыми, в отличие от дрейфовых, которые образуются под воздействием постоянных ветров. Сточные течения возникают в случае поднятия
уровня воды, вызванного ее притоком, обилием атмосферных
осадков. Компенсационное течение образуется при опускании уровня воды, обусловленном испарением или оттоком воды. Плотностныё поверхностные течения возникают из-за различий в плотности воды. Если ветер дует продолжительное время, поле плотности перестраивается. В течении менее плотная вода оказывается на
правом крае потока, более плотная — на левом (в Северном полушарии), неравномерность распределения плотности воды порождает плотностное течение.
По соотношению температуры течения и окружающей воды
течения делятся на теплые, холодные и нейтральные. Теплым называется такое течение, температура которого выше, чем температура окружающей воды. Холодные течения характеризуются более
низкой температурой, чем температура окружающей воды. Нейтральные течения образуются при равных температурах течения и
окружающей воды. При этом температура воды не играет роли в
образовании течений. Например, температура холодного Перуанского течения равна 22 °С, но она на 6° ниже температуры поверхностных вод в этом районе (15—18° ю.ш.).
По продолжительности (устойчивости) течения разделяются
на постоянные, периодические и временные. Постоянные течения сохраняют направление и среднюю скорость, они возникают в результате воздействия постоянных ветров или сточно-компенсационных процессов. Периодические течения формируются под воздействием муссонов, направление и скорость их меняются. Временные течения вызываются временными, непериодическими ветрами, направление и скорость таких течений изменчивы.
Скорости и направление течений описывают законы Экмана.
Основы теории В.Экман дал еще в 1905 г., в дальнейшем теория
разрабатывалась как им самим, так и другими исследователями.
184

В первом законе формулируется причина возникновения течений:
течение вызывается тангенциальным трением ветра о воду. Во втором законе говорится о скорости течений: скорость дрейфового
течения увеличивается при увеличении скорости ветра и уменьшается с увеличением широты:
A

V = А

yj sin<p

где v — скорость течения; w — скорость ветра; ф — широта места;
А — ветровой коэффициент, равный 0,013.
Третий закон формулируется так: направление поверхностного течения не совпадает с направлением ветра. Течение отклоняется от направления ветра вправо в Северном полушарии, влево —
в Южном. Отклонение равно 45°.
В четвертом законе рассматривается влияние силы трения: вследствие трения движение воды, вызванное ветром, передается расположенным ниже слоям. Скорость течения уменьшается, а направление его на некоторой глубине становится противоположным. Весь слой называется слоем Экмана, мощность его равна 200—
300 м. На мелком месте отклонение течения от направления ветра
уменьшается.
Схема течений Мирового океана отражает прежде всего распределение господствующих ветров (рис. 14.4). Однако циркуляция происходит не в однородной водной среде, а в реальных океанах, поэтому схема циркуляции каждого океана имеет свои особенности. К северу и югу от экватора пассатные ветры вызывают
Северное и Южное Пассатные течения, двигающиеся с востока
на запад. Эти течения — дрейфовые, а по температуре — нейтральные. Скорость их большая: 25 — 50 см/с на тропической периферии и до 2 м/с у экватора. Устойчивость течения 15%. У восточных берегов они создают нагон воды и раздваиваются. Ветви,
направленные к экватору, образуют межпассатные сточно-компенсационные нейтральные противотечения, идущие на восток.
Скорость течений до 1 м/с, устойчивость 25 — 75 %.
Северная ветвь Северного Пассатного течения идет вдоль восточных берегов материков, образуя теплое сточное течение. Севернее 30° на течение начинают воздействовать западные ветры и
образуется дрейфовое теплое течение, пересекающее океан с запада на восток. Скорость течения равна 30 — 50 см/с, устойчивость 25 —75 %. У западных берегов материков течение опять делится на две ветви: южная образует холодное компенсационное
течение и соединяется с Северным Пассатным. Так как это течение отходит от берегов и отгоняет теплую воду, в этом месте наблюдается подъем холодных донных вод — апвеллинг. Северная
ветвь (теплое сточное течение) следует вдоль берегов материков
185

186

на север, образует кольцо и в виде холодного компенсационного
течения возвращается в низкие широты.
Образуется три звена течений: экваториальное, образованное
пассатным течением и экваториальным противотечением; тропическое, состоящее из пассатного течения и течения под воздействием западного ветра; умеренное, включающее самое северное
кольцо течений.
В Южном полушарии развиты экваториальное и тропическое
звенья течений. В умеренных широтах над сплошным кольцом
воды образуется холодное дрейфовое течение Западных ветров,
идущее вокруг Антарктиды. Скорость течения 30 см/с, устойчивость 25 — 75 %. К югу от него в морях Антарктиды существует еще
несколько более мелких круговоротов воды.
Такая циркуляция поверхностных вод развита в Атлантическом и Тихом океанах. В Атлантическом океане нейтральное
Северное Пассатное течение начинается у западного берега Африки, пересекает океан и подходит к Антильским островам. Северная ветвь течения образует теплые Карибское, Антильское и Флоридское течения. От слияния Карибского, Антильского и Флоридского течений образуется Гольфстрим. Гольфстрим представляет
собой мощное теплое течение со скоростями около 30—50 см/с,
шириной 75 км и глубиной 700 м. Севернее 40° с.ш. при участии
западных ветров образуется теплое Северо-Атлантическое течение,
продолжающее Гольфстрим. У берегов Европы южная ветвь его отправляется к экватору, образуя холодное Канарское течение. У Зеленого мыса Канарское течение вливается в Северное Пассатное,
замыкая тропическое кольцо течений. Северная основная ветвь Северо-Атлантического течения под названием Норвежского течения
уходит в Северный Ледовитый океан. У берегов Исландии часть
северной ветви образует теплое течение Ирмингера. Холодное Восточно-Гренландское течение и течение Ирмингера дают начало
теплому Западно-Гренландскому течению, которое огибает Гренландию. У берегов Лабрадора холодное Лабрадорское течение замыкает умеренное звено течений, встречаясь с Гольфстримом.
Нейтральное Южное Пассатное течение пересекает Атлантический океан вдоль экватора и у берегов Южной Америки делится
на три ветви. Нейтральное Гвианское течение несет воду в Карибское море. Северная ветвь Южного Пассатного течения вместе с
южной ветвью Северного пассатного течения формирует нейтральное экваториальное противотечение, оно пересекает океан с
запада на восток. Теплое Бразильское течение идет на юг и около
40° ю.ш. присоединяется к течению Западных ветров. У восточных
берегов Южной Америки от течения Западных ветров отходит
холодное Фолклендское течение. У берегов Африки от течения
Западных ветров отходит холодное Бенгельское течение и соединяется с Южным Пассатным течением.
187

В Тихом океане нейтральное Северное Пассатное течение начинается у берегов Северной Америки (20° с.ш.) и пересекает
океан с востока на запад. У Филиппинских островов оно делится
на две ветви. Южная ветвь вливается в нейтральное межпассатное
противотечение. Северная более мощная ветвь образует теплое течение Куросио. Куросио омывает восточные берега Японских островов, около 40° с.ш. оно образует теплое Северо-Тихоокеанское
течение. У берегов Северной Америки Северо-Тихоокеанское течение делится на две ветви. Южная ветвь в виде холодного Калифорнийского течения соединяется с Северным Пассатным течением, образуя тропическое звено. Северная ветвь формирует теплое Аляскинское течение. Оно следует вдоль берегов Аляски и
Алеутских островов. Часть воды проникает через Берингов пролив
в Северный Ледовитый океан. Остальная часть следует вдоль берегов Камчатки, Курильских и Японских островов в виде холодных
течений — Курило-Камчатского и Оясио.
Нейтральное Южное Пассатное течение идет на запад около
20° ю.ш. У берегов Австралии течение делится на две ветви: северная ветвь вливается в межпассатное противотечение, южная ветвь
образует теплое Восточно-Австралийское течение и сливается с
течением Западных ветров. У берегов Южной Америки от течения
Западных ветров отходит мощное холодное Перуанское течение.
Оно сливается с Южным Пассатным течением.
В Индийском океане нейтральное Южное Пассатное течение
начинается у северных берегов Австралии и пересекает океан с
востока на запад. У берегов Африки оно делится на две ветви. Южная
ветвь в виде теплых Мадагаскарского и Мозамбикского течений
идет на юг вдоль берегов Африки и острова Мадагаскар. Вблизи
южной оконечности Африки течения сливаются и образуют теплое течение мыса Игольного, которое соединяется с течением
Западных ветров. У берегов Австралии от течения Западных ветров
отходит холодное Западно-Австралийское течение. Оно замыкает
тропическое звено, сливаясь с Южным Пассатным течением.
В северной части вблизи берегов Индостана главное значение
приобретают муссонные течения, меняющие направление по сезонам. Летом Северного полушария северная ветвь Южного Пассатного течения проходит вдоль берегов Африки и образует Сомалийское течение. Сомалийское течение холодное, так как югозападный муссон отгоняет теплую воду от берега, обусловливая
подъем холодных донных вод. Оно преобразуется в нейтральное
Муссонное течение, которое проходит вдоль южных берегов Азии,
и соединяется с Южным Пассатным течением. Летом противотечение не образуется. Зимой Северного полушария теплое Муссонное течение приобретает северо-восточное направление, оно начинается в Бенгальском заливе, проходит вдоль южных берегов
Азии и у берегов Африки образует экваториальное противотечение.
188

Распределение течений в Северном Ледовитом океане отличается большим своеобразием. Благодаря ледяному покрову атмосфера оказывает слабое воздействие на циркуляцию вод. Большое
значение приобретает приток атлантических, тихоокеанских и речных вод. Атлантические воды проникают в Северный Ледовитый
океан благодаря северной ветви теплого Северо-Атлантического
течения. У берегов Скандинавии теплое Норвежское течение делится на теплые Нордкапское и Шпицбергенское течения. Нордкапское течение проходит вдоль берега материка, Шпицбергенское уходит на север. Течения постепенно затухают. Трансарктическое течение, образованное тихоокеанскими водами и стоком рек
Азии, начинается в Чукотском море и идет к Гренландии. У берегов Гренландии оно получает дополнительный импульс под
воздействием ветров, дующих по периферии Гренландского барического максимума. Это течение обеспечивает общее направление
дрейфа льдов и, в частности, полярных станций (СП). Скорость
течения равна 20 — 25 см/с, иногда увеличивается до 50 см/с.
Поверхностные течения могут сближаться, образуя зоны сходимости, и отходить друг от друга. В зонах сходимости, например
у Ньюфаундленда, наблюдаются опускание воды и занос кислорода на глубину (даунвеллинг). В зонах расходимости происходит
обратный процесс — подъем донных холодных вод к поверхности
(апвеллинг) и обогащение поверхностных вод питательными веществами. Районы прибрежного апвеллинга существуют у западных
берегов материков: Перуанско-Чилийский — у Южной Америки,
Калифорнийский — у Северной Америки, Бенгельский — у ЮгоЗападной Африки, Канарский — у Западной Африки.
В Мировом океане обнаружены своеобразные подповерхностные течения. В Тихом океане под Южным пассатным течением с
запада на восток проходит течение Кромвелла. Верхняя граница
его местами располагается всего в 30 м от поверхности, нижняя —
опускается до 200 м. Скорость течения около 1 м/с. В Атлантическом океане подобное течение называется течением Ломоносова.
Течение Ломоносова пересекает океан под Южным пассатным течением и доходит до Африки. В Индийском океане аналогичное
течение (течение Тареева) выражено слабее, чем в других океанах, при юго-западном муссоне совсем исчезает.
Есть глубинное противотечение под Гольфстримом, под Куросио, его образование объясняется законами Экмана. Под глубинными противотечениями вода снова движется с востока на запад.
Очевидно, в океанах существует очень сложная и малоизученная
циркуляция вод, обеспечивающая непрерывность движения.
У интенсивных течений в океанах обнаружены меандры, подобные речным, только более подвижные. Такие меандры иногда
отшнуровываются от основного потока в виде вихрей и существуют самостоятельно месяцами. В океанах наблюдаются вихри раз189

личного происхождения: топографические, созданные неровностями дна, синоптические, аналогичные атмосферным. Синоптические вихри имеют диаметр около 300 км и захватывают слои
воды в сотни метров. Вихри играют весьма существенную роль в
переносе масс воды, теплоты, солей, влияют на погоду и климат.
14.6. Климат водных масс
Климат Мирового океана, или океаносферы, — общие закономерности, свойственные его водам, которые формируются в
процессе глобального обмена энергии и веществ. Термин был использован В. Н. Богдановым в 1983 г. С. В. Калесник при рассмотрении особенностей поверхностных вод также употребил термин
«гидроклиматы». В учебнике Л.П.Шубаева используется термин
«климат океана». По господству водных масс с особым типом распределения температур, солености и своеобразием растительности и животного мира выделяются климаты экваториальной, тропической, субтропической, субполярной и полярной водных масс.
Климат экваториальной водной массы. Экваториальная водная
масса располагается узкой полосой вдоль экватора. Среднегодовая
температура воды высокая в течение всего года (27 — 28 °С). Характерен экваториальный тип температурной стратификации:
на глубине 200 — 300 м наблюдается слой скачка, температура
уменьшается до 10—12 °С. Соленость на поверхности понижена
до 33 — 34 %о из-за большого количества осадков и стока вод экваториальных рек. Характерен экваториально-тропический тип распределения солености. Зона на глубине 200—300 м соответствует
экваториальному противотечению, здесь наблюдается циклоническое движение воды, подъем глубинных вод и обогащение питательными веществами. Количество кислорода 3—4 см 3 /л. Экваториальная водная масса богата разнообразными растительными
и животными организмами. Характерны своеобразные коралловые постройки — окаймляющие, барьерные рифы и атоллы.
Климат тропической водной массы. Водные массы формируются в постоянных барических максимумах на океанах. Температура
воды на поверхности летом равна 27 °С, зимой она опускается до
20 °С. У западных берегов материков температура воды может опускаться до 15—16 °С. Характерен тропический тип температурной
стратификации: до глубины 300 м температура резко падает, здесь
существует слой температурного скачка. Далее до 1000 м температура плавно уменьшается до 5 °С. Соленость на поверхности —
35 — 36 %о, а в Атлантическом океане — до 37 %о. Характерен тропический тип распределения солености по глубине. У западных
берегов материков соленость на поверхности понижена до 34,9 %о,
здесь проходят холодные течения и соленость понижается. В центрах барических максимумов наблюдается опускание воды, кисло190

рода мало — 2—4 см 3 /л. Организмов практически нет, формируются океанические пустыни.
Климат субтропической водной массы. Субтропическая водная
масса образуется при трансформации тропической водной массы.
На поверхности температура воды субтропической водной массы
немного ниже, чем тропической, наблюдаются сезонные колебания температуры. Для водной массы характерен субтропический
тип распределения температуры воды. Соленость воды на поверхности велика, ближе к дну наблюдается уменьшение солености. Субтропические водные массы очень прозрачны и бедны организмами.
Климат субполярной водной массы. Водная масса формируется в
умеренных широтах. В Северном полушарии здесь господствуют теплые Северо-Атлантическое и Северо-Тихоокеанское течения. В Южном полушарии — течение Западных ветров. Температура на поверхности имеет ярко выраженный сезонный ход. Летом температура равна
15 —12 °С, зимой уменьшается до 7 — 5 °С. Характерен субполярный
тип стратификации: температура быстро уменьшается до глубины
300 м, затем более плавное снижение идет до глубины 1000 м. Весной и осенью почти по всей толще вод устанавливается однородная
температура — это явление называется гомотермией. Соленость на
поверхности понижена до 33 — 34 %о из-за увеличения осадков. С глубиной соленость возрастает. В циклонических круговоротах наблюдается подъем вод, обогащенных питательными веществами, а зимнее
охлаждение приводит к обогащению кислородом (4—6 см 3 /л). Субполярные воды — зона обильного развития жизни.
Климат полярной водной массы. Распространена водная масса
вокруг Антарктиды и в Северном Ледовитом океане. На поверхности океана температура воды летом составляет 3 —5°С, зимой
уменьшается до - 1,5...- 1,8 °С. Для водной массы характерен полярный тип температурной стратификации. В полярной водной
массе в течение всего года присутствуют льды, граница их распространения испытывает сезонные колебания. Соленость воды
на поверхности понижена до 33 — 33,5 %о из-за таяния льдов, айсбергов и впадения крупных азиатских и северо-американских рек.
С глубиной соленость повышается. Кислорода много — до 7 см 3 /л.
Жизнь из-за низких температур и морских льдов бедна.
Глава

ВОДЫ СУШИ
Атмосферные осадки, выпадающие на поверхность литосферы, стекают, образуя водные потоки, просачиваются, тогда появляются подземные воды или застаиваются на поверхности, формируя болота, озера, ледники. Все эти водные объекты образуют
воды суши и являются звеньями влагооборота литосферы.
191

15.1. Подземные воды
Подземные воды — воды верхней части литосферы, включающие всю химически несвязанную воду в трех агрегатных состояниях. Общие запасы подземных вод составляют 60 млн км 3 . По
мнению В.Н.Михайлова и А.Д.Добровольского (1991), физически связанная вода тоже не должна включаться в состав подземных вод, так как она не принимает участия во влагообороте.
К основным физическим свойствам грунта относятся его плотность, гранулометрический состав и пористость. Плотность грунта — это отношение массы однородного грунта к его объему. Плотность грунта отличается от плотности его «скелета», которая
зависит от характера минерала, слагающего грунт. Например, плотность частиц кварцевого песка равна 2650 кг/м 3 , а плотность
песка как грунта — 1500 кг/м 3 . Многие рыхлые грунты представляют собой смесь частиц различной крупности. Процентное содержание (по массе) групп частиц различного диаметра называют
гранулометрическим составом. Для его характеристики используют
такое понятие, как средний диаметр частиц. Грунт обладает пористостью, обусловленной порами, т.е. промежутками между отдельными частицами. Пористость определяется коэффициентом:
100%,
*2

где V\ — объем пор; V2 — объем породы.
Большая пористость характерна для мелкозернистых пород.
Наименьшая пористость наблюдается у разнозернистых пород,
так как в них крупные поры заполняются более мелкими зернами. У глин пористость равна 40 — 50 %, у песков 30 — 40 %, у песчаников 4—25 %, у торфа 80 %.
К основным водным свойствам грунтов относятся влажность,
влагоемкость, водоотдача, водонепроницаемость, капиллярность.
Влажность — фактическое количество воды в грунтах. Она определяется отношением массы воды к массе сухого грунта.
Способность горных пород удерживать воду называется влагоемкостью, она зависит от пористости породы и выражается в процентах. Полная влагоемкость — это максимально возможная влажность для данного грунта.
Водоотдачей называется способность водонасыщенных фунтов
отдавать воду путем свободного стекания. Наибольшей водоотдачей
обладают крупнообломочные породы, водоотдача глин ничтожна.
Водопроницаемостью называют способность грунта пропускать воду.
По водопроницаемости породы делятся на водопроницаемые и водонепроницаемые (водоупорные). Хорошо пропускают воду пески, галечники; глины, кристаллические породы являются водоупором.
192

Виды воды в порах грунта. Вода в породах может находиться в
разных состояниях. Гигроскопическая вода образуется вследствие
адсорбции частицами грунта молекул воды. На поверхности частиц вода удерживается молекулярными силами. Вокруг нее формируется пленочная вода. Толщина слоя может составлять от
2—3 до 20 молекул. Эта вода может передвигаться от одной частицы фунта к другой, из более толстой пленки к менее толстой.
Пленочная вода тоже удерживается молекулярными силами. Два
эти вида воды труднодоступны для растений и во влагообороте не
участвуют.
Капиллярная вода заполняет мелкие трещины в почвогрунтах.
Она может подниматься, преодолевая силу тяжести; в глинах
высота подъема над водоносным горизонтом может достигать
10 —12 м. Капиллярная вода ифает важную роль в насыщении почв
водами, питании фунтовых вод и питании растений.
Вода, движущаяся под действием силы тяжести, называется
гравитационной водой. Она образует водоносные горизонты, скорость ее движения определяется формулой Дарси
v = KI,
где v — скорость движения подземных вод; К — коэффициент
фильтрации; / — уклон слоев. Гравитационная вода используется
растениями.
Вода в твердом состоянии находится в грунте в виде кристаллов, прослоев и линз льда. В районах сезонного промерзания фунта
эта вода активно участвует во влагообороте, вода многолетнемерзлых горных пород имеет незначительную активность водообмена.
Вода в парообразном состоянии (водяной пар) заполняет вместе с воздухом поры грунта. Водяной пар в порах обладает большой подвижностью и перемещается от мест, где упругость больше, к местам с меньшей упругостью водяного пара.
Образование подземных вод. Подземные воды образуются благодаря совместному действию процессов инфильтрации, инфлюации и конденсации. Основной процесс образования подземных
вод — инфильтрация — медленное просачивание атмосферных
осадков по порам в почвогрунт под действием фавитационных и
капиллярных сил. Достигнув водоупорных слоев, вода скапливается на них, формируя водоносные горизонты. Некоторое количество подземных вод образуется благодаря инфлюации — втеканию по трещинам из русел рек и дна озер.
Подземные воды могут образовываться за счет конденсации водяных паров. Считают, что вклад этого вида питания подземных
вод невелик, однако в некоторых физико-географических условиях он может иметь существенное значение.
7 Савцова

193

Седиментационные подземные воды образуются из вод того водного объекта, где происходил процесс седиментации, т.е. отложения наносов.
Эндогенные подземные воды поступают из магматических очагов, такая вода называется ювенильной.
Классификации подземных вод. Подземные воды классифицируют по происхождению, гидравлическим условиям, физическому
состоянию, температуре, минерализации, характеру залегания.
По характеру вмещающих грунтов подземные воды делятся на
поровые, залегающие в рыхлых пористых грунтах; пластовые, находящиеся в пластах осадочных пород; трещинные, залегающие в
плотных, но трещиноватых породах; трещинно-жильные, располагающиеся в тектонических трещинах.
По гидравлическим условиям подземные воды подразделяют на
напорные (артезианские) и безнапорные.
По температуре подземные воды делятся на исключительно
холодные (ниже 0°С), весьма холодные (4 — 20 °С), теплые (20 —
37 °С), горячие (37—42 °С), весьма горячие (42—100 °С), исключительно горячие (более 100 °С). К термальным водам относят подземные воды с температурой более 20 °С.
По минерализации подземные воды делятся так же, как все природные воды. Состав вод может быть самым разнообразным. Подземные воды, оказывающие лечебное воздействие на человека,
называют минеральными. Минеральные воды — это воды, содержащие соли и газы. По составу они бывают углекислыми (Боржоми), сероводородными (Мацеста), железистыми (Кавказ) и т.д.
По условиям залегания подземные воды делятся на две большие
группы: воды зоны аэрации и воды зоны насыщения. Зона аэрации — слой почвогрунта от поверхности до первого водоносного
горизонта. К ним относятся почвенные воды и верховодка. Зона
насыщения — слой почвогрунта, включающий постоянные водоносные горизонты, — грунтовые и межпластовые воды. Воды
зоны аэрации и грунтовые воды имеют свободную связь с атмосферой и формируются под непосредственным воздействием физико-географических условий. Межпластовые воды имеют взаимосвязь с атмосферой только в областях питания.
Попадая после дождей или таяния снега в грунт, вода расходуется прежде всего на смачивание почвенного слоя и формирование почвенных вод. Почвенными водами называют временные скопления гравитационной и капиллярной воды в почвенной толще.
Почвенные воды обычно просачиваются в более глубокие горизонты. Мощность слоя с почвенной водой равна 1 —1,5 м.
Верховодка — временное скопление подземной воды над линзами водоупорных горных пород. Они имеют ограниченное распространение и неглубокое залегание. Уровень верховодки сильно
колеблется в течение года, так как зависит от атмосферных осад194

ков, в засушливое лето эти воды обычно исчезают. Верховодка,
как правило, достаточно грязные воды и, если берется вода из
верховодки, вокруг колодцев должна быть санитарная зона.
Грунтовые воды — первый от поверхности постоянный водоносный горизонт. Он имеет водоупорное ложе, но сверху не прикрыт водоупорной кровлей, т.е. область питания грунтовых вод
совпадает с областью распространения. Эти безнапорные гравитационные воды имеют свободную поверхность, которая называется зеркалом грунтовых вод. Грунтовые воды распространены повсеместно. Они тесно связаны с режимом выпадения осадков, их
уровень испытывает сезонные колебания. В умеренных широтах в
конце весны уровень грунтовых вод лежит близко к поверхности,
летом и зимой глубина залегания увеличивается. Зимой увеличение глубины объясняется выпадением осадков в твердом виде,
летом значительное количество осадков испаряется.
Основное свойство грунтовых вод — зональность, она проявляется в глубине залегания, составе солей и общей минерализации.
Тундровая зона ультрапресных вод. В тундрах грунтовые воды лежат близко от поверхности. Просачиваться им не позволяют водоупорные грунты и многолетняя мерзлота. Испарение небольшое
из-за низких температур. Воды пресные (минерализация меньше
1 %о), гидрокарбонатно-кальциевые.
Лесная зона пресных высокостоящих вод. В подзоне хвойных лесов грунтовые воды залегают близко к поверхности: на водоразделах глубина залегания составляет 1,5 —2 м, в понижениях она нередко подходит к поверхности. В подзоне широколиственных и
смешанных лесов глубина залегания увеличивается до 5—7 м. Грунтовые воды остаются пресными, гидрокарбонатно-кальциевыми.
Степная зона слабоминерализованных и глубокозалегающих вод.
В степях умеренного и субтропического поясов глубина залегания
грунтовых вод увеличивается до 20 — 30 м. Воды становятся солоноватыми (1 —10 %о), состав солей изменяется: увеличивается доля
сульфатов и магния.
Зона соленых глубокозалегающих вод полупустынной и пустынной
зон. В тропических пустынях грунтовые воды залегают на глубине
50 м, они могут быть солеными (больше 24,7 %о) и иметь разнообразный состав солей (натрия, калия, хлориды).
Зона высокостоящих и пресных вод экваториальных лесов.
В экваториальных широтах близко к поверхности залегают пресные гидрокарбонатно-кальциевые воды.
Температура грунтовых вод в среднем равна среднегодовой температуре воздуха и, следовательно, увеличивается от полярных
широт к экватору, в умеренных широтах средняя температура грунтовых вод равна 4—6 °С.
Межпластовые воды — воды, залегающие между двумя водоупорными пластами, имеют водоупорное ложе и кровлю. Питание
195

Рис. 15.1. Строение артезианского бассейна на примере ДнепровскоДонецкого бассейна (по О. К.Ланге):
1 — граниты архея; 2 — пески и глины девона и юры; 3 — глины юры; 4 — пески
мела; 5 — мергельно-меловая толща мела; 6 — суглинки кайнозоя; 7 — мощность
водоносного горизонта; 8 — артезианские скважины

их происходит там, где водоносный горизонт выходит на поверхность, т. е. область питания межпластовых вод не совпадает с областью распространения. Они делятся на ненапорные и напорные.
Ненапорные воды полностью водоносного горизонта не заполняют и стекают по уклону пласта. Напорные (артезианские) воды
заполняют весь водоносный пласт. Благоприятными условиями для
их образования являются: наличие вогнутой тектонической складки
(синеклизы, синклинали), чередование пластов разной степени
проницаемости (водоносные и водоупорные), расположение
напорного уровня выше земной поверхности. В этом случае вода
будет доходить до напорного уровня и изливаться на поверхность.
Такие гидрогеологические структуры синклинального типа, которые содержат один или несколько водоносных горизонтов, называют артезианскими бассейнами. Примером может служить Днепровско-Донецкий артезианский бассейн (рис. 15.1). Самый крупный на Земле Западно-Сибирский артезианский бассейн имеет
площадь 3 млн км2. Химический состав и минерализация межпластовых вод могут быть различны.
Выходы подземных вод на поверхность называются источниками, количество воды в них определяется дебитом. Дебит — количество воды (в литрах), вытекающее из источника за единицу времени. Уникальным природным источником являются гейзеры, в
них происходит периодическое излияние горячей воды и выбрасывание пара. Гейзер — собственное имя большого исландского
гейзера (исланд. гейза — хлынуть). В канале гейзера встречаются
поверхностные холодные воды и горячие глубинные. Их взаимодействие и определяет режим гейзера. Канал гейзера наверху заканчивается резервуаром, который называется грифоном. Выде196

Рис. 15.2. Основные стадии действия гейзера (по Т. И.Устиновой):
а — наполнение; б — излияние; в — фонтанирование; г — паровыделение;
1 — пепловые туфы; 2 — отложения гейзерита; 3 — трещины в туфах с перегретой водой; 4 — с охлажденной водой; 5 — перегретая вода, температура больше
100 °С; 6 — охлажденная вода, температура меньше 100 вС

ляют четыре стадии в режиме гейзера: стадия наполнения, излияния,
фонтанирования и паровыделения (рис. 15.2). Стадия наполнения
начинается с подъема снизу горячей воды, а с поверхности в канал поступает холодная вода. После заполнения грифона поверхностная вода начинает изливаться из него, а снизу продолжает поступать горячая вода. Это — стадия излияния. В третьей стадии вся
вода прогревается до точки кипения и начинается фонтанирование.
Заканчивается извержение гейзера паровыделением.
Гейзеры приурочены к областям недавнего или современного
вулканизма. Они встречаются на Камчатке, в Японии, США,
Новой Зеландии, Исландии.
Значение подземных вод в географической оболочке велико.
Они пополняют реки и озера, являясь самой устойчивой частью
стока. При их движении происходит перемещение растворенных
веществ. Подземные воды принимают участие в формировании
карстового, оползневого рельефа, вызывают заболачивание территории. Чистые, пресные подземные воды используются во всем
мире для промышленных и хозяйственно-бытовых нужд. Из термальных вод извлекают химическое сырье — глауберову соль,
хлористый натрий, редкие металлы. Термальные воды в Исландии, Болгарии, Новой Зеландии, Японии используются для обогрева жилищ, теплиц, на них работают геотермальные электростанции.
197

15.2. Реки
Реки — постоянные русловые потоки (определение Н.И. Маккавеева). Объем воды, заключенный в реках, составляет 1200 км 3 ,
или 0,0001 % от общего объема воды. К рекам обычно относят
водотоки с площадью бассейна не менее 50 км2. Водотоки меньшего размера называются ручьями.
По площади бассейна реки подразделяют на большие, средние,
малые. Большие реки имеют площадь бассейна более 50 000 км2,
средние — 50000 — 2000 км2, малые — менее 2000 км2. Большая
река обычно имеет бассейн, расположенный в нескольких географических зонах. Гидрологический режим ее имеет особенности,
связанные с протеканием реки в разнообразных условиях. Средняя река имеет бассейн, расположенный в одной географической
зоне. Гидрологический режим ее зонален. Малая река также имеет
бассейн, расположенный в одной географической зоне, но ее гидрологический режим сильно зависит от местных условий и может
отличаться от зонального типа. Например: река Волга протекает в
нескольких географических зонах и является большой рекой. Река
Москва протекает в одной географической зоне и относится к
средним рекам, а ее притоки — к малым рекам.
По условиям протекания реки разделяют на горные, полугорные и равнинные. Классификация рек основана на числе Фруда.
Число Фруда — это отношение кинетической энергии водного
потока (v 2 ) к потенциальной (hg). К равнинным рекам относятся
реки, имеющие спокойное течение (число Фруда менее 0,1). Полугорные реки характеризуются числом Фруда от 0,1 до 1. У горных
рек с бурным характером движения воды число Фруда больше 1.
Например, реки Волга, Ока, Москва относятся к равнинным рекам. Реки, протекающие в горах (Терек, Алдан), являются горными реками.
Морфометрическая характеристика. Река имеет исток и устье.
Исток реки — место, где река приобретает определенные очертания и наблюдается течение. Исток и начало реки — неодинаковые
понятия. Река может начинаться от слияния двух рек (например,
реки Бия и Катунь при слиянии образуют реку Обь) или вытекать
из озера (Ангара). В этом случае истока у реки нет. Устье — место
впадения реки в приемный бассейн. Наиболее распространенными
видами устьев рек являются дельта, эстуарий и лиман. Дельта —
аккумулятивная аллювиальная форма в виде треугольника, прорезанная сетью проток, самостоятельно впадающих в приемный
бассейн. Хорошо развитые дельты есть у Нила, Волги, Лены и др.
Эстуарий — расширенное и углубленное приливно-отливными
силами устье реки. Эстуарий имеет река Темза. Лиман — озеровидное расширение устья, образующееся в местах тектонических опусканий суши и наступания моря. Лиманы есть у рек Днепр, Днестр.
198

Река, самостоятельно впадающая в приемный бассейн и характеризующаяся основным расходом воды, большей длиной, называется главной.
Иногда название главной реки складывается исторически. Например, Иртыш длиннее Оби, его положение более соответствует положению главной реки. Однако главной рекой является Обь,
так как о ее существовании люди узнали раньше. Реки, впадающие в главную реку, называются притоками первого порядка, а их
притоки — притоками второго порядка и т.д.
Порядковый номер притока указывает на удаленность притока
от главной реки, но ничего не говорит о его водности. Поэтому
была разработана другая система деления рек в зависимости от их
размера. Небольшие реки, не имеющие притоков, являются притоками первого порядка, при их слиянии образуются притоки второго порядка и т.д. Если в приток второго порядка впадает приток
первого порядка — номер притока не меняется.
Главная река с притоками образует речную систему. Все реки
данной территории называются речной сетью, а все водные объекты, включая реки, озера, болота, источники, — гидрографической сетью.
Поверхность, с которой вода поступает в данную речную систему, называется водосборным бассейном. Поскольку питание рек
может быть поверхностным и подземным, различают поверхностный и подземный водосборы, которые могут не совпадать. Речной бассейн — территория, ограниченная водоразделами и включающая данную речную систему. Обычно водосбор и бассейн реки
совпадают. Однако нередки случаи и несовпадения. Например, если
в пределах речного бассейна часть территории оказывается бессточной, то она, оставаясь частью бассейна, в состав водосбора
не входит. Такие случаи характерны для аридных территорий.
Водораздел — линия на карте или местности, отделяющая бассейны двух рек; в горных районах водоразделы проходят по хребтам, на равнине говорят о водораздельном пространстве. Водоразделы бывают разных порядков. Главный водораздел Земли отделяет
две покатости на поверхности планеты — сток рек, впадающих в
Тихоокеанско-Индийский бассейн (47 %), от стока рек, впадающих в Атлантический и Северный Ледовитый океаны (53 %).
Водоразделы океанов и морей разделяют реки, сток которых поступает в отдельные океаны или моря. Речные водоразделы ограничивают данную речную систему. Внутренние водоразделы отделяют области внутреннего стока от областей внешнего стока.
Области внутреннего стока, не имеющие стока в океаны, и бессточные (области, вообще не имеющие стока) занимают площадь
около 32 035 тыс. км2.
Реки характеризуются длиной, извилистостью, падением и уклоном. Длина реки — истинное расстояние от истока до устья. Сте199

пень извилистости определяется отношением истинной длины реки
к длине прямой линии, соединяющей исток и устье. Разность абсолютных отметок истока и устья определяет падение реки, а отношение падения реки (в метрах) к ее длине (в километрах) —
уклон реки; уклон выражается также в промилле (%о).
Поперечное сечение реки — плоскость, ограниченная линией
подводного контура и поверхностью воды. В нем выделяют живое
сечение, в котором можно определить скорость течения реки, и
мертвое пространство, где течения нет. У крупных рек мертвое
пространство составляет незначительную часть поперечного сечения. У малых рек иногда 1 / 3 часть поперечного сечения является
мертвым пространством, в нем течения нет, препятствия создаются водорослями, изгибами берега, подводным рельефом. Поперечное сечение характеризуется шириной, определяемой при полевых исследованиях; площадью поперечного сечения, рассчитываемой как сумма площадей элементарных фигур, заключенных между
промерными вертикалями; средней глубиной — отношением площади поперечного сечения к ширине реки. Максимальная глубина
определяется непосредственными промерами на реке.
Продольный профиль реки — кривая, проведенная по дну или
по поверхности воды в реке от истока до устья. Продольный
профиль водной поверхности и продольный профиль русла отличаются друг от друга. Продольный профиль водной поверхности представляет собой плавную линию. Продольный профиль
русла может быть ступенчатым, если бассейн реки сложен разными по прочности горными породами. Малые реки имеют прямолинейный продольный профиль. Большинство рек имеет вогнутый, или выработанный, профиль. В верховьях рек уклоны и скорости большие, речные наносы крупные, в основном наблюдается эрозия (размыв водным потоком русла). В средней части
продольного профиля уклоны и скорости уменьшаются, происходит транспортировка материала; низовье реки характеризуется небольшими уклонами и скоростями, здесь материал аккумулируется.
Реки, по определению А. И. Воейкова, — продукт климата, следовательно, все характеристики стока реки зональны.
Питание и режим рек. Питание рек происходит за счет поверхностного и подземного стока. К поверхностным источникам питания относятся снеговое, дождевое и ледниковое. Реки с преимущественно снеговым питанием располагаются в субарктических и
умеренных широтах, которые характеризуются устойчивым снежным покровом в течение зимы. Доля снегового питания у таких
рек составляет 60 —70 % (р. Енисей, Обь, Волга), доля других источников питания (дождевого, подземного) значительно меньше.
Реки, протекающие в более низких широтах, имеют преимущественно дождевое питание. Сток таких крупнейших рек, как Ама200

зонка, Ганг, формируется в основном за счет дождевых вод.
В полярных широтах и в горах, где реки начинаются у края ледника, основной источник питания — ледниковые воды. Практически все реки имеют подземное питание, в умеренных широтах доля
подземного питания у рек составляет 15 —20 %. Например, у реки
Москвы источники питания распределяются так: снеговое — 61 %,
дождевое — 12%, подземное — 27%.
Водный режим — изменение уровней и расходов воды в реке в
течение года. Уровень воды — высота водной поверхности относительно постоянной плоскости, принимаемой за нуль («0» графика водомерного поста). Расход воды (м 3 /с) характеризуется
объемом воды, проходящей через живое сечение за единицу времени (1с):
Q=vS,
где Q — расход воды; v — скорость течения; S — площадь живого
сечения.
Колебания уровней и расходов воды бывают периодические и
непериодические. К периодическим относятся вековые, многолетние, внутригодовые колебания уровней и расходов воды. Вековые
колебания водности реки отражают вековые изменения климатических условий и увлажнения материков. Палеогеографические
данные свидетельствуют о том, что в истории Земли были периоды увлажнения и большей сухости. При этом водность рек существенно изменялась. Многолетние колебания также имеют в основном метеорологическую природу, например усиление циклоА
нической активности. Внутригодовые колебания водности обусловлены сезонными изменениями стока, связаны с фазами водного режима. Непериодические (кратковременные) колебания зависят от штормовых нагонов или дождевых паводков, они могут
быть связаны с различными экзогенными процессами: прорывом
запруд в ледниковых озерах или образованием оползней.
Во внутригодовом (сезонном) режиме рек выделяют характерные периоды (фазы) в зависимости от изменений условий питания рек и особенностей водного режима. Большинство рек мира
имеют следующие фазы водного режима: половодье, межень, паводки.
Половодье — фаза водного режима реки, ежегодно повторяющаяся в данных климатических условиях в один и тот же сезон и
характеризующаяся наибольшей водностью, высоким и продолжительным подъемом уровня воды. Половодье часто сопровождается выходом воды на пойму, в этом случае начинается наводнение — затопление территории. Половодье формируется как талыми снеговыми, так и дождевыми водами. Таяние снега на равнине
вызывает весеннее половодье, таяние высокогорных ледников и
снегов, а также выпадение сильных продолжительных осадков (на201

пример, муссонных) — половодье в теплую часть года. В средней
полосе России таяние снега и половодье начинается в конце марта—начале апреля, в субарктических широтах оно перемещается
на май—июнь.
Паводок — кратковременный непериодический подъем уровня
воды в реке, связанный с ливневыми осадками. Различают однопиковые и многопиковые паводки, одиночные паводки и паводочные периоды. Иногда паводки накладываются на половодье.
Особенно сильные паводки бывают на реках муссонного климата, когда выпадает огромное количество осадков.
Межень — самое низкое положение уровня воды в реке. В межень реки питаются только за счет подземных вод. В России выделяют два периода межени — летнюю и зимнюю. Летняя межень
вызвана усилением испарения в связи с ростом температур, зимняя — отсутствием осадков в жидком виде.
Классификации рек по условиям питания и водного режима. Известный русский климатолог А.И.Воейков предложил первую
классификацию рек по условиям питания. Реки подразделялись
на три группы: реки, получающие питание почти исключительно от
таяния сезонного снега и ледников; реки, получающие питание за
счет дождей; реки со смешанным питанием. Первую группу образуют тундровые и высокогорные реки. Ко второй группе относятся муссонно-тропические, западно-европейские, средиземноморские и полупустынные реки. Третью группу составляют бореальные реки (реки Восточно-Европейской и Западно-Сибирской
равнин).
В России широко распространена классификация рек по водному режиму (Б.Д.Зайкова), по которой все реки России разделены на три большие группы: с весенним половодьем, с половодьем в
теплую часть года и с паводочным режимом. Реки с весенним половодьем, обусловленным таянием снежного покрова, наиболее
распространены в России. Здесь выделяются пять типов. У рек казахстанского типа наблюдается резкая и высокая волна половодья, в остальную часть года сток очень мал. Реки восточно-европейского типа характеризуются высоким весенним половодьем,
низкой летней и зимней меженью и осенними паводками. Реки
западно-сибирского типа имеют невысокое растянутое весеннее половодье и повышенный сток летом и осенью. У рек восточносибирского типа наблюдается высокое половодье, летне-осенние
паводки и зимняя межень. Для рек алтайского типа характерны
невысокое растянутое половодье, повышенный летний сток и
зимняя межень.
Реки с половодьем в теплую часть года делятся на реки дальневосточного типа с растянутым гребенчатым летним половодьем и
низкой зимней меженью и реки тянь-шаньского типа с летним
половодьем, обусловленным таянием ледников. Реки с паводо202

чным режимом протекают в горных районах Крыма, Кавказа и
Карпат. Реки причерноморского типа имеют паводки в течение всего года. У рек крымского типа отмечаются зимние паводки
и летняя межень. Для рек северокавказского типа характерны
паводки летом и низкая межень зимой.
В настоящее время в России наиболее распространена классификация рек М.И.Львовича. Он разработал классификацию рек
по источникам питания и типам водного режима. В этой классификации (табл. 15.1) все источники питания и типы водного
режима имеют буквенный код и количественные показатели. Каждый из источников питания (дождевое, снеговое, подземное, ледниковое) может оказаться почти исключительным, составляя больше 80 % всего питания, иметь преимущественное значение
(50 — 80%) или преобладать (от 40 до 50%). Сток может иметь
почти исключительное значение в один из четырех сезонов года
(больше 80 %), преимущественное значение (от 80 до 50 %) или
преобладающее (от 40 до 50 %).
Сочетания различных источников питания и режимов стока в
течение года обусловили выделение типов водного режима рек.
Выделяются следующие основные зональные типы водного режима рек:
— реки арктического типа имеют исключительно ледниковое питание и сток исключительно летом, они обозначаются
G-E\
— реки субарктического типа характеризуются преимущественно снеговым питанием и преобладающим летним стоком (Sx—ey)\
— реки умеренного типа делятся на три подтипа: с преимущественно дождевым питанием и преобладанием стока зимой (Rx—
hy); с преимущественно снеговым питанием и стоком преимущественно весной (Sx—Py); с преимущественно дождевым питанием и стоком преимущественно летом (Rx—Ey);
— реки субтропического типа имеют преимущественно дождевое питание и сток преимущественно зимой (Rx—Hy);
— реки субэкваториального типа имеют преимущественно дождевое питание и сток преимущественно летом (Rx—Ey);
— реки экваториального типа обладают исключительно дождевым питанием и стоком, преобладающим осенью (Rx—ay).
Речной сток, характеристики стока. Сток реки — перемещение
воды в виде потока по речному руслу — характеризуется объемом, модулем, слоем и коэффициентом стока.
Объем стока — количество воды (км 3 ), проходящее через живое сечение за год:
W= QT,
где W — годовой объем стока; Q — расход воды; Г — количество
секунд в году (31,5 • 106 с).
203

+ + +

щ он
-нэахоэптХмиэби

+ + +

Н ОНЧ1ГЭХ
-ИЬОНОЮИ ихьои

6v 9HHBtfBirgo9du

+ +

/Су ОН
-HsaxoamXwHsdii

+ +

У ОНЧ1ГЭХ
-ИЬОНОЮИ ихыш

| о

г
s

1l a

лето

<u
t>

I
§

Щ 9HHBl?Birgo3dii

Не
обнаружено (по
имею-

3я
Я
О
C
O
0)
и
о
К
|

осень

зима

IГ)
ч—*
cd
Я
5
4
Ю
H

весна

и
03
Рн

/fa sHHBirBirgoadu

+ + + + +

ОН
-HsaxosmXwHadii

+ + + + +

+ + 1
срЗ

Я ОНЧ1ГЭХ
-иьоиоюи ихьои

+ +

Я
Ю
о

+ + +

Ad aHHBffBirgosdii

+ +

/(j он
-H39X09mXWH9dU

+ 4-

J ОНЧ1ГЭХ +
-ИЬОИОЮИ ихьои

204

I 1О
0
S
а>
£<
к

о
1
р
г
0
S
1
к

§
о

i
о
к

i
о

преобладание

1е

о
я
3
преобладание

5D
1и 6

0
о

Дождевое

0
К

преобладание

ь 3 *

Ледниковое

Снеговое

Источник питаши

преобладание

о
X
hQ

о о
й Ои
С
Подземное

£ 8

Годовой сток в умеренных широтах рассчитывается за гидрологический год, начинающийся с 1 ноября. В это время запасы влаги
в речных бассейнах, переходящие из одного года в другой, малы.
Модуль стока — количество воды в литрах, стекающее с единицы площади речного бассейна в единицу времени:
ОЛООО
F
'
где Q — расход воды; 1000 — коэффициент для пересчета метров
кубических в литры; F— площадь бассейна реки.
Слой стока — слой воды в миллиметрах, который получается
при равномерном распределении всего объема стока Wпо площади бассейна реки:
пи =

Коэффициент стока — отношение слоя стока к слою осадков р\
к = - 1 0 0 %.
Р
Речной сток распределен по Земле зонально (рис. 15.3). Выделяются следующие зоны стока.
В экваториальной зоне обильного стока его слой составляет 1000—
1500 мм в год, по месяцам сток распределен относительно равномерно. Реки, протекающие в экваториальных широтах, характеризуются большим годовым объемом стока. Годовой объем стока
Амазонки равен 7000 км3. Коэффициент стока в экваториальных
широтах колеблется от 35 до 45 %.
Субэкваториальные зоны характеризуются уменьшением слоя
стока от экваториальных лесов к тропическим пустыням от
1500 мм до 50 мм в год. Во времени сток распределен неравномерно — больший сток приходится на сезон дождей.
В тропических зонах выделяется два сектора. Западные и центральные части материков имеют небольшой слой стока — от 50 мм
в год и меньше. Коэффициент стока уменьшается до 5 %. Река Нил,
являясь самой длинной рекой мира, имеет небольшой годовой
объем стока — 73 км3. На восточных окраинах материков слой стока возрастает до 1000 мм в год из-за выпадения большого количества осадков.
Субтропические зоны состоят из трех секторов. Западный сектор
имеет слой стока около 400 мм в год, сток приурочен в основном
к зимнему периоду. Сток центрального сектора менее 50 мм в год.
В восточном секторе слой стока возрастает до 400 мм в год благодаря выпадению муссонных дождей.
205

Морс jU

Гренланд(
Море.

,Баффина uTT

о. Исландия

о. Ньюфаундленд /

о. Гаити

Распределение осадков,
.
по широт
Годовой сток (в мм слоя):
. \ менее 50
от 50 до 200
от 200 до 600
от 600 до 1500

о. Огненная Зелия

более 1500
90* 80' 70* 60* 50* 40* 30* 20'
Северная широта

Рис. 15.3. Распределение

206

Р Н Ы Й

дверная

Баренцево л
море

Аравийское
море

Калимантан

о. Суматра

Сейшельские
* о-еа

о. Сулавеси

Коралловое
море

о. Мадагаскар

с т о к а и к о э ф ф и ц и е н т о в стока
н ы м з о н а м суши

о. Тасмания

Осадки

fPcri

Южная широта

слоя стока за год
207

В умеренных зонах Северного полушария выделяется четыре сектора: западный — со слоем стока 400—1000 мм в год, внутриматериковый — со слоем стока до 100 мм в год, восточный —
со слоем стока 500 мм в год и пустынный — с транзитным стоком.
У крупнейших рек умеренных широт (Лена, Обь, Енисей) годовой объем стока колеблется в пределах 300 — 500 км3. В умеренных
широтах коэффициент стока увеличивается к северу до 60 % из-за
уменьшения испарения и почти полного сокращения фильтрации
в многолетнемерзлые горные породы.
В субполярной зоне Северного полушария слой стока составляет
200 мм в год и менее.
Величина и изменчивость речного стока зависит от всего комплекса природных условий. Важнейшим фактором формирования
стока является климат. Он определяет величину увлажнения суши,
зависящую от количества осадков и испаряемости. Чем больше
количество осадков и меньше испаряемость, тем, при прочих равных условиях, выше увлажнение территории и больше сток. Большое значение имеет интенсивность выпадения осадков. Ливневые
осадки дают больший сток, чем обложные осадки, так как времени для испарения и просачивания мало.
Речной сток зависит от свойств почвы, ее водопроницаемости
и влагоемкости. Водопроницаемость и влагоемкость почвы
определяют величину поверхностного стока, расход воды на
испарение, транспирацию и питание подземных вод. Если почвы
являются водонепроницаемыми, то поверхностный сток увеличивается, а подземный уменьшается. Если почвы обладают большой инфильтрационной способностью, то поверхностный сток
уменьшается, а подземный увеличивается. Влагоемкие почвы
аккумулируют много влаги, следовательно, возрастает расход воды
на испарение и транспирацию и уменьшается поверхностный сток.
Влияние геологического строения на речной сток определяется водопроницаемостью горных пород, зависящей от их пористости, трещиноватости, растворимости и других свойств. На территории, сложенной трещиноватыми или растворимыми горными
породами, поверхностный сток уменьшается и увеличивается
подземный. Кроме того, имеет значение залегание водоупорных
слоев. Глубокое залегание водоупоров способствует сохранению
просочившихся вод от расходования на испарение. Геологическое
строение определяет степень зарегулированное™ стока, условия
питания подземными водами. Если в речной долине пласты горных пород имеют падение к оси долины, у реки увеличивается
доля подземного питания, так как подземный сток направлен к
руслу.
Растительность влияет на сток непосредственно и через другие
факторы. Кроны деревьев задерживают до 50 % осадков, которые
затем испаряются. Растения увеличивают испарение благодаря
208

транспирации. Вместе с тем они уменьшают нагревание почвы и,
следовательно, сокращают испарение с нее. Растительность содействует накоплению снега и замедляет его таяние, поэтому в
почву, покрытую растительностью, просачивается больше воды,
чем с поверхности, лишенной растительного покрова. Лесная подстилка обладает большой влагоемкостью и повышенной водопроницаемостью, она способствует инфильтрации осадков в почву.
В целом растительность оказывает регулирующее воздействие на
сток, уменьшая поверхностный и увеличивая подземный стоки.
Рельеф оказывает большое воздействие на величину и распределение стока. Особенно велико влияние гор. С высотой количество осадков увеличивается до определенной высоты, следовательно, увеличивается сток. Например, на северном склоне
Большого Кавказа на высоте 500 м сток равен 200 мм, на высоте
2000 м он возрастает до 1550 мм (М. И.Львович). Особенно заметно увеличение стока на наветренных склонах. Например, на западе (северный склон Большого Кавказа) сток увеличивается на
100 мм на каждые 100 м высоты, на востоке — всего на 50—60 мм.
Во внутренних частях горных областей сток меньше. Крутизна склона оказывает влияние на режим и интенсивность стока, но почти
не влияет на его величину. Было доказано (М.И.Львович), что
величина стока зависит прежде всего от свойств почв, а крутизна
склона не является фактором инфильтрации почв.
Озера уменьшают поверхностный сток, так как с водной поверхности происходит испарение атмосферных осадков, стекающих в озерные котловины. Особенно большое значение озера
имеют как регуляторы стока. В озерных котловинах проточных озер
задерживается часть весеннего стока; летом из озера происходит
пополнение речного стока. Расход воды рек, вытекающих из таких
озер, почти не меняется в течение года.
Большое влияние на сток в настоящее время оказывает хозяйственная деятельность человека. Воздействие ее на сток может быть как
косвенным, так и непосредственным. Косвенное влияние осуществляется в результате вырубки лесов, распашки полей, застройки местности и т.д. Непосредственное воздействие на величину и режим
стока происходит в результате забора воды для хозяйственно-бытовых нужд, промышленности и сельского хозяйства. Регулирование
стока осуществляется путем создания водохранилищ на реках.
Энергия и работа рек. Движение воды в реке — турбулентное
(вихревое), т.е. в каждый момент времени меняется направление и
скорость. Средняя скорость определяется расстоянием, пробегаемым
потоком за единицу времени, и рассчитывается по формуле Шези
где v — скорость; С — коэффициент Шези, который зависит от
шероховатости русла и определяется крупностью наносов, строе209

нием русла и растительностью; R — гидравлический радиус —
отношение площади живого сечения к смоченному периметру,
т. е. длине подводного контура реки (гидравлический радиус практически равен средней глубине реки); / — уклон реки.
Скорости в русле уменьшаются от поверхности ко дну и от
середины потока к берегам. Распределение скорости от поверхности ко дну по вертикали показывает годограф, а распределение
по поверхности — эпюра скоростей. Линия максимальных скоростей — динамическая ось потока — проходит на небольшой глубине под поверхностью воды (0,2 глубины реки), так как поверхностные скорости уменьшаются из-за встречного ветра, изгибов
русла, образования льда. Стрежень потока — это линия максимальных поверхностных скоростей. На прямолинейных участках
реки стрежень располагается посередине реки, на излучинах русла он переходит от одного вогнутого берега к другому.
Живая сила потока определяется по формуле
i7 _ Spv3
2g
где F — живая сила реки; S — площадь живого сечения; v —
скорость; g — ускорение свободного падения; р — плотность воды,
равная 1 г/см 3 .
Энергия расходуется на размыв (эрозию русла), перенос материала и аккумуляцию. Твердые минеральные частицы, переносимые рекой, называются речными наносами — аллювием. Они образуются вследствие размыва поверхности бассейна реки и русла.
Речные наносы подразделяются на взвешенные и влекомые. Взвешенные наносы переносятся в самой толще воды, влекомые —
перемещаются по дну. Четкой границы между двумя видами наносов не существует. Чем больше скорость реки, тем более крупные
наносы переходят во взвешенное состояние. При уменьшении скорости более крупные частицы опускаются на дно и становятся
влекомыми. Обычно считалось, что на равнинных реках с песчаными наносами влекомые наносы составляют 10 % объема взвешенных наносов. Однако последние исследования, проведенные
на реках России, показали, что в ряде случаев объем влекомых
наносов на равнинных реках превышает объем взвешенных. На
горных реках с галечным аллювием величина влекомых наносов
больше, чем взвешенных. По закону Эри, масса частиц, перемещаемых водой по дну, пропорциональна скорости в шестой степени:
Р = Av\
где Р — масса частицы; v — скорость; А — коэффициент, зависящий от формы и плотности частиц.
210

Если скорость увеличилась в два раза, масса частиц, которые
река способна переносить, увеличится в 64 раза. Поэтому горные
реки могут перемещать крупную гальку и валуны. Влекомые
наносы передвигаются слоем мощностью в несколько десятков
сантиметров, скорость их движения может достигать сотен метров в год.
Взвешенные наносы характеризуются расходом и объемом стока
наносов. Расход взвешенных наносов определяется количеством
(массой) минеральных частиц, переносимых потоком через живое сечение за единицу времени (кг/с), а объем стока взвешенных
наносов — массой минеральных частиц, проносимых рекой через
живое сечение за год (млн т). Объемы стока взвешенных наносов
для некоторых рек приведены в табл. 15.2.
Зная расход воды и количество взвешенных минеральных частиц, можно определить мутность воды, т. е. содержание взвешенных минеральных частиц в 1 м3 воды. Мутность воды зависит от
скорости течения реки и количества взвешенных наносов. При
увеличении скорости течения большее количество наносов переходит во взвешенное состояние и мутность реки увеличивается.
Наибольшая мутность воды отмечается посередине реки и у дна;
у берегов мутность воды меньше, так как уменьшается скорость
течения реки. Мутность воды изменяется по сезонам года. Наибольшая мутность на реках с весенним половодьем наблюдается
весной, в летнюю межень она резко уменьшается.
Т а б л и ц а 15.2
Объем стока взвешенных и растворенных наносов некоторых рек
Взвешенные
наносы, млн т

Растворенные
наносы, млн т

Объем стока,
км3

1000

211,5

7000

54,4

252

Инд

450

40,8

120

Миссисипи

211

64,7

600

Нил

14,3

Обь

33,8

400

Хуанхэ

1500

Янцзы

430

36,2

984

Река
Амазонка
Волга

211

В целом распределение мутности воды на территории России
зонально. Небольшую мутность воды имеют реки лесной зоны —
менее 50 г/м 3 . Это объясняется наличием естественного растительного покрова, отсутствием распаханных земель, небольшими уклонами территории. В лесостепной и степной зоне мутность возрастает до 500 г/м 3 . Увеличение мутности связано в основном с распаханностью территории. Большой мутностью воды отличаются
реки пустынь.
Речная вода — раствор, в котором присутствуют растворенные соли, причем их концентрация в речной воде небольшая.
Это объясняется выпадением атмосферных осадков на поверхность реки, стоком слабоминерализованных снеговых и дождевых вод.
По степени минерализации О.А.Алекин выделяет реки с малой (до 200 мг/л), средней (200—500 мг/л), повышенной (500 —
1000 мг/л) и высокой (более 1000 мг/л) минерализацией. По составу солей деление рек аналогично делению подземных вод.
В зонах избыточного увлажнения умеренного и экваториального
поясов реки имеют воду гидрокарбонатно-кальциевую с минерализацией около 200 — 500 мг/л, так как при избыточном увлажнении хорошо растворимые хлоридные и сульфатные соединения
промываются поверхностным стоком. Повышенной минерализацией (до 1000 мг/л) отличаются реки пустынь и полупустынь тропического и субтропического поясов, в воде возрастает доля
натрия, калия, хлора. Рек сульфатного класса встречается довольно мало. Это реки Казахстана, западной Туркмении, Приазовья,
некоторые реки Северного Кавказа. В течение года в связи с изменением водности рек химический состав воды немного меняется.
Например, весной возрастает доля кальция и гидрокарбонатов,
летом увеличивается содержание сульфатов.
Количество растворенных веществ характеризуется расходом и
объемом стока. Расход растворенных наносов — количество растворенных веществ, проходящих через живое сечение реки в 1 с.
Объем стока растворенных наносов — количество растворенных
веществ, проходящих через живое сечение реки за год.
Термический и ледовый режимы рек. Термический режим — это
изменение температуры воды в реке в течение года. Он определяется поглощением суммарной солнечной радиации, эффективным излучением водной поверхности, затратами теплоты на испарение, его выделением при конденсации, теплообменом с атмосферой и ложем русла. По тепловому режиму реки разделяют
на три класса:
— реки с теплой водой без сезонных колебаний температуры
воды в течение года;
— реки с небольшими сезонными колебаниями температуры
воды, не замерзающие зимой;
212

— реки с большими сезонными колебаниями температуры воды,
замерзающие зимой.
Суточные колебания температуры воды в реках составляют
1 — 2°, в малых реках они возрастают до 7°. Максимальная температура воды в течение суток наблюдается около 16 —18 ч, минимальная — на восходе Солнца. По живому сечению реки днем
температура воды выше у берегов и на поверхности, ночью —
в середине потока и на глубине. Однако вследствие турбулентности температура в потоке изменяется мало.
У малых и средних рек, протекающих в одном климатическом
поясе, температурный режим практически одинаков на всем протяжении. Большие реки, протекающие через разные климатические пояса, имеют неодинаковый температурный режим в различных частях. Температура воды в большой реке, текущей с юга
на север, как правило, выше, чем температура воды впадающего
в нее притока. У рек, текущих с севера на юг, температура воды
ниже, чем температура воды притока. Наиболее сложный температурный режим наблюдается у рек с большими сезонными колебаниями температуры воды, замерзающих зимой. Такие реки протекают в умеренных широтах. Зимой под ледяным покровом вода
у поверхности реки имеет температуру около нуля. Весной в период повышения температуры воздуха и осенью в период ее понижения изменение температуры воды несколько запаздывает. Максимальная температура воды наблюдается летом в июле, минимальная — зимой.
Температура речной воды зависит от источников питания.
У рек, берущих начало у края ледника, температура в середине
лета может понижаться из-за притока холодных ледниковых вод.
У рек, имеющих большую долю подземного питания, температура воды летом немного понижена, зимой — повышена. Температура воды в реках, вытекающих из озер, весной немного
понижена, так как поступает более холодная вода из озера.
Осенью, наоборот, температура воды более высокая, так как из
озера поступает теплая вода.
Ледовый режим — совокупность повторяющихся процессов возникновения, развития и исчезновения льда на реках в течение
года.
По характеру ледового режима реки подразделяются на:
— реки с устойчивым ледовым покровом в течение всей зимы
ежегодно;
— реки с неустойчивым ледовым покровом, вскрывающиеся
во время оттепелей;
— реки с ледовым покровом, образующимся не каждый год.
На замерзающих реках выделяют три периода: замерзание,
ледостав, вскрытие. Зимой при понижении температуры воздуха
до - 5 °С на реках умеренного и субарктического поясов начинается
213

образование льда. На участках рек с малым уклоном и небольшой
скоростью течения (до 0,2 м/с) переохлаждение воды наблюдается только в тонком поверхностном слое. Ледяной покров формируется большей частью в результате смыкания заберегов. В реках
со скоростью течения более 0,4 м/с перемешивание воды способствует переохлаждению всей толщи воды, поэтому образование
льда происходит на разных глубинах и на дне. У берегов появляются забереги, на поверхности — ледяные иглы, сало, блинчатый
лед. В толще воды возникают ледяные кристаллы — шуга, процесс
кристаллизации у дна приводит к формированию донного льда.
При выпадении снега на поверхность воды образуется снежура, а
ее скопление в местах сужения русла вызывает зажоры. По мере
охлаждения воды начинается образование льда непосредственно
на водной поверхности вдали от берегов. В процессе образования
льдин участвуют скопления сала, шуги, снежуры. На больших реках процесс замерзания продолжается 10—12 дней, на малых реках — до 7 дней.
Формирование ледяного покрова по длине рек происходит путем образования ряда перемычек в местах малой ледопропускной
способности русла. Между перемычками кромка ледяного покрова перемещается вверх по течению в результате образования и
движения льда. Скорость перемещения кромки может достигать
100 км в сутки. Реки, текущие в широтном направлении, замерзают почти одновременно по всей длине. Реки, текущие в меридиональном направлении, замерзают постепенно: от верховья вниз
по течению (если протекают с севера на юг) или от низовий вверх
(если текут с юга на север).
Продолжительность зимнего ледостава зависит от температуры, продолжительности и устойчивости зимнего сезона: река Лена
у Якутска имеет 210 дней ледостава, Ока — 139 дней, Висла —
60 дней. Нарастание толщины льда на реках происходит с начала
ледостава путем кристаллизации воды на нижней поверхности ледяного покрова, промерзания шуги под ледяным покровом, а также
за счет смерзания выпавшего снега на поверхности льда. Из-за
быстрого течения или выхода грунтовых вод на поверхности льда
образуются полыньи. Таким образом, происхождение полыньи
может быть как динамическим, так и термическим. Максимальная толщина льда на реках европейской части России наблюдается в феврале—марте (30—100 см), на реках азиатской части —
в конце марта (до 220 см). На реках Восточной Сибири и Дальнего
Востока нарастание толщины льда происходит за счет образования наледей.
Вскрытие рек начинается при переходе среднесуточной температуры воздуха к положительным значениям под влиянием
солнечной радиации, притоку талых вод и адвекции теплоты.
В процессе вскрытия выделяется несколько стадий: изменение
214

внутренней структуры льда, таяние снега на поверхности льда
и самого льда, подъем ледяного покрова талыми водами, подвижки и торошение льда. Приток талых вод вызывает подъем
уровня воды, лед всплывает, и у берегов появляются полосы
чистой воды — закраины. На реке наблюдаются подвижки,
торошение льда, ледяной покров разбивается на отдельные льдины и ледяные поля. Начинается движение льдин вниз по течению — весенний ледоход. При движении льдин вниз по течению в сужениях русла, на поворотах реки могут образоваться
заторы. Особенно часто образуются заторы на реках, текущих
с юга на север, так как в низовьях ледоход начинается позже
и поверхность воды еще подо льдом. Заторы на реках приводят
к значительному повышению уровней воды и могут вызвать катастрофические наводнения. Заторы на реке Лене весной 2001 г.
вызвали повышение уровней до 20 м и затопление городов
Ленек, Олекминск и др. Продолжительность весеннего ледохода на больших реках, текущих с севера на юг, может достигать
10 — 20 дней.
Реки — уникальный природно-аквальный комплекс, в котором во взаимосвязи находятся растения и животные, населяющие реку, русло, речные отложения и природная вода. Реки
дренируют территорию, образуют своеобразные формы рельефа — речные долины, террасы, поймы. Реки с незапамятных
времен используются человеком и масштаб использования
постоянно растет.
15.3. Озера
Озеро — естественный водоем с замедленным водообменом,
не имеющий двухсторонней связи с океаном. Объем озерной воды
составляет 278 тыс. км 3 , или 0,016 % всего объема воды. Озеро —
природно-аквальный комплекс, в котором взаимодействуют природные воды, растительность и животные, рельеф и грунт —
сапропель.
Озера распространены по поверхности суши повсеместно. Наибольшее количество озер характерно для увлажненных районов
древнего оледенения (север Европы, Северной Америки), NfHoro
озер в районах многолетней мерзлоты, на поймах рек. Наибольшее число крупных озер с площадью более 100 км 2 находится в
Африке, Азии и Северной Америке. В 1945 самых крупных озерах Земли сосредоточено около 95 % объема всех озерных вод.
Самое большое соленое озеро по площади — Каспийское море, а
самое большое пресное озеро — Верхнее. Наибольший объем воды
сосредоточен в Каспийском море, а среди пресных озер —
в Байкале. Байкал является самым глубоким озером на Земле
(иййгТ5".3).
215

Т а б л и ц а 15.3
Площадь, максимальная глубина и высота над уровнем моря
некоторых озер Земли
Площадь, км2

Глубина, м

Высота над
уровнем моря, м

Каспийское
море

371 ООО

1025

-28

Верхнее

84130

393

183

Виктория

69 000

1134

Танганьика

34 000

1470

773

Байкал

31500

1637

456

Онтарио

19 554

236

Ладожское

17700

230

Эйр

15 000

Наполняется
во время дождей

-12

Титикака

8300

304

3816

Мертвое море

1050

356

-395

Озеро

Озеро характеризуется длиной, шириной, изрезанностъю береговой
линии, объемом и глубиной:
— длина — кратчайшее расстояние между двумя наиболее удаленными точками на берегах озера;
— площадь — площадь водного зеркала без островов;
— средняя ширина — отношение площади водного зеркала к
длине;
— изрезанность береговой линии — отношение длины береговой линии к длине окружности круга, площадь которого равна
площади озера;
— объем озерной котловины — сумма объемов усеченных конусов, заключенных между плоскостями, проведенными по изобатам;
— средняя глубина озера — отношение объема к площади,
максимальная глубина определяется непосредственными измерениями.
Классификация озер. Озера подразделяются по площади, степени постоянства, происхождению котловин, характеру водообмена, термическому режиму, минерализации вод, условиям питания водных организмов и др.
216

По площади озера подразделяются на очень большие (с площадью свыше 1000 км 2 ), большие (1000—100 км 2 ), средние (100 —
10 км2) и малые (с площадью менее 10 км2).
По степени постоянства озера делят на постоянные и временные. Постоянные озера имеют воду в течение длительного
времени. Временные озера заполняются водой только во влажные периоды.
По происхождению озерных котловин озера делятся на эндогенные и экзогенные. Эндогенные озера — это такие озера, котловины
которых созданы внутренними процессами, котловины экзогенных озер созданы внешними процессами.
Эндогенные озера подразделяются на тектонические и вулканические. Тектонические озера возникают в крупных тектонических прогибах на равнинах (озера Ладожское, Верхнее), в тектонических предгорных впадинах (озеро Балхаш), в разломах
грабенах (озеро Байкал, Танганьика). Большинство крупных озер
Земли имеют котловины тектонического происхождения.
Вулканические озера расположены в кратерах потухших вулканов (кратерные озера на Яве, Новой Зеландии), в старых разрушенных кратерах — кальдерах (кальдерные озера — Курильское
и Кроноцкое). Своеобразными вулканическими озерами являются озера-маары, образовавшиеся в трубках взрыва — маарах. Вулканические озера могут образоваться вследствие подпруживания
рек продуктами вулканизма — лавой, пеплом (озеро Киву в
Африке).
Среди экзогенных озер выделяются ледниковые, водно-эрозионные и водно-аккумулятивные, карстовые, суффозионные, эоловые, метеоритные, органогенные. Ледниковые озера образуются в
результате аккумулятивной и экзарационной (разрушительной)
деятельности ледника на равнине и в горах. К горным экзарационным озерам относятся каровые озера Альп, Кавказа, троговые
озера Скандинавии. Моренно-запрудные озера в горах образуются
в результате запруживания моренными отложениями речных долин. В таких котловинах находятся крупные альпийские озера. На
равнинах экзарационные озера образовались в котловинах, создавшихся при движении материковых льдов. Они распррстранены в
пределах Балтийского и Канадского щитов. К аккумулятивным
озерным котловинам относятся моренные озера на Восточно-Европейской равнине (озера Белое, Лача, Воже). Моренно-запрудные озера возникли при запруживании мореной долины стока
(озеро Сайма).
К водно-эрозионным и водно-аккумулятивным озерам относятся
старицы, дельтовые озера, плесы пересыхающих рек, запрудные
озера. Озера-старицы возникают на меандрирующих реках в результате прорыва шейки меандры. Запрудные озера образуются в
результате горных обвалов (завальные котловины озер Сарезского
217

на р. Мургаб, Гекгель на р. Аксу) или в результате подпруживания
рек конусами выноса боковых притоков.
Карстовые озера возникают в областях, сложенных растворимыми породами — известняками, гипсами, доломитами. Выщелачивание пород приводит к образованию глубоких, округлых
котловин, таких озер много на Урале, Кавказе, в Крыму. Термокарстовые озера формируются в местах распространения многолетнемерзлых горных пород в результате их протаивания и просадки грунта.
Суффозионные озера появляются благодаря просадкам, вызванным вымыванием (суффозией) подземными водами мелких нерастворимых частиц (озера Казахстана и Центральной Азии).
Эоловые озера расположены в котловинах выдувания, созданных ветром. Заполняются водой они в результате затопления речными или морскими водами (озеро Теке в Казахстане).
Органогенные озера возникают на болотах тундры, лесотундры,
тайги или среди коралловых построек. Котловины озер создаются
в результате неравномерного нарастания мхов или полипов.
Котловины метеоритных озер возникают в результате падения
метеоритов.
По происхождению водных масс выделяют озера с современной и реликтовой водой. Большинство озерных котловин заполнено водой атмосферного происхождения, но некоторые, возникшие на месте отступившего моря, имеют реликтовую морскую воду. К водоемам с реликтовой водой относятся Каспийское
море (вода солоноватая), озера Ладожское, Онежское (вода пресная). Опреснение воды в Ладожском и Онежском озерах произошло
благодаря притоку пресных речных вод и выпадению большого
количества атмосферных осадков. Вода в Каспийском море остается солоноватой, так как количество атмосферных осадков на
этой территории значительно меньше и велико испарение.
Минерализация озер с современной водой зависит от климата. Вода
в озерах, расположенных в умеренном и экваториальном поясах, как
правило, пресная, в засушливых условиях тропиков — соленая.
Водный баланс. Водный режим. Приход воды в озеро определяется осадками, притоком поверхностных и подземных вод и конденсацией. Главная статья прихода озерной воды — речной сток.
Значение подземного стока в питании озер невелико, но в карстовых областях может резко возрасти. Конденсация влаги может
дать заметные результаты на поверхности крупных озер с холодной водой. Расход составляют испарение, сток из озера, инфильтрация, забор воды на хозяйственные нужды. Соотношение прихода и расхода определяет водный баланс озера.
По характеру водообмена озера подразделяют на четыре группы: хорошо проточные, мало проточные, бессточные и глухие.
В хорошо проточные озера впадает несколько рек и одна вытекает.
218

Вода в этих озерах непрерывно сменяется, она пресная и чистая.
Такие озера находятся в областях нормального и избыточного
увлажнения (озера Ладожское, Чудское). В мало проточные озера
тоже впадает несколько рек, но сток осуществляется периодически. Подобные озера расположены в областях недостаточного
увлажнения, вода в них имеет повышенную минерализацию. В бессточные озера могут впадать реки, иногда довольно значительные, но стока из них нет (Каспийское, Аральское моря). Глухие
озера не имеют ни притока, ни стока. Глухими являются небольшие озера внутри болот, соленые озера полупустынной зоны,
каровые озера в горах.
Водный баланс определяет водный режим озера. Водный режим — закономерное изменение уровня воды, площади, объема
воды в озере. При положительном балансе уровень воды озер повышается, при отрицательном — понижается. Если водный баланс равен нулю, уровень воды в озере остается постоянным. Чем
больше разность между приходом и расходом, тем значительнее
колебания уровня. Повышение уровня воды в озере сопровождается увеличением испарения, а значит, и расхода воды. При увеличении прихода воды в бессточных озерах уровень воды поднимается и озера могут превратиться в проточные. При уменьшении
прихода уровень воды понижается, площадь озера сокращается,
испарение уменьшается и озеро превращается в бессточное.
Колебания уровня воды в озере бывают периодическими и
непериодическими. Периодические сезонные колебания проявляются по-разному в озерах, расположенных в разных климатических условиях.
Уровень озер в арктическом и субарктическом поясах определяется атмосферными осадками и стоком талых вод, испарение имеет
небольшую величину. Зимой и весной наблюдается низкое стояние уровней воды, летом из-за притока талых вод уровень воды в
озерах повышается.
Колебания уровня воды в озерах умеренного пояса Северного
полушария различны в западном, внутриматериковом и восточном секторах. Озера в западном секторе полноводны в течение
всего года, максимальный уровень воды в озерах наблюдается осенью и зимой с связи с увеличением количества осадков и уменьшением испарения. Уровень воды в озерах внутриматерикового
сектора характеризуется значительными сезонными колебаниями: уровень воды в озерах повышается весной из-за притока талых
вод. Летом и зимой уровень воды в озерах понижается: летом из-за
испарения, зимой из-за выпадения осадков в твердом виде.
Осенью наблюдается повышение уровня воды, связанное с уменьшением испарения. Уровень воды в озерах восточного сектора
повышается летом из-за выпадения муссонных дождей, зимой уровень воды понижается.
219

В субтропическом поясе в западном и внутриматериковом секторах наиболее высокое положение уровня воды в озерах наблюдается зимой, оно обусловлено выпадением атмосферных осадков. Летом уровень озер резко понижается. Подобный водный
режим имеют озера в тропическом поясе, но летом они могут
пересыхать.
Озера субэкваториального пояса наиболее высокий уровень воды
имеют летом в связи с выпадением огромного количества атмосферных осадков. Зимой уровень воды понижается.
Озера экваториального пояса характеризуются высоким положением уровней воды в течение всего года.
Вековые и многолетние колебания уровня озер — наиболее
яркое проявление гидрологического режима водоемов, они оказывают и наиболее сильное воздействие на хозяйственное использование. Основная причина таких колебаний — климатическая.
А. В. Шнитникову в результате исследования режима озер юговосточной части европейской территории России и Западной Сибири удалось установить вековые колебания увлажненности на огромных пространствах Евразии. Шнитников обнаружил циклические колебания уровня озер и увлажненности с периодом 1850 лет.
Непериодические колебания вызываются интенсивными атмосферными осадками, сбросом воды из водохранилища вниз по реке,
впадающей в озеро, или нагонами.
Физико-химические свойства озерных вод. В озерной воде нет
характерного для океана постоянства состава солей и соотношения между основными ионами. От речных вод озерные воды отличаются большей соленостью и разнообразием состава солей. Вода
озер характеризуется химическим составом и степенью минерализации. Состав солей в основном определяется поверхностным и
подземным стоком, некоторые соли образуются в самом озере
при растворении пород дна или жизнедеятельности населяющих
его организмов. Расходуются химические элементы в результате
выноса их речными водами, осаждения на дно, потребления организмами.
По степени солености озера делятся аналогично всем водам
гидросферы. Выделяют озера пресные — с содержанием солей от
0 до 1 %о, солоноватые — от 1 до 24,7 %о, соленые — более 24,7 %о,
сильносоленые (рассолы) — больше 47 %о.
По составу солей озера делятся: по преобладающему аниону —
на гидрокарбонатные, сульфатные, хлоридные; по преобладающему катиону — на кальциевые, магниевые, натриевые, калиевые. В зонах с избыточным или нормальным увлажнением озера
имеют гидрокарбонатно-кальциевую пресную воду. В зонах с недостаточным увлажнением озера не имеют стока, соли в них постепенно накапливаются. В таких озерах возрастает доля натрия и
хлора, вода становится солоноватой. В некоторых соленых озерах
220

вода представляет собой рассол, или рапу, содержащую соли в
состоянии, близком к насыщению. Если насыщение достигнуто,
начинается осаждение солей. Минеральные озера, в которых происходит осаждение солей, называются самосадочными.
Самосадочные озера по преобладающему элементу делятся на
три основных типа: карбонатные, сульфатные, хлоридные. Увеличение засушливости климата вызывает осаждение солей в озерах. В первую очередь осаждаются наименее растворимые карбонаты (содовые озера в Кулундинской степи). Во вторую очередь
осаждаются сульфаты, например мирабилит (залив Кара-БогазГол Каспийского моря). И наконец, последними осаждаются
хлориды, например галит (поваренная соль) в озере Баскунчак.
При увлажнении климата наблюдается обратный процесс — в
хлоридных озерах начинают растворяться сульфаты, затем карбонаты.
Самые соленые озера на земле — Гюсгундак (374 %о), Мертвое
море (270 %о).
В озерной воде растворены газы, большое значение имеют кислород, углекислый газ, сероводород. С увеличением температуры
содержание газов в воде уменьшается. В холодных глубоких озерах
много кислорода, в мелких хорошо прогреваемых озерах содержание газов уменьшается. Кислород поступает в озера в основном из
атмосферы или продуцируется в процессе фотосинтеза. При избытке кислород уходит из воды в атмосферу. Он расходуется при
дыхании водных организмов, при разложении и окислении органического вещества. Содержание кислорода — непременное условие жизни и развития организмов. Сероводород может образоваться
в придонных слоях озер при разложении органических веществ в
условиях отсутствия кислорода.
Термический и ледовый режимы озер. Термический режим —
это изменение температуры воды в озере в течение года. Для большинства озер приход теплового баланса составляют радиационный баланс; теплота, поступающая из атмосферы при турбулентном теплообмене; теплота, поступающая с речным стоком и подземными водами; теплота, выделяющаяся при конденсации или
льдообразовании. Теплота расходуется на передачу в атмосферу, в
грунт, на испарение, на таяние льда. Часть теплоты уходит из озера с речными и подземными водами. Нагревание и охлаждение
озер происходит главным образом через водную поверхность.
Передача теплоты по вертикали осуществляется ветровым
волнением, плотностной конвекцией, молекулярной теплопроводностью, течениями. Термическая стратификация озер —
распределение температуры в направлении от поверхности к дну.
Выделяют три типа температурной стратификации: прямая температурная стратификация, обратная температурная стратификация и гомотермия. Прямая температурная стратификация —
221

это стратификация, при которой наблюдается уменьшение температуры воды в направлении от поверхности к дну. Обратная температурная стратификация
это увеличение температуры воды
от поверхности к дну. Равномерное распределение температуры
воды от поверхности до дна называется гомотермией. Термическая стратификация зависит от сезона года и географической
широты места.
По типу температурной стратификации все пресноводные водоемы мира подразделяются на три группы (классификация Ф. А.Фореля):
— полярные (холодные) с температурой в течение года ниже
4 °С и с обратной температурной стратификацией; такие озера существуют высоко в горах или в арктическом поясе;
— тропические (теплые) с температурой в течение года выше
4 °С и с прямой температурной стратификацией. Такие озера располагаются в экваториальном, субэкваториальном и тропическом поясах;
— умеренные (смешанные), у которых тип стратификации изменяется в течение года. Такие озера существуют в субтропическом, умеренном и субарктическом поясах.
Самый сложный ход температуры воды наблюдается в озерах
умеренных широт. Зимой в период зимнего охлаждения в озерах
возникает обратная температурная стратификация. При понижении температуры воды от 4° до 0 "С вода становится легче и остается на поверхности. Поэтому охлаждается только небольшой поверхностный слой воды вследствие молекулярной теплопроводности. На глубине температура воды — около 3 —4 °С.
Весной в период весеннего нагревания, при увеличении температуры от 0° до 4 °С, вода становится тяжелее и благодаря плотностной конвекции опускается вниз, а на ее место поднимается
более холодная и легкая вода. Происходит выравнивание температуры воды от поверхности до дна (около 4 °С), возникает весенняя
гомотермия.
Летом в период летнего нагревания образуется прямая температурная стратификация. Нагревается тоже небольшой поверхностный слой воды, так как при нагреве вода опять становится легче и остается на поверхности. Нагрев передается медленно за счет
молекулярной теплопроводности. Летом наблюдается резкое разделение водной толщи на слои: наверху располагается слой с
самой высокой температурой (в умеренных широтах температура
воды на поверхности достигает 25 °С). Глубже лежит слой температурного скачка, в нем происходит сильное снижение температуры (вертикальный градиент температуры достигает 8—10° на
1 м). Основная толща озерных вод сохраняет температуру около 6 °С.
Осенью в период осеннего охлаждения температура в поверхностных слоях понижается. Вода становится более тяжелой и начийает опускаться вниз, возникает активное перемешивание воды
222

за счет плотностной конвекции. Когда во всей толще воды в озере
температура приближается к 4 °С, возникает осенняя гомотермия.
Гомотермия — очень важное явление в озерах умеренных широт,
в это время вода полностью перемешивается, кислород заносится
на дно, а питательные вещества поднимаются к поверхности. Озера со смешанной стратификацией обычно богаты организмами.
В озерах четко различаются три вертикальные зоны:
— верхняя, в которой наблюдаются значительные колебания
температуры в течение года, — эпилимнион;
— средняя — слой температурного скачка — металимнион;
— нижняя, где температура не меняется, — гиполимнион.
По характеру ледового режима замерзающие озера подразделяются на три группы: с неустойчивым ледоставом, с устойчивым ледоставом зимой, с ледоставом в течение всего года. В ледовом режиме выделяется три фазы: замерзание, ледостав, вскрытие. Процесс замерзания в озерах начинается так же, как и на реках, — с
возникновения заберегов, ледяных игл и сала. На крупных озерах забереги называются припаем. При слабом ветре температура
поверхностного слоя воды быстро падает до нуля, переохлаждается, в результате образуется ровный гладкий покров из прозрачного кристаллического льда. При сильном ветре образование льда на поверхности воды невозможно из-за волнения. Но
благодаря волнению переохлаждение воды распространяется на
глубину, начинается образование внутриводного льда. При очень
сильных ветрах и небольшой глубине озера возможно образование донного льда, как это было обнаружено на Ладожском озере
(М. А. Великанов).
Нарастание льда в период ледостава происходит тем быстрее,
чем суровее зима и меньше слой снега на льду. Ледостав на озерах
наступает на 8—10 дней раньше, чем на реках, из-за отсутствия
течений. Толщина льда на озерах северо-запада России достигает
50 — 60 см, на озерах севера Сибири — до 3 м. У берегов лед обычно толще, чем в средней части озера.
v
Вскрываются озера в результате увеличения суммарной радиации, притока теплых талых вод. У берегов озера появляются закраины, лед становится пористым, разламывается на отдельные льдины и тает. В бессточных озерах лед тает на месте, в проточных озерах
лед выносится реками. Вскрытие озер начинается на 8 —15 дней позднее, чем вскрытие рек.
Движение воды в озере. Массы воды в озере непрерывно перемещаются, движение воды подразделяется на волнение, течения
и сейши.
Главная причина возникновения озерных волн — ветер. Волнение на озерах в связи с их небольшими размерами по сравнению с
океанами развивается быстрее. Волнение затихает сразу после прекращения ветра. Волны зыби на небольших озерах наблюдаются
223

редко. Озерные волны имеют высоту до 3—4 м на крупных озерах, 0,5 м — на небольших озерах.
Течения в озере вызываются ветром, впадающей и вытекающей
из озера рекой, образуются при нарушении равновесия уровенной поверхности. На скорость и направление течений оказывают
влияние размеры водоема, рельеф дна. Под действием ветров в
озерах возникают временные ветровые течения. Если ветер дует
продолжительное время, на озере образуется установившееся течение, оно называется дрейфовым. Течение перемещает воду от
подветренного к наветренному берегу, вызывает нагон на наветренном берегу и образование сточного течения.
Впадающие и вытекающие из озера реки обусловливают образование постоянных течений в озере. Если объем приходящей или
уходящей речной воды незначителен по сравнению с объемом
озера, то течение в озере выражено слабо. Приток или отток большого объема воды вызывает в озере постоянное течение, однако
скорости течения в озере заметно ниже. Втекающие и вытекающие из озера реки создают перекосы водной поверхности, приводящие к появлению сточных течений, иногда распространяющихся
на все озеро, и компенсационных течений, проходящих по дну.
Неравномерное распределение температуры и минерализации в
толще воды создает изменения плотности, которые в свою очередь обусловливают формирование плотностных течений. Скорости плотностных течений достигают на Ладожском озере 0,35 м/с,
на Байкале — 0,5 м/с.
Ветровое волнение сказывается только в поверхностном слое
воды. На глубине, равной половине длины волны, оно обычно затухает. Иногда в озере возникают колебания всей массы воды. Стоячие, свободные волны, формирующиеся под влиянием резкого
нарушения равновесия воды, называются сейши. Сейши образуются в результате землетрясений, резкого изменения давления или
при нагоне воды. Колебание водной поверхности происходит около одной или нескольких осей, называемых узлами. Сейши могут
быть одноузловыми или многоузловыми. Высота сейш — несколько
сантиметров, период колебания от 4 ч до двух суток (на Байкале регистрировались сейши с периодом 4 ч 51 мин и высотой около 14 см).
Жизнь в озере. Эволюция озер. По условиям обитания в озере
выделяется литораль (прибрежная часть), профундаль (глубоководная часть) и пелагиаль (толща воды).
Воды литорали хорошо освещены солнцем. Температура воды в
этой зоне испытывает суточные и сезонные колебания. Кислород
распределяется равномерно по всему слою воды. Литораль характеризуется богатством гидрофлоры и гидрофауны.
Воды профундали получают мало света. Фотосинтез здесь невозможен, следовательно, зеленые растения не растут. На дне обитают илолюбивые животные, бактерии.
224

Толща воды — пелагиаль — характеризуется большими различиями в освещенности, температуре, плотности по вертикали. Верхний слой воды наиболее богат организмами, так как освещается
солнечными лучами и насыщен кислородом. В нижнем слое воды
с небольшим содержанием кислорода и низкими температурами
количество организмов намного меньше.
По условиям питания водных организмов (трофическим условиям) озера подразделяются на олиготрофные, эвтрофные, дистрофные. К олиготрофным (.малопитательным) озерам относятся
проточные озера в тайге и тундре. Олиготрофные озера образуются в трудноразмываемых, скальных породах или в горах. Они, как
правило, глубокие, имеют источники подземных вод. Вода в таких
озерах холодная, прозрачная, цвет воды от синего до зеленого.
Кислорода в воде достаточно. Озера бедны биогенными элементами, организмов в таких озерах мало. К олиготрофным относятся
горные озера — Женевское, Телецкое.
Эвтрофные (питательные) озера расположены в экваториальном и субэкваториальном поясах, в смешанных лесах умеренного
пояса. Много эвтрофных озер на поймах рек. Такие озера имеют
небольшую глубину и хорошо прогреваются солнцем. Кислородный режим в таких озерах ухудшается. Прозрачность воды небольшая, цвет бурый. Эвтрофные озера получают с речным стоком
много биогенных и органических веществ, богаты пищей. Характерными донными отложениями эвтрофных озер являются илы —
сапропели. Такие озера богаты организмами.
Дистрофные {непитательные) озера распространены среди болот. Эти озера имеют небольшую глубину. Прозрачность воды в
таких озерах небольшая, цвет желтый или бурый. Озера получают
много органических веществ, трудно поддающихся распаду. Гниение вызывает недостаток кислорода. Фитопланктон и высшие организмы в таких озерах практически отсутствуют.
В процессе развития озер наблюдается переход: олиготрофные —
эвтрофные — дистрофные озера. Зарастание мелких озер начинается с появления растительности вдоль берегов (рис. 15.4). В распределении растительности на озере наблюдается зональность: у
берегов растут ирисы, осоки, до глубины 1 — 2 м — хвощи, тростники, камыши, до глубины 3 —4 м — кувшинки, кубышки и далее — водоросли. Постепенно котловина озера заполняется минеральными и органическими отложениями и образуется болото.
В глубоких озерах процесс начинается с нарастания моховой
(сфагновой) подушки — сплавины — на поверхности воды. Основу
сплавины составляют растения с длинными корнями. Сплавина
может оторваться от берега и тогда образуется плавучий остров.
Когда сплавина перекроет всю поверхность озера, образуется болото, хотя вся котловина еще не заполнена отложениями. В разрывах сплавины формируются окна — болотные озера.
о Савцова

225

Рис. 15.4. Процессы зарастания озера (по В. Н. Сукачеву):
1 — осоковый; 2 — тростниковый и камышовый; 3 — сапропелевый торф;
4 — сапропелит

Значение озер в географической оболочке велико. Озера оказывают воздействие на внутриматериковый влагооборот воды. Водоемы суши оказывают заметное воздействие на местные климатические условия, увеличивая влажность и снижая колебания температуры. Озера оказывают регулирующее воздействие на речной сток:
реки, вытекающие из озер, полноводны в течение всего года. Влияют озера на уровень грунтовых вод, в целом повышая его. Большие
озера являются резервуарами пресной воды. Из соленых озер добывают минеральное сырье. Озера — прекрасные места отдыха и водного туризма. В последнее время озера используются как рыбные
фермы.
15.4. Болота. Заболоченные земли
Болото — территория с избыточным увлажнением, с влаголюбивой растительностью и со слоем торфа более 30 см.
В этом случае основная масса корней лишается минерального
питания. При слое торфа менее 30 см или его отсутствии переувлажненные участки суши называют заболоченными землями.
Болота занимают около 3,5 млн км2, или около 2 % площади суши.
Наиболее заболочены материки Евразия и Северная Америка, 70 %
болот находится в России. Очень много болот в зонах тундры и
тайги; в зоне тайги располагается до 80 % всех болот нашей стра226

ны. Торф болота содержит до 90 % влаги и 3 —10 % сухого вещества, однако вода в нем находится в физически или химически
связанном состоянии.
Болота образуются в результате заболачивания суходолов и
зарастания озер. Образование болот на водораздельных пространствах происходит в условиях постоянного переувлажнения почвогрунтов, возникающего при выпадении большого количества осадков, малом испарении и отсутствии стока. Переувлажнение
приводит к ухудшению кислородного и минерального питания
растений и появлению влаголюбивой растительности. Неполное
разложение растительных остатков обеспечивает образование торфа.
В процессе заболачивания лугов большую роль играет естественная растительность. Развитие пышной растительности приводит к
возникновению плотной дернины, затрудняющей доступ кислорода. Постепенно луговая растительность уступает место осокам и
мхам. Важное значение в образовании болот принадлежит грунтовым водам. Повышение уровня грунтовых вод создает избыточное
увлажнение и заболачивание территории. Заболачиванию способствуют вырубка лесов или лесные пожары.
Образование болот в результате зарастания озер рассмотрено
выше. В природе преобладает первый процесс, т. е. болота создаются в основном в результате заболачивания суходолов.
По условиям образования и местоположению выделяют низинные, верховые и переходные болота. Низинные болота образуются
в понижениях рельефа, на днищах оврагов, балок, на поймах рек.
Они имеют питание за счет атмосферных осадков и грунтовых
вод, следовательно, богаты минеральными веществами и являются эвтрофными. Низинные болота имеют вогнутую или плоскую
поверхность. На таких болотах растут ольха, береза, гипновые мхи,
тростники, хвощи.
На плоских водоразделах формируются верховые болота, они
питаются только атмосферными осадками и бедны питательными
веществами. Такие болота называются олиготрофными, на них
растут сосна, вереск, пушица, сфагнум, клюква. Верховые болота
имеют мощный слой торфа. Большую роль в торфообразовании
имеют сфагновые мхи: выделяемые ими органические кислоты
замедляют разложение растительности и способствуют образованию торфа. Постепенно поверхность болота приобретает выпуклый профиль, так как в центре болота накопление торфа идет
быстрее, чем на окраинах.
Переходные болота называются мезотрофными, они образуются на склонах и существуют как переходная стадия от низинных к
верховым болотам. Переходные болота имеют плоскую поверхность.
Наиболее типичные растения — береза, осоки, сфагнум.
Строение торфяной залежи болот и рельеф болот. Сформировавшееся болото обладает многослойным строением, отражаю227

щим процесс накопления торфа и повышения поверхности болота. Вся толща торфа называется торфяной залежью. В ней выделяются инертный и деятельный слои. Инертный слой лежит на минеральном грунте и составляет основную толщу. Он имеет слабый
водообмен с выше расположенными слоями, характеризуется
постоянным содержанием воды в торфе, малой водопроницаемостью, отсутствием доступа кислорода. Толщина инертного слоя
может достигать 18 — 20 м. Выше располагается деятельный слой.
Он имеет мощность 40—95 см. Деятельный слой отличается повышенной влагопроницаемостью и водоотдачей. Большое количество микроорганизмов способствует разложению части растительного покрова и превращению его в торф.
Характерными элементами рельефа болот являются гряды, кочки, бугры, мочажины. Гряды — вытянутые, повышенные участки
болота, сложенные торфом. Гряды отделяются друг от друга понижениями — мочажинами. Как правило, гряды располагаются перпендикулярно наибольшему уклону болота. Бугры имеют более
округлую форму. В болотах лесной зоны они сложены торфом, в
лесотундре — могут иметь ледяное ядро внутри. Кочки — это небольшие, округлые формы, они бывают торфяные или растительные. Торфяные кочки образуются из-за неравномерного накопления торфа, растительные — из-за неравномерного нарастания
растительности. Болота имеют специфическую гидрографичекую
сеть — болотные озера, реки.
Гидрологическая роль болот заключается в уменьшении поверхностного и подземного стока вследствие повышенного испарения
и транспирации с поверхности. С заболоченных территорий в реки
поступает меньше стока, чем с окружающих, незаболоченных.
Болота поддерживают уровень грунтовых вод, осушение болот
приводит к понижению уровня грунтовых вод. Торф верховых болот используется как топливо, так как он содержит мало вредных
примесей (серы и фосфора). Торф низинных болот используется
как ценное азотное удобрение. Болота являются средой обитания
для множества болотных животных. В настоящее время на болотах
разводят болотных птиц, выращивают клюкву.
15.5. Водохранилища
Водохранилище — это искусственный водоем, созданный для
накопления и последующего использования воды и регулирования стока. Одним из первых водохранилищ считают водохранилище с плотиной Садд эль-Кафара, созданное в Древнем Египте в
2950—2750 гг. до н.э. В XX в. водохранилища создавались повсеместно, сейчас их насчитывается более 30 тыс. Ежегодно строится
более 300 новых водохранилищ. Многие реки земного шара превращены в каскады водохранилищ (Волга, Миссури, Колорадо и
228

др.). К наиболее крупным водохранилищам относятся Виктория
(Уганда, Танзания, Кения) с объемом 205 км3, Братское (Россия) — 169 км3, Кариба (Замбия, Зимбабве) — 160 км3, Насер
(Египет, Судан) — 157 км3.
Водохранилища классифицируют по размерам, морфологии ложа,
способу заполнения водой, географическому положению, месту в
речном бассейне, характеру регулирования стока, происхождению.
По размеру (объему и площади водного зеркала) водохранилища делят на крупнейшие (объем более 50 км3, площадь более
5000 км 2 ), очень крупные (объем 50—10 км 3 , площадь 5000 —
500 км2), крупные (объем 10—1 км3, площадь 500—100 км2), средние (объем 1—0,1 км3, площадь 100 — 20 км2), небольшие (объем
0,1 — 0,01 км3, площадь 20 — 2 км2) и малые (объем менее 0,01 км3,
площадь менее 2 км 2 ). Небольшие водохранилища площадью
менее 1 км2 называют прудами.
По морфологии ложа водохранилища делятся на долинные и котловинные. К долинным относятся водохранилища, образованные в
долинах рек. Главное отличие долинных водохранилищ — увеличение глубин от верхней части к плотине и уклон. К таким водохранилищам относятся русловые, находящиеся в пределах русла, и пойменно-долинные, в которых затапливается пойма. К котловинным
водохранилищам относятся подпруженные (зарегулированные) озера, расположенные в изолированных впадинах, в отгороженных от
моря заливах, лиманах, лагунах, искусственных выемках.
По способу заполнения бывают запрудные и наливные водохранилища. Первые заполняются водой потоками, на которых они расположены, вторые — наполняются водой из соседнего водоема.
По географическому положению выделяют водохранилища горные, предгорные, равнинные и приморские. Горные сооружаются
на горных реках, они.узкие и глубокие. Горные водохранилища
имеют глубину сработки 50—100 м, иногда более 300 м. Равнинные водохранилища мелкие, широкие, глубина сработки в этих
водохранилищах — не более 2—1 и.
По месту в речном бассейне водохранилища делятся на верховые и низинные. Верховые водохранилища создаются в верховьях
рек, низинные — в нижнем течении реки. Система водохранилищ
на реке называется каскадом.
По степени регулирования речного стока водохранилища бывают
многолетнего, сезонного, недельного и суточного регулирования.
По происхождению (способу образования) водохранилища подразделяют на речные, на временных водотоках, на озерах и морские. Речные водохранилища располагаются в долинах рек, к ним
относится наибольшее количество водохранилищ во всех странах.
Водохранилища на временных водотоках чаще всего создаются в
странах с засушливым климатом или на территориях с муссонным
климатом. В котловине водохранилища скапливается вода от мус229

сонных дождей или ливней. Такие водохранилища построены в предгорных пустынях и полупустынях Северной Африки и Аравии. Озера-водохранилища создаются путем подпора и искусственного регулирования водообмена естественных озер. В отдельных случаях в
водохранилище объединяют несколько озер (водохранилище Смолвуд на полуострове Лабрадор). Морские водохранилища создаются в лиманах или лагунах на морских побережьях. Морские водохранилища созданы в Нидерландах, Великобритании.
В котловинах речных водохранилищ выделяют три части. Нижняя (озерная) — самая глубокая часть. Течение здесь слабое, глубина самая большая. Эта часть непосредственно примыкает к плотине. Средняя часть (озерно-речная) располагается выше по долине реки. Глубины здесь меньше, наблюдается течение. Верхняя
(речная) часть имеет небольшие глубины, здесь отмечается сильное течение.
Водохранилища — водные объекты, искусственно созданные
человеком, большинство из них существует менее 200 лет. Поэтому все процессы протекают здесь очень активно. На берегах наблюдается сильная абразия — размыв берегов под действием волнения. В результате размыва берегов и поступления наносов из
реки дно водохранилища покрывается наносами. Заиление водохранилищ может происходить очень быстро, отмечались случаи,
когда заиление происходило за несколько лет. В водохранилищах
наблюдается некоторое повышение минерализации, связанное с
режимом регулирования и загрязнением сточными водами. Для
водохранилищ характерно быстрое зарастание растительностью.
Водохранилища регулируют речной сток. Часть воды от таяния
снегов или сильных ливней поступает в водохранилище, затем,
летом, подается в реки. Запасенная в них вода используется для
получения энергии, для орошения, обводнения и водоснабжения.
Создаются удобные водные пути, доступные для судоходства в течение большей части года. Уменьшается возможность наводнений.
Водохранилища оказывают влияние на климат окружающей
местности. Амплитуда температур над водной поверхностью уменьшается, относительная и абсолютная влажность увеличивается.
Зимой над незамерзающей водной поверхностью возникают туманы. Выше плотины происходит повышение уровня грунтовых
вод и подтопление окружающих территорий.
15.6. Ледники
Ледники — естественные скопления снега и льда, обладающие
способностью к движению. В ледниках содержится 24 млн км3,
или 1,6 % всего объема воды. Современные ледники занимают около
16 млн км2, из них 99% приходится на полярные широты. Площадь оледенения Антарктиды 13,4 млн км2.
230

Оболочка Земли, в которой возможно образование ледников,
называется хионосферой (от греч. chion — снег и сфера). Впервые ее
выделил М.В.Ломоносов, назвав морозной атмосферой. Термин
«хионосфера» предложил С. В.Калесник в 1939 г. В хионосфере
баланс твердых атмосферных осадков положителен, т. е. выпадает
осадков больше, чем успевает растаять или испариться, на ее границах баланс твердых атмосферных осадков равен нулю. Верхняя
граница лежит вблизи тропопаузы, на этой высоте осадков так мало,
что даже при низкой температуре они не сохраняются. Нижняя граница хионосферы называется климатической снеговой границей.
Высота климатической снеговой границы и интенсивность оледенения зависят от температуры воздуха и количества осадков. Чем
ниже температура воздуха и больше осадков, тем благоприятнее
условия для накопления снега и льда и, следовательно, тем ниже
располагается климатическая снеговая граница. В полярных широтах она лежит на уровне океана. От полярных широт к тропикам
высота климатической снеговой границы увеличивается: на Земле
Франца-Иосифа она равна 50—100 м, на Шпицбергене около
450 м, на Кавказе 2700 — 3800 м. Самое высокое ее положение
(5800 — 6000 м) в тропиках из-за высоких температур и малого
количества осадков. На экваторе климатическая снеговая граница
опускается до высоты 4500 м, в этих широтах выпадает большое
количество осадков, температура воздуха немного ниже.
Климатическая снеговая граница располагается на разной высоте в Северном и Южном полушариях. В Северном полушарии
климатическая снеговая граница лежит выше, чем в Южном полушарии. Например, на 86° с.ш. ее высота колеблется от 50 до 300 м,
в Южном полушарии снеговая граница достигает уровня океана
уже на 70° ю.ш. Климатическая снеговая граница лежит на разной
высоте в приокеани^еских и внутриматериковых секторах материков. В умеренных широтах высота климатической снеговой границы увеличивается от западного приокеанического сектора с
морским климатом к внутриматериковому с континентальным
климатом. Например, в Альпах климатическая снеговая граница
располагается на высоте 1000—1300 м, на западном Кавказе — на
высоте 2700 м, в массиве Хан-Тенгри — 4200 м. Следовательно,
образованию и развитию ледников способствует морской климат.
Для него характерны большое количество осадков и прохладное
лето. В континентальном климате условия для оледенения хуже:
осадков мало, лето жарче и солнечнее.
Орографическая снеговая граница — это нижняя граница распространения ледников. На ее высоту оказывает большое влияние
рельеф. При прочих равных условиях теневые склоны благоприятнее для оледенения, чем солнечные. Если хребет располагается
перпендикулярно воздушным потокам, то на наветренных склонах осадков выпадает больше, следовательно, условия для воз231

никновения ледников лучше. На теневых и наветренных склонах
орографическая снеговая граница располагается ниже климатической снеговой границы, на солнечных и подветренных склонах —
выше климатической. На крутых склонах снег не может накапливаться, подобные склоны даже в хионосфере не имеют ледников.
Классификация ледников. По происхождению (В. М. Котляков)
ледники подразделяют на покровные, горные и горно-покровные.
Покровные ледники размещаются на материках или крупных островах, в тех районах, где климатическая снеговая граница располагается на уровне океана. К ним относятся ледники Антарктиды, Гренландии, арктических островов. Форма покровных ледников выпуклая, обусловлена выпадением осадков и практически
не связана с подледным рельефом. Покровные ледники подразделяются на ледниковые купола (крупные выпуклые ледники мощностью до 1000 м); ледниковые щиты (выпуклые ледники мощностью более 1000 м и площадью свыше 50 тыс. км2), выводные ледники, ледниковые покровы, шельфовые ледники. В Антарктиде ледниковый щит мощностью до 4,5 км перекрывает практически весь материк. Только над теплыми участками существуют оазисы — территории, свободные ото льда. Спускаясь к морю, ледник образует
шельфовый ледник, расположенный на материковой отмели —
шельфе. Отколовшаяся его часть называется айсбергом. Выводные
ледники — это ледники, которые двигаются очень быстро (скорость до 1200 м/год), они обычно заканчиваются в море, образуя
плавучие ледниковые языки и небольшие айсберги.
Горные ледники образуются там, где горы достигают климатической снеговой границы, расположенной на некоторой высоте в
атмосфере. Горные ледники делятся на ледники вершин, склонов
и долин. Форма ледников вершин соответствует форме самой вершины — или коническая или плоская. Ледники склонов делятся на
висячие, каровые и цирковые. Сначала образуются небольшие по
площади и мощности висячие ледники. Они располагаются в небольших углублениях и как бы висят на склоне. Благодаря
морозному выветриванию, происходящему на границе лед — горная порода, углубление расширяется и принимает форму чаши —
образуется кар и каровый ледник. При разрастании кара по площади формируется цирковый ледник.
Самые распространенные в горах ледники — долинные. Они чрезвычайно разнообразны по форме и условиям образования, однако все разнообразие можно свести к двум видам — простые и
сложные ледники. Простые имеют одну область питания и одну
область стока. Наиболее распространены простые ледники в Альпах. Сложные долинные ледники имеют или несколько областей
питания, или несколько языков. Если ледник имеет несколько
притоков, он относится к кавказскому типу, сложная разветвленная система ледников относится к гималайскому типу. Особое ме232

сто занимают ледники, питающиеся главным образом за счет лавин и висячих ледников, они образуют туркестанский тип.
К горно-покровным ледникам относятся ледники предгорий и сетчатое оледенение. Ледники предгорий образуются в том случае,
если климатическая снеговая граница расположена очень низко и
велико количество атмосферных осадков. Ледники, образовавшись
в горах, быстро выходят на равнину. Ледники предгорий широко
распространены на Аляске. Сетчатое оледенение характерно для
Исландии, Шпицбергена. Ледяной покров образуется в благоприятных климатических условиях, он полностью перекрывает весь
остров, только отдельные острые гребни (нунатаки) выступают
из него.
Питание ледника. Основной источник питания ледников — атмосферные осадки. К другим источникам питания относятся метелевый перенос, снег лавин, сублимация на поверхности льда. Метелевый перенос — снег, переносимый ветром. На больших ледниках
ветер перемещает снег с одного конца ледника на другой, на небольшие ледники ветер приносит снег со склонов. Многие ледники питаются снегом лавин. Объем отдельных лавин может достигать 1 • 106 м3. У больших ледников 80 % питания приносят атмосферные осадки, 15 % составляет метелевый перенос, 5 % — снег
лавин. У небольших ледников метелевый перенос может достигать
50 %, снег лавин — 20 %. Сублимация имеет небольшое значение
в питании ледников: в центре Антарктиды за счет сублимации за
год образуется слой льда в 20 мм.
Процесс формирования ледника — это процесс превращения
снега в лед. Снежинки превращаются в зерна под влиянием испарения, таяния и давления вышележащих слоев. Образуется зернистый лед — фирн. Его плотность колеблется от 0,4 до 0,7 г/см 3 .
Превращение фирна в глетчерный лед происходит в результате
уплотнения, вытеснения воздуха из пор, замерзания воды в порах.
Глетчерный лед — плотный, прозрачный, голубоватый, без пузырьков воздуха, плотность его 0,9 г/см3. На образование толщи льда
влияет режеляция — способность кристалликов льда смерзаться
друг с другом. Для превращения снега в лед нужно 2—3 десятилетия, в полярных районах этот процесс занимает большее время.
Строение и движение ледника. В строении ледника выделяют
область питания и область стока. В области питания, лежащей в
хионосфере, снег аккумулируется, уплотняется, переходит в фирн
и лед. Область питания часто называют фирновым бассейном. У ледников, расположенных на равнинах, она имеет выпуклую поверхность, так как питается ледник выпадающими осадками. У горных ледников, на которые снег попадает со склонов, поверхность
вогнутая. В области стока ледник спускается ниже климатической
снеговой границы, здесь происходит его таяние — абляция. У горных ледников область стока называется языком ледника.
233

Главная особенность ледников — движение. В леднике сочетается пластичное течение и скольжение отдельных блоков относительно друг друга. Нижние части ледника, находящиеся под большим давлением, пластичны, верхние — хрупки. В нижней части
ледника преобладает течение, в верхней части — скольжение блоков. При малой мощности ледника пластичная зона отсутствует,
поэтому горные ледники испытывают в основном глыбовое скольжение. Двигаются они по уклону местности, на движение оказывает влияние сила тяжести. Мощные покровные ледники преимущественно «текут» в соответствии с уклоном поверхности. На увеличение скорости движения оказывает влияние увеличение массы льда и его температура. Увеличение массы льда на 25 % способно вызвать увеличение скорости в 10 раз. Чем выше температура,
тем быстрее движется ледник. Средняя скорость покровных ледников около 10—30 м/год, выводные ледники в Антарктиде имеют скорость до 0,3—1,2 км в год. Скорость горных ледников составляет 80 — 300 м в год. Иногда наблюдаются катастрофические
подвижки ледников до 200 м/сутки. Такие ледники называются
пульсирующими. Причиной резкого увеличения скорости является периодическая разгрузка ледника при достижении им некоторого критического объема.
•Ледники консервируют огромные запасы пресной воды. Используют их пока мало, только отдельные айсберги пробуют использовать для пополнения запасов пресной воды. Покровные ледники Антарктиды и Гренландии являются мировыми холодильниками, над ними существуют постоянные барические максимумы, ответственные за общую циркуляцию атмосферы. В истории
Земли было несколько великих оледенений, морены древних ледников (тиллиты) найдены на всех континентах. Самые древние
тиллиты, отложенные покровными ледниками нижнего протерозоя (2 млрд лет назад) найдены в Северной Америке. В верхнем
протерозое (1 млрд лет назад) мощное оледенение пережила Гондвана. Позднее, около 600 млн лет назад оледенение захватило
Евразию. Тиллиты этого возраста найдены на огромной территории от Франции до Енисея. В палеозое (около 250 млн лет назад)
оледенение вновь было в Гондване. В четвертичное время ледник
занимал 45 млн км2 (30 % современной суши) и достигал в Европе 47° с.ш., а в Северной Америке — 37° с.ш.
Во время оледенений часть воды изымается из влагооборота,
уровень Мирового океана понижается и возрастает площадь суши. В межледниковые периоды наблюдается обратный процесс:
уровень Мирового океана повышается и площадь суши уменьшается.
Ледниковые воды являются источником питания для рек. Полное таяние ледников привело бы к повышению уровня океана на
60 м и затоплению 10% суши (около 15 млн км2).
234

Глава

ГИДРОСФЕРА И ЧЕЛОВЕК
Океаносфера активно используется человеком. Первое место
занимает рыболовство. В 1970 г. улов рыбы составлял 80 млн т, к
1990 г. он увеличился до 110 млн т (на душу населения около
20 кг в год). За последние 40 лет улов рыбы увеличился в пять раз.
В меньшем объеме пока добываются водоросли (1 млн т), ракообразные (1 млн т). Одна из проблем заключается в перелове рыбы и
морских животных. Еще в 30 гг. XX в. основой китобойного промысла были синие киты, сейчас практически истребленные. В начале XX в. в результате хищнического ведения промысла калана и
морского котика они были близки к истреблению. Сохранению их
способствует ограничение промысла и создание заповедников.
Самую большую группу организмов в океане составляет планктон, но человек его использует мало. Планктон — сырье для получения витаминов, лечебного жира, лекарств.
Основная проблема — загрязнение океана, 70 % его связано с
наземными источниками, включающими большие и малые города, промышленность, строительство*. Загрязняющими веществами являются нефть, сточные воды, химические вещества, мусор,
радиоактивные отходы. Некоторые вещества ядовиты, они медленно разлагаются в окружающей среде, накапливаются в живых
организмах. Загрязнение океана сказывается и на здоровье людей.
Токсичные вещества через цепи питания вызывают специфические заболевания. В результате употребления рыбы, зараженной
ртутью, в 60-х годах XX в. в Японии вспыхнула болезнь «минимата». Болезнь проявляется в виде нервно-паралитических расстройств.
С 1955 по 1959 f. каждый третий ребенок в этом районе Японии
(бухта Минимата) рождался с психическими аномалиями. В Бразилии и Уругвае были отмечены неизвестные заболевания, оказавшиеся смертельными для морских животных и людей, часть
пляжей стала небезопасной для купания.
Основной загрязнитель в настоящее время — нефть. В 1994 г.
добыча нефти составила 3,02 млрд т, а газа 2,2 трлн м3. Ежегодный
прирост добычи нефти составляет 20 — 25 млн т, газа — 30 — 40
млрд м3. Ежегодно около 3 — 5 млн т нефти и нефтепродуктов попадает в океан: природные источники — 250 тыс. т; танкерные
операции и аварии — 700 тыс. т + 400 тыс. т; другие виды транспор* По сравнению с объемом Мирового океана объем всех современных техногенных поступлений в него очень невелик. Однако из года в год объем загрязнений нарастает очень быстро. Если бы такой темп поступления загрязнений наблюдался в фанерозое, то за 600 млн лет вода океанов оказалась бы состоящей
на 10% из загрязнений.

235

та — 400 тыс. т; муниципальные (бытовые) отходы — 700 тыс. т;
промышленные отходы — 300 тыс. т; утечка — 200 тыс. т; из атмосферы — 300 тыс. т.
Катастрофой века называют аварию американского танкера
«Амако Кадис» у побережья Франции в 1978 г. При катастрофе в море
вылилось 180 тыс. т нефти, нефтяное пятно площадью 2 тыс. км2
поползло к берегам Бретани. Потери от катастрофы составили
2,2 млрд долларов.
Нефть отрицательно воздействует на все группы морских организмов, особенно живущих у поверхностной пленки воды. Нефтяные углеводороды концентрируются в поверхностном слое воды
(до 1 мм). По всей акватории Мирового океана в этом слое содержится 2 млн т нефти. Особенно загрязнены нефтью тропические и
субтропические широты в Атлантическом океане. В Саргассовом
море концентрация углеводородов достигает до 180 мг/м 2 . В Тихом
океане покрыты нефтяной пленкой большие площади в ЮжноКитайском и Желтом морях. Нефтяная пленка разливается слоем
толщиной в 1 молекулу, поэтому 1 кг нефти разливается на площади в 1 га. Она нарушает тепло- и газообмен, снижает в два раза
испарение. Планктон погибает при концентрации нефти более
1 мг/л воды.
Глобальный характер носит загрязнение океана тяжелыми металлами: ртутью, свинцом, кадмием. Они попадают в океан как
через атмосферу, так и с речным стоком и встречаются повсеместно, ежегодно в океан попадает около 10 тыс. т ртути, около
2 млн т свинца. Ртуть и свинец очень токсичны, они замедляют
обмен веществ, вызывают гибель животных. Особенно опасны тяжелые металлы, они не разрушаются в природе и накапливаются
в организмах. Ртуть усваивается планктоном, кадмий — мидиями,
цинк — устрицами, мышьяк был найден в крабах.
В океане отмечено загрязнение ядохимикатами — пестицидами
и гербицидами. Они попадают в океан с сельскохозяйственными
стоками, через атмосферу. Инсектицид ДДТ накапливается в
организмах, влияет на изменение наследственных признаков.
На начало 80-х годов XX в. в Мировом океане было накоплено
450 тыс. т ДДТ.
Большое внимание уделяется радиоактивному загрязнению. Оно
появляется в океане после испытаний ядерного оружия под землей, сбросов жидких отходов прибрежных атомных станций, захоронения низкоактивных отходов в контейнерах и аварий атомных подводных лодок. Максимальная концентрация стронция-90
наблюдается в Тихом океане у атоллов Бикини и Эниветок, где
было испытано атомное оружие.
Быстро растет загрязнение океана твердым мусором. Ежегодно
с судов в океан сбрасывается 6800 тыс. металлических, 430 тыс.
бумажных и пластмассовых и 430 тыс. стеклянных предметов. До
236

сих пор на дне океанов лежат тысячи судов, затопленных во время войн.
Конфликтные ситуации чаще всего возникают в прибрежной
зоне. Прибрежное рыболовство непосредственно зависит от масштабов и характера деятельности людей в береговой зоне. При
добыче со дна строительных материалов (гальки, гравия, песка)
рыба погибает в насосах или вследствие изменения рельефа дна и
уменьшения корма. При дноуглубительных работах происходит гибель нерестилищ, гибель личинок и молоди. Драгирование ведет к
увеличению мутности воды, что ослабляет процесс фотосинтеза.
Акватория рыбной ловли сокращается из-за добычи нефти на
шельфе. В Северном море последние 20 лет рыболовство вытесняется добычей нефти. В нашей стране ставится вопрос о целесообразности добычи нефти в Балтийском море. Только ущерб рыбному хозяйству может составить 40 млн руб. в год, Куршская коса
может превратиться в пустыню.
Развитие рекреационных комплексов на морских берегах вызывает деградацию прибрежной зоны. В Крыму на 1 км берега приходится 550 рекреационных мест, в Большом Сочи — 360 мест. Не
менее загружены берега Средиземного моря, вдоль берега летом
проходит более 10000 туристических судов, нечистоты с которых
выбрасываются в море без очистки.
Опасение вызывает прогнозируемое повышение уровня океана в связи с потеплением: к 2050 г. ожидается повышение на
20 — 30 см, к 2100 г. — до 1 м. Это вызывает эрозию береговых
линий, исчезновение прибрежных продуктивных районов, загрязнение пресноводных водоемов. Подсчитано, что сейчас около
46 млн человек подвергается риску в результате наводнений; повышение уровня на 1 м увеличит это число до 118 млн человек.
Суммарные средние возобновляемые ресурсы пресных речных
вод земного шара составляют 46,8 тыс. км 3 /год, в России —
4,3 тыс. км 3 /год. Водообеспеченность в мире на 1 человека —
8,1 тыс. м 3 в год, в России — 28,8 тыс. м 3 в год. Суммарное водопотребление в мире на начало 1990 г. составило 3300 км 3 в год, в
2000 г. — 5300 км 3 в год, в России — 96,2 км 3 (в 1991 г. — около
105 км3). Качество воды большинства рек России не отвечает нормативным требованиям. Такие реки, как Волга, Обь, Енисей,
относятся к категории загрязненных, а их притоки — к сильно
загрязненным. В речных водах превышено содержание нефтепродуктов, соединений меди, цинка, нитратов. В 1994 г. в водоемы
России поступило 893 тыс. т взвешенных частиц, 19,7 тыс. т нефтепродуктов, 160 тыс. т азота, 55 тыс. т фосфора, 48,7 тыс. т железа, более 2 тыс. т цинка. Многие водоемы утратили способность к
самоочищению.
Эксплуатационные запасы подземных вод в России оцениваются в 27,3 км3/год. Использование их в некоторых городах (Моск237

ва, Брянск, Санкт-Петербург) привело к созданию депрессионных воронок до 50 км2 площадью и падением уровня подземных
вод до 130 м. Подземные воды загрязнены сульфатами, хлоридами, нефтепродуктами, тяжелыми металлами.
Оросительные системы приводят к подтоплению, засолению и
осолонцеванию земель. В мире вторичному засолению подвержены орошаемые земли на площади около 1,1 млн км 2 , ежегодно из
сельхозоборота выбывает до 10 тыс. км 2 земель.
Это интересно
Впервые глубину Марианской впадины измерили с судна «Челенджер» в 1951 г. —10 863 м. В 1959 г. судно «Витязь» определило ее глубину —
11034 м.
Самый длинный фиорд — Нордвест Фиорд в заливе Скорсби в восточной части Гренландии, его протяженность 313 км.
Самое удаленное от суши место находится в южной части Тихого океана приблизительно на 48°30' ю.ш. и 125°30' з.д. на расстоянии
2670 км от ближайшей суши. Самая южная точка океана расположена на
85°34' ю.ш. и 154° з.д. на расстоянии 490 км от Южного полюса.
Самая высокая температура воды в океане — 404 °С — была зарегистрирована у горячего источника в 480 км от западного побережья Америки.
Самая высокая волна — 34 м — была зарегистрирована с судна «Рамано» США в 1933 г. во время урагана, скорость ветра составляла 126 км/ч.
Самая высокая волна цунами — 85 м — наблюдалась в 1771 г. у острова Ишигаки (Япония).
Самым крупным айсбергом является плоская льдина — 335 км длиной и 97 км шириной, которая наблюдалась в 240 км к западу от острова
Скотта в южной части Тихого океана.
Самый южный айсберг в Северном полушарии был замечен на 28°44' с.ш.
и 48°42' з.д. в апреле 1935 г., самый северный в Южном полушарии — на
26°30' ю.ш. и 25°40' з.д. в 1894 г.
В 1958 г. была обнаружена «река», текущая под Нилом. Объем ее стока
в 6 раз больше, чем Нила.
Самый большой речной бор отмечен на реке Чиентанг-киан, его высота 7,5 м, скорость 24 км/ч.
Самое высокое озеро в мире — Титикака (свинцовая гора). Высота его
3811 м над уровнем моря, глубина 370 м, площадь 8285 км2.
Самая длинная река — Амазонка с притоками Укаяли и Апуримак —
7194 км, объем стока 7000 км 3 в год.

Контрольные вопросы
1. Что такое гидросфера? Какова структура гидросферы?
2. Каково происхождение природных вод и их важнейшие свойства?
3. Что такое водный баланс?
4. Что такое Мировой океан? На какие части подразделяется Мировой океан?

238

5. Что такое водные массы? Какие географические типы водных масс
вы знаете?
6. Каковы основные закономерности в распределении солености в
водных массах океана?
7. Что такое температурный режим? Какие закономерности наблюдаются в распределении температур в водных массах?
8. Как происходит замерзание воды в Мировом океане?
9. По каким признакам классифицируют морские течения?
10. Какова схема поверхностных течений в Мировом океане?
11. Что такое подземные воды, каковы условия их образования?
12. Какие виды подземных вод вы знаете? Что такое верховодка, грунтовые воды, межпластовые воды?
13. Что такое река? Что такое гидрографическая сеть, речная сеть,
речная система, поперечное сечение реки, продольный профиль, падение и уклон?
14. Каковы источники питания реки? Каковы основные принципы
классификации М.И.Львовича?
15.Что такое речной сток, каковы его основные характеристики?
16. Как происходит движение воды в реках? Что такое годограф, стрежень, динамическая ось?
17. Что такое тепловой режим, ледовый режим. Как классифицируют
реки по термическому и ледовому режиму?
18. Что такое озеро? Каковы основные принципы классификации озер?
19. Как классифицируют озера по химизму и термическому режиму?
20. Что такое болота и заболоченные земли? На какие генетические
типы подразделяются болота?
21. Что такое ледники? Каковы условия образования ледников?
22. На какие генетические типы подразделяются ледники?
23. Каковы размеры древнего и современного оледенения Земли?

ЛИТОСФЕРА
Глава

ГРАНИЦЫ ЛИТОСФЕРЫ. СВОЙСТВА ГОРНЫХ
ПОРОД. РЕЛЬЕФ. КЛАССИФИКАЦИИ РЕЛЬЕФА
17.1. Литосфера. Границы литосферы
Литосфера — каменная оболочка Земли, включающая земную
кору и часть верхней мантии, простирается до астеносферы и имеет
мощность 150 — 200 км. Литосфера разбита глубинными разломами на крупные блоки — литосферные плиты, они движутся в
горизонтальном направлении со средней скоростью 5—10 см в
год. Крупных литосферных плит семь: Евразийская, Тихоокеан239

екая, Африканская, Индийская, Антарктическая, Североамериканская и Южноамериканская. В земной коре — верхней части
литосферы — обнаружено 90 химических элементов, но только 8
из них широко распространены и составляют 97,2 %. По А. Е. Ферсману, они распределяются следующим образом: кислород — 49 %,
кремний — 26 %, алюминий — 7,5 %, железо — 4,2 %, кальций —
3,3%, натрий — 2,4%, калий — 2,4%, магний — 2,4%. Из этих
элементов наибольшее значение имеют кислород и кремний. Элементы образуют сложные химические соединения — минералы.
Общее число минералов приближается к 2000, из них широко
распространены всего 400 — 500 видов.
Горные породы представляют собой сложные и закономерные
сочетания минеральных масс и залегают в виде слоев или крупных скоплений (тел). Горные породы и минералы делятся на магматические, осадочные и метаморфические. Магматические минералы и горные породы образуются в недрах Земли в условиях
высоких температур и давлений в результате кристаллизации магмы. Они составляют 95 % массы вещества, слагающего земную
кору. По содержанию оксида кремния Si0 2 породы делятся на
кислые (оксида кремния более 65 %), средние (от 65 до 52 %),
основные (52—40%) и ультраосновные (менее 40%). В кислых
магматических породах — гранитах и др. — преобладают относительно легкие элементы (Na, К, А1) и минералы — полевой шпат,
кварц. В ультраосновных породах перидотитах, дунитах и др. содержатся тяжелые элементы (Са, Mg, Fe) и минералы оливин и авгит. По условиям застывания магматические горные породы подразделяются на глубинные (интрузивные), образовавшиеся при
кристаллизации магмь^ в глубоких зонах земной коры, и излившиеся (эффузивные).
Осадочные горные породы формируются на поверхности Земли в условиях низких температур и давлений. Исходным материалом служат ранее образовавшиеся породы. Осадочные породы делятся на обломочные (пески, галечники), глинистые (глины), химические (каменная соль, гипс) и органогенные (известняки,
торф). Обычно осадочные горные породы рыхлые, пористые, но
могут быть уплотнены. Основные минералы осадочного происхождения: галит NaCl, кальцит СаС0 3 , гипс CaS0 4 • 2Н 2 0, каолинит
Al4 (Si4O10) • (ОН) 8 .
Метаморфические горные породы и минералы образуются под
воздействием высокого давления, высоких температур и горячих
паров и газов. Метаморфизации подвергаются осадочные и магматические породы, в них возникает полосчатая текстура (сложение), наблюдается перекристаллизация, возникают новые минералы. При метаморфизации песчаники превращаются в кварциты, известняки — в мраморы, глины — в глинистые сланцы, граниты — в гранито-гнейсы.
240

17.2. Свойства горных пород
В процессе развития рельефа большое значение имеет устойчивость горных пород. Относительная сопротивляемость горных пород разрушительному воздействию экзогенных процессов зависит
от однородности сложения, теплоемкости и теплопроводности,
проницаемости, трещиноватости, слоистости и других свойств.
Большое влияние на интенсивность разрушения оказывает
однородное или неоднородное строение горной породы. Породы
однородного строения оказываются более устойчивыми, чем
неоднородные. Например, крупнозернистые граниты в условиях
аридного климата довольно быстро распадаются на зерна. Этот
распад обусловлен разными коэффициентами расширения и
неодинаковой теплоемкостью отдельных минералов, а также
характером поверхности и цветом горной породы. Темноокрашенные породы (базальт) нагреваются и охлаждаются сильнее, чем
светлые, следовательно, в них быстрее возникают микротрещины
и они разрушаются интенсивнее. Роль окраски особенно ярко проявляется на небольших кусочках щебня, разбросанных по поверхности ледников в горных районах. Обломки темноокрашенных
пород глубже втаивают в поверхность льда, вокруг них образуются характерные «ледниковые стаканчики».
Существенное влияние на разрушение горных пород оказывают такие свойства, как теплоемкость и теплопроводность. Чем меньше теплоемкость и теплопроводность, тем большие температурные различия возникают на разных участках породы при нагревании и охлаждении, и они быстрее разрушаются.
Важным свойством горных пород является их проницаемость
для дождевых и талых вод, легко проницаемые породы способствуют уменьшению поверхностного и увеличению подземного
стока. Проницаемость зависит от пористости и трещиноватости.
Пористые породы, как правило, рыхлые, в них много пор и капилляров, по которым вода свободно просачивается в грунт.
К таким породам относятся пески. Порода может быть достаточно
плотной, но разбитой множеством трещин. Таковы, например,
базальты, образующие вулканические покровы. Трещиноватость
пород объясняется малой пластичностью, они подвергаются сильному дроблению при тектонических процессах. Трещины также
способствуют проникновению воды.
Породы характеризуются слоистостью, сланцеватостью и
отдельностью. Эти свойства горных пород играют существенную
рельефообразующую роль и определяют интенсивность разрушения. Под слоистостью подразумевается дифференциация породы
на ясно обособленные слои различной мощности. Слои могут различаться по цвету, составу и устойчивости. Слоистость обусловливает различную проницаемость породы по отдельным слоям,
241

по поверхностям слоев легче происходит раскол горной породы. Особенно хорошо слоистость проявляется в условиях аридного
климата. На склонах податливому пласту соответствует ниша, более стойкому — карниз. Склон приобретает террасированный вид.
Сланцеватость — способность породы делиться на очень
тонкие плитки или пластинки. Она зависит от слоистости или
трещиноватости породы. У подножия склонов* сложенных сланцеватыми породами, располагаются осыпи, состоящие из мелких
пластинок. По трещинам процессы выветривания проникают
в глубь породы. Благодаря этому на поверхности трещины расширены и по ним происходит распад породы на отчетливо обособленные глыбы разной величины и формы.
Формы распада (отдельности) зависят от состава породы. Базальты характеризуются столбчатой отдельностью, когда порода
распадается на правильные столбы или призмы. Для гранитов наиболее распространенной формой отдельности является плитчатая.
Гранитные скалы представляют собой нагромождение толстых плит.
Большое значение имеет растворимость горных пород. К числу
растворимых пород относятся соль, гипс, известняк, доломит.
В местах развития этих пород преобладают карстовые формы рельефа, образуются формы поверхностного и подземного карста.
Находит отражение в рельефе и просадочность пород. Просадочность — способность макропористых грунтов (лессы, лессовидные суглинки) при местном намокании уплотняться, уменьшаться
в объеме и давать на поверхности просадку. В результате просадок
образуются неглубокие, округлые понижения.
17.3. Рельеф. Классификации рельефа
Рельеф — совокупность неровностей земной поверхности
определенного геологического строения. Рельеф образуется в результате сложного взаимодействия земной коры с водной и воздушной оболочками, живыми организмами и человеком. Наука,
изучающая рельеф, называется «геоморфология». Геоморфология —
наука о строении, происхождении, истории развития и современной динамике рельефа земной поверхности. Рельеф состоит
из форм — отдельных неровностей, представляющих собой трехмерные тела, занимающие определенный объем. Формы рельефа имеют
элементы — грани, ребра, углы и образуют типы рельефа — закономерные сочетания форм, объединенных единством происхождения. Пространственное обособление типов рельефа обусловлено либо различиями внутренней структуры земной коры, либо
преобладающим воздействием одного из внешних процессов.
Формы рельефа могут быть замкнутыми или открытыми. Замкнутые обрисовываются замкнутыми изогипсами (например, холм),
в открытых формах (например, овраг) изогипсы не замыкаются.
242

Формы могут быть простыми и сложными, положительными и
отрицательными. Простые формы обычно небольшие по размерам, имеют практически правильные геометрические очертания,
состоят из элементов рельефа. Сложные формы — это комбинации простых форм. К положительным относятся формы, выступающие относительно некоторого субгоризонтального уровня, отрицательные формы углублены относительно этого уровня. Выделение положительных и отрицательных форм рельефа не вызывает сомнений при сопоставлении простых форм рельефа. Например, балки, расположенные на Среднерусской возвышенности, являются отрицательными формами по отношению к водоразделам.
Однако сама Среднерусская возвышенность является положительной формой более высокого ранга по отношению к расположенным
рядом низменностям. Вся Восточно-Европейская равнина с возвышенностями и низменностями является положительной формой рельефа еще более высокого таксономического ранга.
По размерам (морфометрическая классификация) формы рельефа делятся на планетарные, мегаформы, макроформы, мезоформы,
микроформы и наноформы. Планетарные формы занимают площади в сотни тысяч квадратных километров. К планетарным формам
рельефа относятся материковые выступы, ложе океана, переходные зоны (геосинклинальные области) и срединно-океанические
хребты. Материковые выступы — крупнейшие положительные
формы рельефа планеты. Большая их часть представляет собой сушу,
остальная часть называется подводной окраиной материка и является частью дна Мирового океана. Материковые выступы сложены корой материкового типа. Ложе океана — основная форма
рельефа дна Мирового океана. Располагается форма на глубинах
более 3 км и характеризуется океаническим типом земной коры.
Переходные зоны формируются в основном у восточных окраин
материков. Сложены они корой переходного (геосинклинального) типа. Срединно-океанические хребты представляют собой крупнейшую горную систему, проходящую через все океаны, сложены они рифтогенной корой.
Мегаформы занимают площади в десятки тысяч квадратных
километров. Это горные страны и равнины в пределах материков, крупные впадины ложа океана (Мексиканский залив, Альпы, Кавказ).
Макроформы являются частями мегаформ, площадь их около
1000 км2. К макроформам относятся отдельные хребты и впадины
какой-либо горной страны, крупные речные долины.
Мезоформы измеряются квадратными километрами, примером
мезоформ служат овраги, балки, барханные гряды. Микро- и наноформы — это очень небольшие формы рельефа, они осложняют поверхность мезоформ. Примером микроформ служат карстовые воронки, береговые валы, а наноформ — луговые кочки.
243

Деление форм рельефа по размерам достаточно условно, так
как в природе нет четких границ между формами разных рангов.
Более того, при детальном анализе даже микроформы и наноформы оказываются весьма сложными, состоящими из более простых форм. Однако несмотря на данную условность различия в
масштабе имеют и определенную генетическую информацию.
Например, планетарные формы обязаны своим происхождением, по-видимому, космическим факторам. Мегаформы и макроформы сформировались в результате деятельности эндогенных
процессов. Возникновение микроформ и наноформ связано с
экзогенными процессами.
Генетическую классификацию форм рельефа предложили
И. П. Герасимов и Ю. А. Мещеряков. Они разделили рельеф на три
крупные группы: геотектуры, морфоструктуры и морфоскульптуры. Геотектуры — это самые крупные формы рельефа, образованные космическими и эндогенными процессами. К космическим факторам относятся осевое вращение Земли, взаимодействие
планет и спутников. К геотектурам относятся перечисленные уже
планетарные формы рельефа: материковые выступы, ложе океана, переходные зоны и срединно-океанические хребты.
Морфоструктуры — преимущественно крупные формы рельефа, обязанные своим происхождением эндогенным процессам,
в основном тектоническим движениям. Морфоструктурами являются мегаформы и макроформы рельефа; например, горы в пределах горных стран или части платформенных равнин.
Морфоскульптуры — формы рельефа, образованные экзогенными процессами. К морфоскульптурам можно отнести ряд макроформ, например крупные речные долины, а также мезоформы, микроформы и наноформы. Главная особенность морфоскульптур — их зональность, так как своеобразие форм, интенсивность
их развития зависят от деятельности экзогенных процессов,
источником энергии которых служит солнечная радиация.

Глава 18
КОРЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ
В результате сложного взаимодействия литосферы, гидросферы, атмосферы и живого вещества образуются комплексные тела —
коры выветривания — элювий. Состав кор выветривания находится
в тесной связи с подстилающими горными породами, самая главная их особенность — они зональны (рис. 18.1). При активном
взаимодействии всех компонентов и длительности элювиального
процесса развивается мощная кора выветривания, мощность ее
может достигать сотен метров. Скорость процесса, по мнению
244

Тундра
3000
2700
2400
a"
§ 2100
1800
1500
1200
о 900
О 600
300
0

Степи
Таежноподзолистая
зона

t: с

Саванны
Саванны
Полупустыни
Тропическая
и пустыни
лесная
зона

25
20
•15
О UI

•10

•

+ + +

• • + *
¥ • • +
+ + + +

Зона подвижности
всех компонентов
-<
>

Ш 1 Ш2 ШЗ
ED5 [Z3 7\Z\8

Ш4
\Z\9

115
[23/0

Зона усиленной подвижности
м
•
всех компонентов

Рис. 18.1. Образование коры выветривания (по Н.М. Страхову):
1 — материковая порода; 2 — зона дресвы химически малоизмененной; 3 —
гидрослюдисто-монтмориллонитовая зона; 4 — каолинитовая зона; 5 — охры
А1203; 6 — панцирь Fe 2 0 3 + А1203; 7 — годовое испарение; 8 — средняя годовая
температура; 9 — средняя годовая сумма атмосферных осадков; 10 — годовой опад
органического вещества

Г. С. Золотарева, С. В.Дроздова и др. (1983), в толще глинистых отложений составляет десятки сантиметров или метры в год. В элювии
обломки, как правило, не окатаны, не сортированы, слоистости нет.
Выветривание — процесс разрушения и химического изменения горных пород под воздействием атмосферы, воды и организмов. Выветривание подразделяется на химическое, физическое и
органогенное. Все процессы связаны и действуют одновременно и
только интенсивность проявления каждого из них определяется
климатом, составом пород.
Физическое выветривание — растрескивание породы из-за большой суточной амплитуды температур. Оно наиболее интенсивно
протекает в тропических и внетропических пустынях или на склонах высоких гор. В полярных широтах на первое место выходит
морозное выветривание — растрескивание породы благодаря расширению воды при замерзании. В результате физического выветривания компактные породы распадаются на остроугольные обломки — глыбы, щебень, песок.
Химическое выветривание — изменение состава горных пород
при воздействии 0 2 , С0 2 , Н 2 0, органических кислот. В результате
образуются новые породы и минералы. Химическое выветривание
245

наблюдается повсеместно, но наиболее активно оно протекает в
экваториальных широтах и во влажных тропиках.
Органогенное выветривание — это разрушение горных пород
механически — корнями растений или деятельностью животных,
или — благодаря воздействию органических кислот. Очень интенсивно этот процесс протекает во влажных экваториальных и тропических лесах.
В зависимости от климатических условий коры выветривания
подразделяются на следующие типы:
— обломочная кора, состоит из химически неизмененных обломков исходной породы. Она преобладает в полярных широтах и
высокогорных областях и образуется благодаря физическому выветриванию. В условиях аридного климата пустынь элювиальный
покров образуется в основном вследствие физического выветривания. Химическое выветривание проявляется локально, в виде
корок пустынного загара, гипсовых корок и солончаков. Здесь также
возникает обломочная кора;
— гидрослюдистая кора, характеризуется слабым изменением
коренной породы, но уже содержит глинистый минерал — гидрослюды. Она развита в умеренных широтах и высоких широтах с
многолетней мерзлотой. Здесь активно идут физическое и морозное выветривание и уже наблюдается химическое;
— монтмориллонитовая кора формируется в полузасушливых
областях; для нее характерно глубокое химическое изменение первичных минералов;
— каолинитовая и красноземная коры развиты в субтропических широтах. Происходит интенсивный вынос подвижных продуктов выветривания, способствующий образованию глинистых
минералов. Возникший каолинит может образовывать месторождения каолина — ценного сырья для производства фарфора;
— латеритная кора образуется в условиях жаркого и влажного
экваториального климата. Образовавшиеся при этом бокситы
могут достигать промышленных скоплений. Кора выветривания
окрашена в красные и оранжевые цвета.
Глава

ТЕПЛООБОРОТ В ЛИТОСФЕРЕ
Слой почвогрунта, в котором наблюдаются суточные и годовые колебания температуры, называется деятельным, или гелиотермическим, слоем. Распространение тепла в деятельном слое зависит от теплоемкости и теплопроводности.
Теплоемкость — количество теплоты в джоулях, необходимое
для нагревания 1 см3 почвогрунта на один градус. Удельная теплоемкость пород, слагающих сушу, примерно в два раза меньше
246

теплоемкости воды (теплоемкость воды — 4,18, кварца — 2,161,
глины — 2,826). Почва — пористая среда. Она пронизана множеством пустот, заполненных воздухом или водой. Теплоемкость
зависит от объема пустот и заполнения их водой. Сухие почвы
поглощают мало тепла, влажные — много. Поэтому сухие почвы
быстрее нагреваются и охлаждаются, имеют более высокую температуру днем и низкую — ночью. Влажные почвы нагреваются
медленнее и медленно остывают, поэтому суточный ход температур здесь выражен менее ярко.
Теплопроводность — способность передавать теплоту в джоулях, проходящую через 1 см2 слоя почвогрунта толщиной 1 см в
1 с при разнице температур на границах слоя в один градус (теплопроводность воды — 0,00539, песчаника — 0,0456, гранита —
0,0405). Влажные почвы более теплопроводны, чем сухие почвы,
насыщенные воздухом.
Теплота в почву проникает путем молекулярной теплопроводности^ конвекции воздуха, переноса теплоты за счет движения
водяного пара и его конденсации. При небольшой величине пор
конвективный приток теплоты незначителен. Основной ее перенос осуществляется за счет молекулярной теплопроводности. На
передачу теплоты от слоя к слою затрачивается время, поэтому
моменты наступления максимальной и минимальной температуры запаздывают на каждые 10 см примерно на 3 ч. Если на поверхности максимальная температура наблюдалась в 13—14 ч, то на
глубине в 10 см она наступит около 16 ч, на глубине 20 см —
около 19 ч. Кроме того, благодаря теплоемкости каждый слой поглощает некоторое количество теплоты: чем глубже слой, тем
меньше теплоты он получает. Амплитуда колебаний температуры
с.глубиной уменьшается на каждые 15 см в два раза. Если на поверхности амплитуда температуры составляла 40°, то на глубине
15 см она будет 20°, на глубине 30 см — уже 10°, на глубине 1 м
колебания температуры практически затухают.
Суточные колебания температуры на поверхности почвы в умеренных широтах составляют 20 — 30 °С, в тропических могут достигать 60 °С, в экваториальных — около 5—10 °С. Самая большая
глубина проникновения суточных колебаний температуры характерна для тропических широт. Слой,.в котором суточные колебания тещ1_ературы прекращаются, называется слоем постоянной суточной температуры.
Годовые колебания температуры прослеживаются глубже, в высоких широтах слой с постоянной годовой температурой находится
на глубине в среднем 25 м, в умеренных широтах — 19 —20 м, в
тропических и экваториальных широтах — 5 —10 м. Моменты наступления максимальной и минимальной температуры в течение
года запаздывают на 20—30 суток на каждый метр. Если на поверхности максимальная температура наблюдается в июле, то на глу247

бине 1 м — в августе, на глубине в 20 м — через полтора года. Для
Подмосковья на глубине 3,2 м максимумы и минимумы запаздывают на 60 дней по сравнению с верхними горизонтами почвы. Наблюдения показывают, что температура в слое постоянной годовой температуры близка к среднегодовой температуре
воздуха. В экваториальных широтах температура от поверхности
вниз практически не изменяется, оставаясь около 26 — 28 °С.
В умеренных широтах температура в слое постоянных годовых температур равна 4 —6°С. Летом от поверхности вниз температура
будет уменьшаться в среднем от 25 — 20 до 6 °С на глубине 20 м.
Например, в Подмосковье в июле температура на глубине 0,2 м
равна 18 °С, на глубине 3,2 м она уменьшается до 7 °С. Зимой температура с глубиной возрастает. Зимой под снегом температура
равна от - 5 до - 1 0 °С, от поверхности вниз она будет увеличиваться до 4 —6°С. Например, в Московской области на глубине
0,2 м в декабре температура равна - 1 °С, на глубине 3,,2 м она
возрастает до 7 °С.
В период положительного радиационного баланса солнечной
радиации температура поверхности почвы повышается гораздо
сильнее, чем более глубоких слоев почвы. Поток теплоты идет от
поверхности на глубину — тип инсоляции. Зимой глубокие слои
почвы сохранили еще теплоту, а поверхность уже остыла, поэтому поток теплоты идет из глубины к поверхности — тип излучения.
Весной и осенью распределение температур с глубиной усложняется. Верхний слой почвы весной нагревается, ниже располагается более холодный слой, а еще ниже — теплый слой. Осенью
верхний и нижний слои имеют низкие температуры, а средний
слой — более теплый.
Сезонное промерзание почвогрунтов во внетропических широтах. Вследствие отрицательного теплового баланса зимой температура почвы опускается ниже нуля и почва промерзает на некоторую глубину. В теплый сезон почва вновь прогревается и оттаивает. Подобное промерзание почвы зимой получило название
сезонного, а слой мерзлоты называется сезонным. Глубина
промерзания почвы зависит от ряда факторов: отрицательных
температур, продолжительности морозного периода, влажности
почвы, мощности снежного покрова. Почвы песчаные как более
теплопроводные промерзают глубже, чем суглинистые. Болота
промерзают на незначительную глубину. При замерзании насыщенного водой торфа выделяется много теплоты, препятствующей дальнейшему промерзанию. Снежный покров является хорошим теплоизолятором и предохраняет почву от промерзания.
При мощности снежного покрова 20 см глубина промерзания
составляет 90 см, при увеличении мощности до 80 см глубина
промерзания сокращается до 70 см (Западная Сибирь, данные
П. Н. Тверского).
248

Большое влияние на промерзание почвы оказывает рельеф.
На вершинах холмов, где мощность снежного покрова меньше,
промерзание происходит на большую глубину. Наветренные склоны из-за сдувания снега промерзают больше подветренных.
На промерзание почвы оказывает влияние продолжительность
зимы. В Тбилиси почвы промерзают на 40 см, в Москве — на 50—
70 см, в Казахстане — на 2,5 м.
Многолетнемерзлые горные породы. В областях распространения
многолетнемерзлых горных пород непосредственно под деятельным слоем лежат многолетнемерзлые горные породы. Мощность
их в среднем составляет 400 — 600 м, в долине Вилюя — до 1500 м.
Слой многолетнемерзлых горных пород разделяют на три слоя
(И. А. Некрасов, 1991). В верхней части толщи многолетнемерзлых
горных пород обычно залегает слой рыхлых грунтов, крепко сцементированных льдом, здесь встречаются крупные массивы чистого
льда. Эти породы называются многолетнемерзлыми породами.
Глубже залегают скальные породы, разрушенные лишь на
контакте с рыхлыми поверхностными отложениями. Скальные
породы часто не имеют трещиноватости и не содержат видимых
включений льда. Они называются морозными. Самые нижние
горизонты скальных пород почти всегда отличаются трещиноватостью, причем в некоторых регионах трещины заполнены горько-солеными рассолами, температура замерзания которых ниже
0 °С. Эти горные породы называются охлажденными.
Трехслойное строение разреза характерно для Среднесибирского плоскогорья. Такое строение не обязательно для всех районов развития многолетнемерзлых пород. Чаще встречается разрез,
где присутствует только многолетнемерзлые и морозные породы
или только многолетнемерзлые. Температура многолетнемерзлых
горных пород колеблется от - 2 до - 4 °С. На поверхности почвы
(например, в Якутске) летом температура может достигать 40 °С,
зимой на поверхности снега она опускается до - 6 0 °С, под снегом
- 20 °С. Следовательно, в летнее время температура от поверхности будет понижаться до отрицательных значений, в зимнее время из-за малоснежной зимы и сильных морозов температура от
поверхности вглубь возрастает. Например, в колодце Ф. Шергина
(начальник Якутского отделения Русско-Американской компании,
под руководством которого впервые в 1826—1837 гг. был выкопан
колодец глубиной 116 м) на поверхности температура была равна
- 1 0 °С, на дне колодца она увеличилась до - 0 , 5 °С.
Геотермический слой. Под гелиотермическим слоем литосферы располагается геотермический слой, температура которого определяется внутренним теплом Земли и нарастает с глубиной. Нарастание температуры горных пород, выражаемое в градусах на
метр, называют геотермическим градиентом. Он колеблется в широких пределах: от 0,1 до 0,01° на 1 м и зависит от состава пород и
249

условий их залегания, в среднем его принимают равным 3° на 100 м.
На Кольской сверхглубокой скважине (глубина ее чуть более
12 261 м) температура на глубине 12 км оказалась более 200 °С.
Предполагают, что на глубине 20 км температура составляет 380 °С,
на глубине 50 км — 700 °С.
Глава

ВЛАГООБОРОТ В ЛИТОСФЕРЕ
Атмосферные осадки, выпавшие на поверхность литосферы,
могут стекать, образуя водные потоки, просачиваться, тогда появляются подземные воды, или застаиваться на поверхности, формируя болота, озера, ледники. Подземные воды, минуя реки, тоже
могут попадать в Мировой океан. Все эти водные объекты образуют воды суши и являются звеньями влагооборота литосферы.
По данным М. И.Львовича (1986), испарение с суши составляет 768 мм (включая 238 мм с бессточных областей), или 69 270 км3
воды. Объем атмосферных осадков на сушу составляет 113 500 км3,
или 1148 мм слоя. Речной сток с суши (включая сток подземных
вод в океан, минуя реки) равен 44230 км3, или 380 мм слоя. Подземные воды в этом слое составляют всего 20 мм. М.И.Львович
считает, что большую роль в водном балансе играют почвы. Значение почвенного гидрологического фактора впервые подчеркнул французский гидролог Е. Белгранд. Он установил, что зависимость паводочного стока от осадков для разных притоков Сены,
водосборы которых характеризуются различными почвами, отличаются своими особенностями. В трудах В. В.Докучаева и А. И. Воейкова была показана огромная роль почвы как гидрологического
фактора. М.И.Львович, исследуя влияние почв, пришел к интересным выводам. При очень малой инфильтрационной и водоудерживающей способности почв основная масса осадков расходуется на поверхностный сток, отсутствует или очень незначителен источник испарения — почвенная влага, питание подземных
вод очень слабое. В этом случае полный речной сток почти достигает величины атмосферных осадков, но состоит в основном из
поверхностных вод, в периоды между паводками реки пересыхают. При большой инфильтрационной и водоудерживающей способности почв уменьшается поверхностный сток, возрастают ресурсы почвенной влаги и увеличивается испарение, питание рек
подземными водами достигает максимума.
На испарение с почвы влияют дефицит влажности, ветер, температура почвы. Однако значительную роль играет влажность почвы, так как при ее отсутствии прочие характеристики уже не имеют никакого значения. После дождя верхний слой почвы сильно
смочен водой, поэтому испарение с него происходит почти так
250

:е, как с водоема. Кроме того, температура почвы перед дождем
сегда выше, чем в водоеме, следовательно, испарение больше,
ьбгда горизонт грунтовых вод стоит ниже поверхности, то испаение происходит как с зеркала грунтовых вод, так и с частиц
рунта. Причем, по мнению М.А.Великанова (1948), наибольшее
[спарение происходит в грунтах со средней крупностью зерен,
1ри большей и меньшей крупности испарение уменьшается.
Влага в почве может образоваться и вследствие конденсации
tpOB воды в грунте. Для конденсации необходимо, чтобы на неугорой глубине температура была ниже точки росы и чтобы абшютная влажность воздуха атмосферы была больше, чем в почве,
этом случае пары воды будут двигаться в сторону меньшей абсоотной влажности, а конденсация продолжается до тех пор, пока
тносительная влажность в почве сохраняет максимальное значеие 100 %. На основе наблюдений было подсчитано, что вследтвие конденсации в почве образуется до 2 мм воды в сутки. А. Ф. Лебедев пришел к выводу, что почвенная конденсация может составлять до 15 —25 % от общего количества атмосферных осадков.
Вода в литосферу может поступать и из мантии. Считается, что
i мантии содержится около 20 млрд км3 воды, ежегодное поступ1ение воды из мантии составляет около 1 км3.

Г л а в а 21
ДИНАМИКА ЛИТОСФЕРЫ
1

21.1. Понятие о геоморфогенезе
Главное положение современной геоморфологии — представление о том, что рельеф формируется в результате взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов. Эндогенные и экзогенные процессы взаимосвязаны. Эндогенные процессы создают
наиболее крупные формы — геотектуры и морфоструктуры Земли.
Экзогенные процессы в ходе своей деятельности могут усложнять
или упрощать рельеф эндогенного происхождения. В первом случае они расчленяют поверхность крупных форм, вырабатывают
более мелкие микро- или наноформы рельефа. Экзогенные процессы могут полностью срезать первичный рельеф, созданный
эндогенными процессами. Разрушение горных пород и перемещение продуктов разрушения в результате совокупного действия всех
экзогенных процессов называется денудацией. Подсчитано, что в
современную нам геологическую эпоху денудация понижает поверхность планеты в среднем на 8 см в тысячелетие, и, следовательно, достаточно 13 млн лет, чтобы весь современный рельеф
Земли оказался полностью выровненным, если бы тому не препятствовали эндогенные силы (С. В. Колесник, 1955).
251

Основным источником энергии эндогенных процессов является тепловая энергия, образующаяся за счет гравитационной дифференциации вещества внутри Земли и радиоактивного распада.
Гравитация и радиоактивность, разогрев и охлаждение недр планеты ведут к изменениям объема масс вещества, слагающего мантию и земную кору. Расширение земного вещества обусловливает
возникновение вертикальных движений мантии и земной коры.
Земная кора реагирует на это образованием складок (пликативные дислокации) или разрывами и перемещениями крупных блоков (дизъюнктивные дислокации). Следовательно, одним из ведущих эндогенных рельефообразующих процессов являются тектонические движения.
Разломы проникают в толщу коры, достигая очагов плавления
пород. По каналам расплавленное вещество — магма — начинает
двигаться к поверхности. Ее рельефообразующая роль заключается в том, что при застывании магмы внутри земной коры образуются магматические тела, при излиянии расплавленного вещества на поверхность — вулканические покровы и конусы. Образование разрывов в земной коре, быстрые перемещения масс в
недрах Земли сопровождаются резкими толчками. Этот процесс
называется землетрясением. Следовательно, тектонические движения, вулканизм, глубинный магматизм, землетрясения —
эндогенные рельефообразующие процессы, способствующие
возникновению самых крупных форм — геотектур и морфоструктур. Однако создаваемые ими формы рельефа в первозданном виде
встречаются на планете редко, так как они постоянно подвергаются воздействию экзогенных процессов.
Главный источник энергии экзогенных процессов — солнечная радиация. На поверхности Земли она преобразуется в энергию
движения воды, воздуха, вещества литосферы. К числу экзогенных
процессов относится рельефообразующая деятельность поверхностных текущих вод, деятельность ветра и ледников, деятельность
приливов и течений и т.д. Во всех процессах принимает участие
гравитационная энергия. К экзогенным процессам относится
рельефообразующая деятельность живых организмов и человека.
В зависимости от того, какая группа сил (внутренних или внешних) берет верх 'на данном участке, развитие рельефа протекает
по-разному. Если эффект внутренних сил больше, будет иметь место
восходящий тип развития. Он знаменуется увеличением абсолютных
высот территории, усилением глубинной эрозии постоянных и временных водотоков. Формируются долины типа теснин, ущелий, характеризующихся крутыми склонами, что, в свою очередь, ведет к
усилению склоновых процессов. Продольные профили рек характеризуются большими уклонами, наличием порогов и водопадов.
Если действие экзогенных сил берет верх, то результатом будет нисходящее развитие рельефа. Оно характеризуется уменьше252

нием абсолютных и относительных высот, выполаживанием склонов и расширением речных долин, интенсивность эрозионных и
склоновых процессов уменьшается. Если участок земной поверхности додгое время находится в состоянии тектонического покоя, выполаживание склонов приводит к формированию волнистой равнины — пенеплена (автор теории пенепленизации В.Девис, 1905). Образование выровненных поверхностей в результате
пенепленизации (выравнивания сверху) происходит во влажном,
гумидном климате, где основными агентами денудации являются
склоновые процессы и эрозия водотоков. Однако развитие выровненных поверхностей может происходить и путем отступания склонов параллельно самим себе. Этот процесс называется педипленизация, а денудационные поверхности — педипленами (автор
теории педипленизации В. Пенк). В сухом аридном климате процесс разрушения гор начинается сбоку, в этом случае высоты
некоторое время сохраняются, часто возникают останцы. Разрушение 'обеспечивается физическим выветриванием, снос осуществляется ветром или силой тяжести. Простейшая форма педипленизации — педимент, формирующийся в виде пологонаклонной
площадки у подножия отступающего склона. Формирование
педиментов в виде предгорной лестницы впервые описано В. Пенком (1923), на равнинах — Л.Кингом (1953).
При восходящем развитии рельефа склоны вновь становятся
крутыми, образовавшиеся ранее поверхности выравнивания испытывают тенденцию к поднятию, но могут сохраняться в виде
реликтовых форм. При неоднократной смене этапов нисходящего
и восходящего развития рельефа в горных странах образуется ряд
денудационных уровней, располагающихся в виде ступеней или
ярусов на различных высотах.
21.2. Факторы рельефообразования
Факторы рельефообразования непосредственно не участвуют в
образовании рельефа, но определяют «набор» рельефообразующих процессов, степень их интенсивности и особенности проявления. К ним относятся вещественный состав пород, геологические структуры, климатические условия и в определенной степени сам рельеф.
Состав пород. Степень проницаемости горной породы для просачивающихся с поверхности атмосферных осадков имеет огромное морфологическое значение. В легко проницаемых горных породах поверхностный сток, а следовательно, и поверхностная эрозия могут вообще отсутствовать. Таким образом, слабое развитие
эрозионных форм свидетельствует о развитии здесь легкопроницаемых горных пород. В водоупорных горных породах большая часть
атмосферных осадков стекает поверхностно, образуя густую сеть
253

водотоков. Кроме различной степени развития водотоков проницаемость пород находит морфологическое выражение в крутизне
склонов. При полном отсутствии смыва склоны долгое время сохраняют крутизну. Долины в легкопроницаемых породах имеют
вид узких каньонов. На поверхности водоупорного пласта, залегающего под толщей проницаемых пород, обычно скапливается вода
и образуется водоносный горизонт. В крутых склонах долин в местах выхода подземных вод нередко формируются оползни. Поверхностью скольжения при оползнях служит водоупорный пласт, смоченный стекающей по нему водой.
Горизонтальная слоистость пород обусловливает развитие
ступенчатых склонов, каньонов и столовых стран. Чередование пластов разной степени устойчивости — важное условие при образовании ступенчатых склонов: более прочный пласт формирует
площадку, менее прочный быстрее разрушается, образуя нишу.
В аридных условиях долины приобретают вид каньонов. При тектонических поднятиях более прочный пласт (бронирующий) предотвращает размыв вершины, по трещинам происходит заложение
оврагов и речных долин и территория приобретает вид столовой
страны. Сланцеватость и отдельность находят свое морфологическое
выражение в своеобразии склонов и особенностях их разрушения.
Большое рельефообразующее значение имеет растворимость горных пород. В местах развития этих пород территория приобретает своеобразный вид, для которого характерно отсутствие поверхностных
эрозионных форм и распространение карста. Расширенные растворением трещины становятся способными поглощать не только все атмосферные осадки, но и воду рек, попадающих на эту территорию.
Возникает особый тип исчезающих и внезапно появляющихся рек.
Геологические структуры. Горные породы в земной коре находятся в различных соотношениях друг с другом, определяя геологическую структуру территории. Геологическая структура —
важнейший фактор формирования рельефа. Столовым странам,
равнинам и плато свойственна более или менее горизонтальная
структура — сложение из горизонтально напластованных морских
осадочных пород, поднятых без нарушения их напластования. Как
правило, под горизонтально залегающими породами лежит древний складчатый фундамент. Рельеф столовых стран и плато характеризуется плоскими или слабоволнистыми междуречьями, которые резко переходят в крутые склоны речных долин. В случае
чередования стойких и податливых пород, залегающих горизонтально, возникает ступейчатый рельеф. При моноклинальном
залегании пород разной степени устойчивости вырабатывается
своеобразный рельеф, получивший название куэстового. Кузст
возвышенность с асимметричными склонами: пологим^сошшдаг
ющим спадением прочного пласта, и крутым^ срезающим пласт.
Более сложный рельеф возникает на месте складчатых и глыбо254

вых структур. Складчатые структуры находят свое выражение в
складчатых горах, характеризующихся острыми гребнями, крутыми склонами и значительными высотами. Глыбовые горы, как
правило, более низкие и имеют выровненную вершину.
Климатические условия. Климат обусловливает характер и интенсивность процессов выветривания, от климата зависит набор
экзогенных процессов и скорость их протекания. Например, в аридных условиях на первое место выходит физическое выветривание,
так как в течение дня наблюдаются значительные колебания температур. Из экзогенных рельефообразующих процессов ведущее
место принадлежит склоновым процессам и деятельности ветра.
Здесь практически не развиваются эрозионные формы, так как
атмосферных осадков мало. В гумидных условиях приобретает значение химическое выветривание, из экзогенных процессов господствующее значение принадлежит деятельности водотоков. В результате наиболее густая эрозионная сеть развивается в экваториальных и умеренных широтах.
Климат влияет на процессы рельефообразования как непосредственно, так и через другие компоненты — воду, растительность. Так, поверхностный сток резко ослабевает в условиях
сомкнутого растительного покрова даже на крутых склонах.
Поверхности с разреженным растительным покровом становятся
уязвимыми для эрозионных процессов, а в случае сухости и
рыхлых грунтов — и для деятельности ветра.
Иногда на территории можно заметить несоответствие между
климатом и рельефом. Например, на севере Европы широко распространены формы, созданные деятельностью ледника, хотя в
настоящее время здесь ледников нет. Объясняется это тем, что в
недавнем прошлом территория испытала оледенение и был сформирован ледниковый рельеф. Сохранность форм обусловлена тем,
что рельеф изменяется медленнее, чем климат. Такой рельеф получил название — реликтового. Следовательно, рельеф ряда мест
определяется особенностями как современного климата, так и
климата прошлых геологических эпох.
Глава

Э Н Д О Г Е Н Н Ы Е ПРОЦЕССЫ И РЕЛЬЕФ
22.1. Тектонические движения
По современным представлениям, выделяются два типа тектонических движений — вертикальные и горизонтальные; вертикальные, в свою очередь, делятся на колебательные и направленные. Оба типа движений могут происходить как самостоятельно,
так и во взаимосвязи друг с другом, нередко один тип движений
255

порождает другой. Движения сопровождаются изменениями в залегании горных пород и деформациями. Проявляются вертикальные и горизонтальные перемещения крупных блоков земной коры
в вертикальном и горизонтальном направлениях, в образовании
складчатых (пликативных), разрывных (дизъюнктивных) и ынъективных (внедрение магмы) дислокаций.
Согласно концепции тектоники литосферных плит, восходящие
конвективные потоки расплавленного веществд верхней мантии
приводят к формированию крупных положительных форм рельефа — срединно-океанических хребтов. В дальнейшем в их осевой
части закладываются рифтовые долины — грабены. Рифтовые долины образуются за счет разрывных дислокаций. Поступление новых
порций мантийного вещества в рифтовую долину вызывает раздвижение литосферных плит — спрединг — в горизонтальном направлении. Таким образом, вертикальные движения способствуют возбуждению горизонтальных.
Горизонтальное перемещение литосферных плит навстречу друг
другу вызывает поддвиг океанических плит под материковые (субдукция) и образование переходных зон (геосинклинальных областей) или надвигание одной континентальной плиты на другую с
образованием грандиозных горных сооружений. Горизонтально
залегающие горные породы сминаются в складки, складки осложняются многочисленными разрывами и интрузивными телами. Следовательно, наблюдается обратный процесс — переход горизонтальных движений в вертикальные.
Среди складчатых дислокаций выделяют простые и сложные складки. Простыми видами складок являются антиклинали и синклинали.
В наиболее простом случае антиклинали и синклинали находят прямое выражение в рельефе: антиклинали — положительные складки — соответствуют в рельефе положительным формам рельефа,
синклинали — отрицательные складки — отрицательным формам
рельефа. На территории России примером таких форм являются
небольшие возвышенности на Таманском полуострове, эти формы
существуют в пределах молодых складчатых гор. Часто в горных областях развивается обратный, инверсионный рельеф. На месте положительных геологических структур образуется отрицательная форма
рельефа, на месте отрицательной геологической структуры — положительная. Объясняется это тем, что ядра антиклиналей сложены
раздробленными горными породами и разрушаются интенсивнее.
Более крупные и сложные складки — антиклинории и синклинории — представлены в рельефе горными хребтами и разделяющими их понижениями. Примером может служить антиклинорий Главного хребта Большого Кавказа. Еще более крупные
поднятия, состоящие из нескольких антиклинориев и синклинориев, — мегантиклинории. Они представлены в рельефе горными
странами (Большой Кавказ, Альпы).
256

Вогезы

Шварцвальд

Рис. 22.1. Схематический профиль Рейнского грабена

Складкообразование обычно сопровождается разрывными нарушениями, интрузивным и эффузивным магматизмом. Эти нарушения усложняют структуру складчатых областей. Разрывные нарушения — это различные тектонические нарушения сплошности
горных пород, сопровождающиеся перемещением блоков относительно друг друга.
Простейшим видом разрывов являются трещины. Наиболее глубокие трещины, уходящие в мантию, называются глубинными
разломами. Они представляют собой зоны дробления пород, простирающиеся в верхнюю мантию.
Разрывные нарушения имеют большое морфологическое значение. Сбросы и надвиги выражаются уступами в рельефе, высота
уступа зависит от величины вертикального смещения блока. Системы сбросов образуют ступенчатый рельеф. Смещение блоков
горных пород относительно друг друга создает столовые глыбовые
и складчато-глыбовые горы.
В первом случае горы возникают при вертикальном движении
блоков, имеющих горизонтальную структуру. Широко развиты
столовые глыбовые горы в Африке. Складчато-глыбовые горы возникают на месте развития древних складчатых структур. К таким
горам относятся Алтай, Тянь-Шань. Особенно велика роль разрывных нарушений в областях распространения древних складчатых структур, они привели к созданию глыбовых гор, горстов и
грабенов. Грабены в рельефе образуют котловины, например грабен озера Байкал, а горсты представляют окружающие его горы.
Такое же происхождение имеют система Восточно-Африканских
разломов, Рейнский грабен (рис. 22.1). Разрывная тектоника обусловила создание таких грандиозных сооружений, как система срединно-океанических хребтов.
Рельефообразующая роль разрывной тектоники сказывается и
в активизации экзогенных процессов. Трещины и разломы являются менее прочными участками, по ним закладываются эрозионные формы разных порядков. Реки в таких участках имеют прямолинейные русла, изгибающиеся под резкими углами по направлению трещин. Системы разломов определяют конфигурацию мор9 Савцова

257

ских берегов. По линиям разломов наблюдаются цепочки вулканов, выходы минеральных источников, к зонам разломов приурочены очаги землетрясений.
Горизонтальные движения обусловливают перемещение литосферных плит. Следовательно, благодаря им образуются горные
страны; материки и океаны изменяют свои очертания. Горизонтальным движениям придается огромное значение в концепции
тектоники литосферных плит, предложенной А. Вегенером и получившей широкое признание в настоящее время. Крупные горизонтальные движения земной коры наблюдаются на дне океанов, в местах пересечения срединно-океанических хребтов глубинными (трансформными) разломами.
Вертикальные колебательные (эпейрогенические) движения
охватывают огромные площади, их рельефообразующее значение очень велико. Они участвуют в образовании форм разного
ранга.
Вертикальные движения лежат в основе создания самых крупных — планетарных форм рельефа. Вертикальные движения приводят к формированию морфоструктур. В пределах равнин образуются синеклизы и антеклизы, представленные в рельефе низменностями и возвышенностями. Например, Прикаспийская низменность соответствует Прикаспийской синеклизе.
Вертикальная составляющая тектонических движений всегда
присутствует при образовании сбросов, надвигов, горстов и грабенов.
Вертикальные тектонические движения контролируют распределение суши и моря, следовательно, оказывают воздействие на
климат и интенсивность экзогенных процессов.
Большую роль в создании современного рельефа играют новейшие
тектонические движения. Новейшие тектонические движения — это
тектонические движения, происходившие в неоген — четвертичный период. Области со слабовыраженными вертикальными положительными новейшими движениями соответствуют в рельефе
равнинам, невысоким плато и плоскогорьям. Слабовыраженные
положительные движения характерны для Восточно-Европейской
равнины, части Западно-Сибирской низменности. Областям
интенсивных тектонических погружений соответствуют низменности с мощным чехлом четвертичных отложений. Например, Прикаспийская, Колымская низменности. Областям интенсивных поднятий соответствуют горы. Выражение в рельефе геологических
структур зависит от знака небтектонических движений. Интересно отметить, что положительные геологические структуры могут
иметь прямое выражение в рельефе, если им соответствуют положительные неотектонические движения. Если положительные
структуры испытывают опускания, на их месте развивается инверсионный рельеф.
258

22.2. Магматизм и вулканизм
Различают интрузивный (глубинный) и эффузивный (излившийся) магматизмы. Последний называется вулканизмом. Интрузивный магматизм приводит к образованию морфоструктур —
отдельных хребтов, вулканизм обусловливает возникновение
вулканических покровов и конусов. Вулканизм широко распространен на материках и в океанах. В настоящее время на Земле
насчитывается около 500 действующих вулканов, число потухших приблизительно в 10 раз больше (В.В.Пиотровский, 1977).
По данным Г. Менарда, на дне Тихого океана насчитывается более 1000 подводных вулканов.
Благодаря интрузивному магматизму формируются батолиты и
лакколиты — крупные интрузивные тела. Батолиты отличаются
наибольшими размерами, неправильными очертаниями в плане,
образуются на большой глубине. Батолит всем своим основанием
связан с питающим его очагом магмы. При уничтожении перекрывающих его пород экзогенными агентами они оказываются на
поверхности. Лакколиты — грибообразные тела, образующиеся в
результате внедрения магмы по узким каналам. В рельефе они имеют
вид отдельных куполов (горы Бештау, Железная в районе г. Минеральные воды). От лакколитов часто отходят жилоподобные
ответвления, секущие горные породы в разных направлениях
(силлы и дайки). На поверхности они образуют невысокие хребты.
Пластовые интрузии выражаются в рельефе'ступенями. Отпрепарированные интрузии широко распространены в Среднесибирском плоскогорье и образуют трапповые покровы.
Вулканизм проявляется на Земле в виде трещинных излияний
и центральных извержений. При трещинных излияниях большие
массы обычно жидкой базальтовой лавы извергаются через узкие
длинные трещины и разливаются по местности. Такое излияние
произошло в 1783 г. в Исландии, когда через трещину Лаки вылилось 12 км 3 лавы на площадь до 9000 км2. Обширные лавовые покровы известны в Северной и Южной Америке (Колумбия), на
плоскогорье Декан, в Средней Сибири.
Центральные извержения происходят через каналы — жерла
округлого сечения, заканчивающиеся у поверхности воронкой —
кратером. Диаметр кратеров зависит от физических свойств лавы,
вулканических бомб, камней (лапиллей), вулканического пепла
и песка. Накапливаясь вокруг кратеров, они образуют вулканический конус. Выделяют несколько типов вулканов: маары, экструзивные купола, щитовые вулканы и стратовулканы.
Маар —/отрицательная форма, образовавшаяся в результате
взрыва. Размеры мааров до 3,5 км в диаметре при глубине до 400 м.
Все известные в настоящее время маары не действуют, являются
реликтовыми формами. Некоторые исследователи связывают
259

формирование мааров с падением крупных метеоритов. Древние
трубки взрыва заполнены кимберлитовой породой и являются месторождениями алмазов (Якутия, Африка).
Экструзивные купола — вулканические купола, образующиеся при
излиянии кислой лавы. Такая лава очень вязкая и быстро остывает,
образуя правильной формы купол (Армения, Франция). Размеры таких куполов до 500 м в высоту и несколько километров в диаметре.
Щитовые вулканы формируются при излиянии основной лавы.
Базальтовая лава, жидкая и подвижная, поэтому изливается на
большие расстояния. В этом случае купол имеет пологие склоны.
Щитовые вулканы очень характерны для Исландии, здесь они небольших размеров, потухшие. Щитовые вулканы распространены
на Гавайских островах. Самый крупный остров состоит из трех
вулканов, из них Мауна-Лоа поднимается на 4170 м над уровнем
моря. Если прибавить глубину основания 5 км, получится, что
этот вулкан — самая высокая гора и вулкан. Вершина вулкана имеет
вид лавового плато, посередине располагается кратер.
Стратовулканы появляются при неоднократном отложении лав
и обломочного материала, они имеют почти правильную коническую форму. Для строения конуса характерно чередование лав,
вулканического пепла и песка. К стратовулканам относятся Фудзияма в Японии, Ключевская и Кроноцкая сопки на Камчатке.
Некоторые вулканы имеют высоту до 6 км. У многих вулканов
имеются кальдеры. Это очень крупные, до 30 км в поперечнике,
недействующие кратеры. Они имеют плоское дно и крутые, обрывистые склоны. Образование кальдер связывают с сильными взрывами. В некоторых случаях кальдеры образуются при обрушении
свода магматического очага.
Поствулканические явления сопутствуют вулканической деятельности. К ним относят фумаролы, гейзеры, горячие источники.
Фумаролами называются выделения паров и газов на остывающих
лавовых потоках, на склонах вулканов и в кратере. По химическому составу и температуре выделяются собственно фумаролы —
горячие (с температурой в сотни градусов) пары хлористого водорода, азота; сольфатары — пары сероводорода, углекислоты и
пары воды с температурой 40 — 200 °С; мофетты — выделения холодных газов. Горячие источники — термы — изливают воду с температурой ниже 100 °С. Вода источников минерализирована. В отличие от гейзеров источники распространены не только в вулканических областях, но и в районах прекратившейся вулканической
деятельности. В Исландии, Новой Зеландии и других местах встречаются грязевые вулканы — сальзы. Они вместо лавы выбрасывают жидкую грязь. Причина их образования — выделение нагретых
паров воды и газов, проходящих сквозь толщу рыхлых пород.
На дне океанов распространены формы, получившие названия гайотов. Это плосковершинные горы, причем вершины рас260

полагаются на глубинах от 200 до 2500 м. Одни исследователи связывают образование гайотов с погружением древних вулканических островов, другие считают, что вершины срезаны абразией при
низком стоянии уровня океана.
Извержения вулканов могут представлять большую опасность.
Извержение Кракатау в 1883 г. в Зондском проливе уничтожило
остров, возникло цунами, обрушившееся на прибрежные районы.
При извержении вулкана Катмай на Аляске в 1912 г. вверх поднялось 20 км 3 рыхлого материала. После извержения лесистый массив превратился в плоскую равнину с действующими фумаролами («Долина тысячи дымов»).
22.3. Землетрясения
Рельефообразующая роль землетрясений заключается в образовании трещин, смещении блоков земной коры в вертикальном
и горизонтальном направлениях. При землетрясении в Португалии в 1775 г. набережная Лиссабона ушла под воду и глубина залива на ее месте достигла 200 м. Нередко землетрясения приводят к
образованию структур типа грабенов. В результате землетрясения в
Прибайкалье в 1862 г. значительная часть Кударинской степи площадью 250 км2 опустилась, на этом месте образовался залив «Провал» глубиной 8 м.
Землетрясения могут активизировать экзогенные процессы. На крутых склонах гор при землетрясениях начинаются обвалы, осыпи и
оползни. Грандиозный обвал произошел на Памире в результате
землетрясения в 1911 г. Масса грунта перегородила реку Мургаб, образовав плотину шириной более 5 км и высотой до 600 м. Рыхлый
материал, скопившийся на склонах в верховьях горных рек, при землетрясениях может сформировать грязекаменный поток — сель. Устремляясь вниз по долине сель производит огромную разрушительную
работу. Определенную рельефообразующую роль играют и морские
землетрясения — моретрясения. Под их воздействием перемещаются
массы донных отложений. Моретрясения вызывают образование
гигантских морских волн — цунами. Обрушиваясь на берег, цунами
оказывают заметное влияние на рельеф морских берегов.
Глава

ЭКЗОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ И РЕЛЬЕФ
С момента зарождения морфоструктуры постоянно подвергаются (воздействию экзогенных процессов, источником энергии
которых является солнечная радиация. Экзогенные процессы характеризуются высокими скоростями: на «глазах человека» растут овраги, изменяется облик речных долин, в руслах образуют261

ся острова и осередки. Суммарный эффект деятельности экзогенных процессов заключается в перемещении вещества с более
высоких гипсометрических уровней на более низкие. Кроме экзогенных агентов в этом процессе принимает активное участие
сила тяжести.
Экзогенные процессы образуют на поверхности Земли морфоскульптуры. Своеобразие и интенсивность проявления экзогенных процессов зависит от климата, следовательно, в размещении
форм рельефа наблюдается широтная зональность и высотная поясность. Во влажном климате экваториальных и умеренных широт
наибольшее развитие имеет флювиальная морфоскульптура, в
засушливом климате тропических широт и внетропических
пустынь — эоловая. В субарктических широтах в областях распространения многолетнемерзлых горных пород наблюдается криогенная морфоскульптура, в полярных широтах — гляциальная (ледниковая). Склоновая, береговая, карстовая морфоскулъптуры развиты повсеместно, однако своеобразие их форм тоже подчиняется
зональности.
23.1. Флювиальные процессы и рельеф
Водные потоки производят разрушительную работу, перенос
материала и аккумуляцию. Разрушительная работа водотоков называется эрозией. В результате работы водотоков создаются выработанные (эрозионные) и аккумулятивные формы рельефа. Размыв и
аккумуляция сменяют друг друга во времени и в пространстве,
поэтому не существует в природе комплексов, в которых были бы
только эрозионные или аккумулятивные формы. На одном участке
речного русла или долины реки могут присутствовать как эрозионные, так и аккумулятивные формы. Эрозионно-аккумулятивный процесс — единый процесс, происходящий в природе.
Разрушительная работа водотока осуществляется за счет живой
силы потока (термин Н.И. Маккавеева), которая определяется по
формуле
F=

Sv3/{2g),

где F — живая сила потока; S — площадь живого сечения реки;
v — скорость течения; g — ускорение свободного падения.
Понятие «эрозия» означает отрыв частицы грунта, ее перемещение, окатывание, химическое воздействие на породы, слагающие дно и берега.
Существуют нормальная (естественная) и антропогенная (ускоренная) эрозии.
Нормальная {естественная) эрозия, возбуждаемая естественными процессами, делится на плоскостную (поверхностную, площадную) эрозию, в этом случае идет смыв почвогрунта с верши262

ны к подножию склона без образования линейных форм на склонах, и линейную — с образованием линейных форм на склоне. На
самом деле в природе не существует плоскостной эрозии в чистом
виде. На склоне из-за бугристой неровной поверхности происходит образование очень небольших струй и возникает мелкоструйчатый смыв.
В линейной эрозии выделяют овражно-балонную и речную.
В первом случае разрушительную работу производит временный
водоток, во втором — постоянный водоток, т. е. река. Если водоток совершает работу, направленную нй углубление дна, развивается донная (глубинная) эрозия, если происходит расширение русла
или бортов долины — боковая. Преобладание донной или боковой
эрозии сказывается на морфологии речной долины. Если преобладает донная эрозия, долина реки приобретает характер ущелья
с узким дном и крутыми склонами. Широкая речная долина с
плоским днищем и меандрирующим руслом свидетельствует о преобладании боковой эрозии.
Углубление русла происходит не беспредельно. Оно ограничено
базисом эрозии — уровнем, ниже которого река углубиться не может. Общим для всех рек базисом эрозии служит уровень Мирового
океана. Местными базисами эрозии являются уровни воды в реках,
озерах, располагающиеся на любой высоте. При достижении базиса эрозии глубинная эрозия затухает и начинается боковая.'
Существуют регрессивная и трансгрессивная эрозия. В случае
регрессивной эрозии эрозионная форма растет вверх к водоразделу, трансгрессивная эрозия приводит к росту формы вниз, к базису эрозии.
Антропогенная эрозия возбуждается деятельностью человека,
скорость ее намного превышает нормальную естественную эрозию. Внутри антропогенной эрозии выделяют сельскохозяйственную (iпахотную, пастбищную, садовую и т. д.), городскую, промышленную, дорожную и военную. Следовательно, подразделение эрозии
идет по видам человеческой деятельности.
Материал, полученный в результате эрозии, переносится вниз
по течению в виде нерастворимых и растворимых веществ. Растворимые вещества непосредственно поступают в приемные бассейны,
нерастворимые в виде взвешенных и влекомых наносов могут отлагаться на всем протяжении эрозионной формы. В результате аккумуляции образуются аккумулятивные формы флювиального рельефа.
На суше более распространены эрозионные формы, поскольку большая часть обломочного материала выносится в океаны и моря.
Формы рельефа, созданные временными водотоками. К эрозионным |формам, созданным временными водотоками, относятся
эрозионная борозда, рытвина (промоина), овраг и балка. Аккумулятивные формы имеют меньшее распространение, к ним относятся конусы'выноса и овражно-балочные террасы (рис. 23.1). Исходная
263

см
до
50 см

Рис. 23.1. Генетический ряд флювиальных ф о р м равнинных

территорий

(по О. К. Леонтьеву, Г. И. Рычагову, 1988):
А — эрозионные борозды; Б — эрозионные рытвины (промоины); В — овраги;
Г — балка; Д — речная долина; Т — тальвег временного водотока; Р — русло;
П — пойма; НПТ — надпойменные террасы; 1 — аллювий; 2 — пролювий; 3 —
обвально-осыпные образования; 4 — делювий; 5 — размеры форм

форма временных водотоков — эрозионная борозда — возникает
с к л о н е в результате л и н е й н о г о (в в и д е струй) с т о к а . Глубина

розды до 30 см, стенки крутые, поперечный

профиль

на
бо-

У-образный.

Д л и н а б о р о з д д о 1 м. О б ы ч н о борозды на склоне образуют р а з в е т в л е н н у ю систему, п р и п р е к р а щ е н и и стока перестают
развиваться
264

и выполаживаются. Благоприятным условием для развития борозд
является разреженная растительность или распаханность склона.
Однако они быстро уничтожаются последующей вспашкой территории. Борозды быстро растут на длинных склонах, так как увеличивается количество стекающей воды. На склонах, имеющих
разреженную растительность или распаханных, борозды постепенно превращаются в эрозионные рытвины и овраги. Эрозионная
рытвина (промоина) — более развитая эрозионная форма, глубина ее достигает 1 —2 м, ширина — 2,5 м. Для образования рытвины нужен более мощный водоток, поэтому они встречаются на
склонах реже; не каждая борозда может превратиться в рытвину.
Эрозионные борозды и рытвины .могут образоваться на склоне
после одного ливня, если склон сложен легко размываемыми породами. При значительном водосборе часть рытвин при дальнейшем развитии превращаются в овраги.
Овраг — эрозионная, растущая форма флювиального рельефа.
Глубина оврагов может достигать 80 м и более, склоны крутые,
поперечный профиль V-образный. По данным Б. Ф. Косова, выделяется четыре этапа в развитии оврага. На первом этапе овраг интенсивно растет в длину, может достигнуть 70 % своей, предельной
длины. Однако поперечный профиль его остается V-образным с крутыми склонами и узким днищем. На втором этапе рост в длину
замедляется, но овраг достиг уже 95 % своей предельной длины. За
счет регрессивной эрозии овраг может выйти за пределы склона и
продвинуться на водораздельное пространство. На третьем этапе
рост в длину практически прекращается, овраг достигает базиса
эрозии. Начинается увеличение объема оврага, склоны его выполаживаются, днище расширяется. На последнем этапе поперечный
профиль приобретает U-образную форму с плоским широким днищем и пологими склонами. Овраг имеет собственный продольный
профиль, отличающийся от профиля склона: вверху образуется
водосборная воронка, ниже профиль становится вогнутым.
Овраги, заложившиеся по ранее существующим эрозионным
формам, называются донными или вложенными, а возникшие на
склонах и развивающиеся впервые из эрозионных рытвин — береговыми или первичными.
Неэрозионные процессы, участвующие в оврагообразований,
оказывают различное влияние на разных этапах образования оврага. На первом этапе, наряду с интенсивной глубинной эрозией,
наблюдается интенсивная деформация склонов в результате осыпей, оползней. На третьем и четвертом этапах деформация склонов осуществляется за счет смыва при стекании атмосферных осадков. Поток лишь изредка подходит к склонам, вызывая оползни.
Следовательно, развитие оврага происходит в результате совместного действия эрозионных и склоновых процессов и является
эрозионно-денудационным процессом.
265

При достижении базиса эрозии рост оврага прекращается, склоны его выполаживаются и покрываются растительностью, на дне
и склонах накапливаются аккумулятивные отложения. Овраг превращается в балку. Балка — отрицательная форма флювиального
рельефа, в которой эрозия затухает и сменяется аккумуляцией
овражно-балочного материала — пролювия. В нижней части склона
происходит накопление делювия — отложений, образующихся за
счет стока дождевых и талых вод в виде тонких струек. Образование балки — процесс медленный и начинается в нижней части,
постепенно распространяясь вверх. Овражно-балочный материал
характеризуется плохой сортированностью и окатанностью. Слоистость его грубая и не всегда четко видна.
Аккумулятивные формы развиваются в устье оврага или балки
и на их склонах. В дно балки при дальнейшем развитии может
врезаться новая эрозионная форма. В этом случае на склонах балки
образуются горизонтальные поверхности, сложенные пролювием —
овражно-балочные террасы. У устья оврага и балки формируется
конус выноса, сложенный пролювием. В конусе выноса наблюдается уменьшение размера частиц от вершины конуса к основанию
и от середины к краям.
Скорость овражной эрозии может достигать значительных величин — 1 — 1,5 м в год, на Северном Кавказе были отмечены
скорости до 3 м в год. В некоторых районах Ярославской области
зафиксированы максимальные скорости 10 —15 м в год (Б.Ф. Косов). Интенсивность современной эрозии суши составляет 0,059 мм
в год, в Азии увеличивается до 0,093 мм в год.
Рельеф, созданный постоянными водотоками. Постоянные водотоки формируют речные долины. Основными формами рельефа
в них являются русло, пойма, террасы.
Русло реки — наиболее углубленная часть современного днища
речной долины, по которой постоянно протекает поток. В строении русел рек наблюдается ряд общих черт. В русле практически
любой реки выделяют плесы и перекаты (рис. 23.2). Типичный для
равнинной реки перекат — большая песчаная гряда, пересекающая русло под углом 30°. Гряда асимметрична: склон, обращенный против течения, пологий, противоположный — крутой, он
называется подвальем. Примыкающие к берегам части переката называются побочнями. Побочни покрываются водой во время половодий, в межень они выходят из-под уровня воды. Побочень, расположенный выше по течению, называется верхним, ниже по
течению — нижним. Ухвостье побочня обычно вытягивается вниз
по течению в виде косы за счет накопления наносов, за ухвостьем
образуется зона спокойной, застойной воды, она называется затоном. Глубокая часть русла называется плесовой лощиной или
плесом, седловина между побочнями — корыто переката. Корыто
переката образуется в результате размыва гребня переката водным
266

Рис. 23.2. Строение речного переката:
а — план в изобатах; б — профиль по линии стрежня; 1 — песчаные отмели;
2 — изобаты; 3 — бровка берега

потоком. Наиболее развиты плесы и перекаты в Меандрирующем
русле, здесь плесовые лощины располагаются у вогнутого берега,
перекаты пересекают русло от одного выпуклого берега к другому,
расположенному ниже по течению. Речные наносы называются
аллювием. Это сортированные, окатанные и слоистые отложения.
Русла рек подразделяются на меандрирующие, прямолинейные и
разветвленные на рукава. Извилистость характерна для равнинных и
горных рек, однако лучше всего излучины (меандры) развиты на
равнинных реках, несущих много аллювия. В плане излучины могут
иметь разную форму. Чаще всего образуются сегментные, синусоидальные излучины, предельной формой развития являются омеговидные излучины. Сложные меандры формируются в том случае,
когда крупная излучина имеет вторичные изгибы. Когда поток подходит к выровненному коренному берегу, он некоторое время следует вдоль берега, в этом случае появляются сундучные излучины.
При достижении предельной формы излучины в русле создаются
затруднения для свободного протекания потока и излучина спрямляется. Старое русло превращается в старицу.
Импульсом для развития излучин могут служить перекаты, побочни которых, располагаясь в шахматном порядке, обусловливают извилистость динамической оси потока. Благодаря им интенсивно размываются берега, противоположные побочням. Создается своеобразное скоростное поле потока и циркуляционные
течения! поверхностные струи приближаются к вогнутому берегу,
донные — к выпуклому, ниже по течению. В результате отступания вогнутого берега и нарастания выпуклого появляется излучи267

на. Формирование излучины может вызываться отклонением динамической оси потока изгибом берега. Преимущество извилистой формы русла заключается в том, что на изгибах возрастает
живая сила потока и его способность перемещать речные наносы.
По условиям развития русловых деформаций выделяют свободные, врезанные и вынужденные излучины. Свободные меандры создаются самой рекой в рыхлых отложениях. Склоны долины и террасы в создании меандр не участвуют. Форма и размеры излучин
зависят от водности и режима потока. Как правило, свободные
меандры развиваются на равнинных реках, скорость их смещения
достаточно велика. На верхней Оби спрямление крутых излучин
наблюдается через 40 — 60 лет, а размывы вогнутого берега достигают 58 м/год. Врезанные меандры, в основном, характерны для
горных рек. Размеры врезанных меандр обычно больше, чем свободных, их величина обусловлена не водностью потока, а изгибами коренных бортов долины. Иногда изгибы русла соответствуют
зонам разломов. Вынужденные излучины образуются при подходе
потока к коренному берегу, возле которого формируется крутой
изгиб. Иногда вынужденные излучины возникают при отклонении потока препятствием — выходом скальных пород на дне или
конусами выноса боковых притоков.
Разветвление на рукава начинается с появления в русле
осередка — отмели, не закрепленной растительностью. Для образования разветвления необходимо большое количество наносов,
переносимых рекой, и равенство скорости течения реки и неразмывающей скорости (т.е. предельной скорости, необходимой для
размыва отложений реки). Если скорости потока приближаются к
неразмывающей скорости или равны ей, в русле начинается аккумуляция наносов. Затем осередок покрывается растительностью
и образуется остров. Разветвления бывают одиночными, когда один
остров отделяется от другого достаточно длинным участком неразветвленного русла; простыми сопряженными, в этом случае один
остров следует за другим и главное течение переходит от одного
берега к другому в следующем разветвлении. Самым сложным разветвлением является разбросанное, в этом случае в русле развиваются многочисленные острова. Иногда русло разделяется на два
практически равных по водности рукава и это явление сохраняется на достаточно большом отрезке русла. Такие разветвления получили название разветвления с параллельными рукавами.
Разветвления характерны как для равнинных, так и для горных
рек. Различаются они характером наносов и формой островов. На
равнинных реках острова имеют каплевидную в плане форму: приверх острова размывается, ухвостье растет за счет накопления аллювия. Наносы равнинных рек песчаные или песчано-гравийногалечные. На горных реках форма островов более разнообразна и
сложна. Берега островов имеют многочисленные изгибы, часто в
268

Рис. 23.3. Схема массива поймы (по Н.И.Маккавееву):
1 — высокие незатопляемые берега; 2 — подмываемый берег; 3 — аккумулятивный берег; 4 — границы фаций аллювия; 5 — центральная пойма; 6 — «притеррасная» пойма; 7 — прирусловая пойма; 8 — течение в основном русле;
9 — течение на пойме при высоких уровнях половодья

рукавах отмечается образование более мелких островов. Наносы
горных рек галечные или валунно-галечные.
По строению островов разветвления на рукава подразделяются
на аккумулятивные, скульптурные и скульптурно-аккумулятивные.
Аккумулятивные острова образуются на равнинных реках, в этом
случае весь остров сложен аллювием и образуется при аккумуляции речных наносов. Скульптурные острова появляются в горных
реках за счет выступа в русле скальных горных пород. Скульптурно-аккумулятивные острова в своем строении имеют ядро скальных пород, перекрытое толщей аллювия.
Прямолинейные русла формируются тогда, когда река протекает вдоль коренного выровненного берега. На равнинных реках
прямолинейные русла могут образоваться в результате спрямления излучин.
Пойма — часть днища долины, сложенная аллювием и затапливаемая во время половодий. Пойма образуется благодаря горизонтальным русловым деформациям. Она отсутствует на порожисто-водопадных руслах и в узких ущельях. Высота поймы определяется высотой половодья;,пойма реки Волги у Саратова имеет
высоту 12 м, у Волгограда — 7 м, у Астрахани — 2 м. Поймы возникают в результате развития боковой эрозии и расширения дна речной долины. В излучинах, как правило, вогнутый берег размывается, у выпуклого берега растет прирусловая отмель (рис. 23.3). Образовавшаяся отмель заливается водой только во время половодий.
269

В это время русловый аллювий (как правило, песок различной
крупности) перекрывается сверху более мелкими глинистыми отложениями — пойменным аллювием. Прирусловая отмель зарастает, образуется пойма. По мере отступления вогнутого и наращивания выпуклого берегов за счет причленения побочней образуется сегментно'-гривистая пойма, характерная для меандрирующих
рек. Она состоит из системы дугообразных гряд (грив), разделенных межгрядовыми понижениями. Относительная высота гряд колеблется от нескольких сантиметров до метра. Самая высокая ее
часть — прирусловая — сложена самым крупным для этой реки
аллювием, так как при выходе воды на пойму скорости течения
резко уменьшаются и откладывается более крупный материал. По
мере удаления от русла в центральной пойме откладывается менее
крупный материал, у террасы или коренного склона в притеррасном понижении — наиболее мелкий.
Поймы рек, разветвленных на рукава, образуются за счет наращивания осередков и островов и присоединения их к пойменным массивам, так возникает ложбинно-островная пойма. Повышения на пойме — это бывшие острова, ложбины — бывшие
протоки.
На прямолинейных участках рек могут существовать параллельно-гривистые поймы. Они обусловлены тенденцией реки смещаться все время в одну сторону. Тенденция может возникать благодаря действию силы Кориолиса или тектонических движений. Особенностью рельефа параллельно-гривистых пойм является чередование длинных параллельных друг другу гряд и межгрядовых
понижений.
В литературе встречается термин «обвалованная пойма»
(О.К.Леонтьев, Г.И.Рычагов, 1988). Вероятно, более правильно
говорить об обвалованных руслах. Образуются они при интенсивной аккумуляции аллювия, обусловленной снижением скоростей
потока при выходе реки на предгорную равнину. В результате
аккумуляции русло реки оказывается приподнятым над прилегающей равниной и ограниченным прирусловыми валами.
По строению толщи аллювия все поймы делятся на аккумулятивные, если вся пойма сложена аллювием, цокольные, если в
нижней части склона поймы выходят более древние породы, и
эрозионные, если слой аллювия на пойме очень небольшой. Эрозионная пойма носит название бечевник. Разрез поймы имеет характерное строение: в основании, на контакте с коренными породами залегает перлювий, представленный валунным, галечным или
гравийным материалом. Выше располагается русловый аллювий,
на равнинных реках он образован песком. Еще выше залегает пойменный аллювий, состоящий из супесей и суглинков. Иногда в
верхней части толщи залегает старичный аллювий, образованный
тяжелыми суглинками. Следовательно, толщу аллювия можно под270

разделить на несколько фаций*: в самом основании лежит-стрежневая фация (перлювий), состоящая из самых крупных обломков;
выше залегает русловая фация — пески с гравием и мелкой галькой. Еще выше располагается пойменная фация, здесь уже отлагается суглинок. И завершает разрез старинная фация аллювия (тяжелый суглинок).
В долинах рек развиваются несколько пойменных уровней. Низкая пойма располагается вдоль русла реки, имеет высоту до метра
и заливается при небольших подъемах уровня воды. Средняя пойма наиболее развита на реках. Она заливается во время ежегодных
половодий, ее высота соответствует средней высоте половодья на
данной реке. Высокая пойма заливается раз в 20—25 лет только
при самых высоких половодьях.
Выше уровня поймы в речных долинах формируются речные
террасы. Терраса — часть речной долины, сложенная аллювием и
вышедшая из-под действия половодья. Террасы представляют
собой площадки с уступами, вытянутые вдоль речной долины.
Террасы — древние поймы — свидетельствуют о том, что когдато река текла на более высоком уровне, но в результате тектонического поднятия бассейна реки или понижения базиса эрозии
произошло врезание территории, поймы перестали заливаться
во время половодий и превратились в террасы. Относительный
возраст террас определяется по отношению к урезу воды в реке:
первая терраса является самой низкой и молодой, чем выше терраса, тем она старше. Счет террас ведется снизу вверх: первая
надпойменная терраса располагается ближе всего к руслу реки,
выше нее располагается вторая надпойменная терраса и т.д. Высота террас отсчитывается от среднего уровня воды в реке (ординар), В строении террас различают площадку, уступ, бровку и тыловой шов.
Подобно поймам, террасы могут быть аккумулятивными, эрозионными и цокольными.
Аккумулятивными называются такие террасы, у которых весь
разрез сложен аллювием. Мощность аллювия может достигать
нескольких сотен метров, хотя нормальная мощность аллювия у
крупных рек составляет 20—30 м. Нормальная мощность высчитывается как сумма глубины плесов и высоты половодий. Большая
мощность аллювия свидетельствует о длительных тектонических
опусканиях, при которых происходило накопление Аллювия.
Цокольными террасами называются террасы с маломощным аллювием, залегающим на неаллювиальных отложениях или древнем аллювии.
Эрозионные террасы аллювия практически не имеют, однако их
поверхность имеет следы воздействия водного потока.
* Фация — от лат. fades — наружность, форма.

271

Рис. 23.4. Типы речных террас:
а — погребенные; б — вложенные; в — прислоненные; г — врезанные

При наличии нескольких террас соотношение их бывает различным, террасы могут быть прислоненными, вложенными, врезанными и погребенными (рис. 23.4). Прислоненные террасы образуются, когда каждый следующий врез доходит до коренных пород,
подошвы террас находятся на одном уровне. Если происходит
уменьшение амплитуды вреза, террасы как бы вкладываются друг
в друга, образуются вложенные террасы. Врезанные террасы формируются при постоянном тектоническом поднятии территории
и врезе, аллювиальная толща на такой террасе очень небольшая.
Все три террасы являются дневными, их поверхность видна на
поперечном профиле речной долины. Если идет интенсивная аккумуляция, терраса может быть погребена под более молодыми
отложениями и становится погребенной.
В долинах рек иногда наблюдаются структурные псевдотеррасы, они появляются в том случае, если в долине выходит более
прочный пласт горных пород.
К морфологическим типам речных долин относят теснины,
ущелья, каньоны, широкие ступенчатые долины равнинных рек
(рис. 23.5). На горных реках при интенсивном поднятии территории формируются теснины, ущелья и каньоны. Теснина — глубоко врезанная эрозионная форма с вертикальными склонами и
узким днищем, образованная в скальных горных породах. Ущелье
имеет V-образный поперечный профиль с более пологими склонами. Образуется чаще всего во влажном климате, склоны выполаживаются стекающими атмосферными осадками и склоновыми
процессами. Дно ущелья узкое, полностью занятое потоком. В аридных условиях при горизонтальном залегании горных пород разной плотности формируются каньоны. Они характеризуются ступенчатыми склонами, ступени создаются более прочными поро272

шшш
1—L_

г
Ммяи

'шшш
йШШ

Рис. 23.5. Типы речных долин:

а — теснина; б — каньон; в — ущелье; г — речная долина равнинной реки:
1 — русло; 2 — пойма; 3 — аккумулятивная терраса; 4 — цокольная терраса

273

дами. Сохранность вертикальных уступов обеспечивается низкой
относительной влажностью воздуха и малым количеством осадков. Все три долины отличаются большими уклонами, наличием
порогов и водопадов. Поперечный профиль таких долин симметричный. На равнинных реках образуется широкая ступенчатая речная долина с комплексом террас и поймой.
Довольно часто наблюдается асимметрия речных долин, один
склон оказывается более пологим, другой — имеет большую крутизну. Асимметрия речных долин — очень интересное явление,
оно наблюдается на горных и равнинных реках. Причины, вызвавшие асимметрию, можно разделить на несколько групп: тектонические, планетарные и обусловленные деятельностью экзогенных
процессов. Тектонически обусловленная асимметрия встречается
довольно часто. Если река протекает в пределах моноклинальной.геологической структуры, один борт у нее изначально крутой, другой —
пологий. Асимметрия может вызываться неотектоническими поднятиями. По теории А.А.Борзова — А.В.Нечаева, при неравномерном поднятии исходной ровной поверхности склон долины,
совпадающий с направлением уклона территории, будет разрушаться и выполаживаться быстрее. В результате возникнет асимметрия.
Асимметрия появляется и в том случае, если река заложилась по
сбросу, борта которого сложены разными по прочности породами.
Планетарные причины связывают развитие асимметрии с действием силы Кориолиса. По правилу Бэра — Бабине, в Северном полушарии реки подмывают правые берега, в Южном полушарии —
левые. Сила Кориолиса имеет небольшую величину, но действует
она постоянно, поэтому за длительные геологические отрезки времени эффект получается значительный. Асимметрия может возникнуть и в результате действия экзогенных агентов. Например,
асимметрия склона возникает из-за оползня, возникающего на
склоне. Наветренные склоны выполаживаются быстрее подветренных, значение может иметь и экспозиция по отношению к солнцу. Как правило, на крупных реках на первое место выступают
планетарные причины асимметрии, на небольших — экзогенные
факторы. Тектонические причины действуют повсеместно.
Долины чутко реагируют на изменение геологического строения территории. Участки, сложенные более прочными породами,
поток предпочитает огибать. Но иногда формируются сквозные (поперечные) долины: антецедентные и эпигенетические. Антецедентные (долины прорыва) образуются при тектоническом поднятии.
Тогда поток в уже сформированной речной долине вынужденно
прорезает растущее поднятие. В антецедентных долинах высота поймы и террас в месте локального поднятия резко увеличивается.
Эпигенетическая (наложенная) речная долина образуется в горизонтальных отложениях, перекрывших складчатые структуры. По
мере размыва горизонтальных слоев река проектируется на склад274

ки и прорезает их. В случае образования эпигенетической долины
на водоразделах могут сохраниться горизонтально залегающие породы, так как на водоразделах размыв происходит позже всего.
Существенное влияние на. морфологию долин оказывают состав и характер залегания горных пород. При горизонтальном залегании пластов и однообразном литологическом составе пород морфология долин практически не зависит от геологической структуры.
Такие долины называются нейтральными или атектоническими.
В областях с нарушенным залеганием пластов (складчатая, моноклинальная, глыбовая структура) одни долины обнаруживают
совпадение с простиранием тектонических линий (осей складок,
линий разломов), они называются «приспособившимися». Некоторые долины секут тектонические структуры под разными углами.
В зависимости от соответствия осей геологических структур и направления долин выделяют долины продольные, поперечные, диагональные. Продольные долины характеризуются однообразным продольным профилем, прямолинейным руслом. Поперечные и диагональные долины отличаются ступенчатым продольным профилем и четковидной долиной.
В зависимости от типа геологической структуры, в которых заложены продольные долины, различают долины синклинальные,
моноклинальные, антиклинальные, долины-грабены. Синклинальные
долины следуют направлению осей синклинальных складок. Они
характеризуются падением пластов к оси долины, поэтому отличаются большим количеством источников в днище долины, оползневыми процессами на склонах. Моноклинальные долины характеризуются падением пластов в одну сторону. Поперечный профиль таких долин асимметричен. Антиклинальные долины протягиваются вдоль осей антиклинальных складок и отличаются падением пластов от долины. При таком строении выходов подземных
вод в днище долины не наблюдается. Долины-грабены формируются в глыбовых или складчато-глыбовых горах.
Эрозионный рельеф характеризуется большим разнообразием
и зависит от геологических структур, тектонического режима и
физико-географических условий. Поскольку эрозионные формы
подвергаются воздействию других экзогенных агентов, правильнее говорить об эрозионно-денудационном рельефе. Различие физико-географических условий также находив свое отражение в
морфологии, следовательно, рельеф имеет черты зональности.
Выделяют долинно-балочный, овражно-балочный, куэстовый, плоскогорный рельеф, рельеф дурных земель. Долинно-балочный рельеф
характерен для возвышенных равнин южной части лесной, лесостепной и степной зон, сложенных суглинками и супесями. Общий облик рельефа — волнистая или увалистая равнина, образованная чередованием речных долин, балок и плоских водораздельных поверхностей (Общий Сырт).
275

Овражно-балочный рельеф развит в южной части лесостепной
и степной зон, сложенных рыхлыми породами (лессовидными
суглинками, лессами). Основными формами рельефа являются
овраги и балки, образующие сложные разветвленные системы
(южные части Подольской, Приволжской возвышенностей). Широко развит овражно-балочный рельеф в предгорьях у подножия
среднеазиатских гор.
Плоскогорный рельеф образуется при господстве горизонтальных структур. Овраги и балки закладываются по трещинам и территория приобретает вид «столовых стран» с плоскими вершинами и крутыми склонами.
Рельеф «дурных земель» (бедленд) отличается сложным расчлененным рельефом. Овраги располагаются близко друг к другу,
а водоразделы между ними образуют острые гребни. Такой рельеф
развивается в аридных условиях (Тянь-Шань). Куэстовый рельеф
формируется при моноклинальном залегании пластов и наблюдается в предгорьях.
В результате блуждания по днищу долины и аккумуляции реки
образуются обширные аллювиальные равнины.
23.2. Эоловые процессы и рельеф
Ветер, как любой экзогенный агент, производит разрушительную работу, транспортировку материала и аккумуляцию. Для
морфологического проявления эоловых процессов необходимо
незначительное количество атмосферных осадков, частые сильные ветры, разреженность растительного покрова, наличие рыхлого материала. Данные условия наиболее полно представлены в
тропических пустынях, где количество атмосферных осадков не
превышает 100 мм, и в пустынях умеренных и субтропических
широт. Следовательно, проявление эоловых процессов имеет черты зональности. Кроме того, эоловые процессы наблюдаются на
аккумулятивных песчаных берегах морей, на песчаных участках в
речных долинах. Систематическое поступление рыхлого незакрепленного песка на берега морей и рек благоприятствует деятельности ветра в любом климате.
В разрушительной работе ветра выделяют дефляцию — процесс
выдувания или развевания рыхлого материала, и корразию —
процесс обтачивания, шлифовки твердых пород обломочным
материалом, переносимым ветром. Ветровой поток обладает емкостью, мощностью и насыщенностью. Емкость — количество песка,
которое может переноситься при данной силе ветра, мощность —
реальное количество переносимого песка, насыщенность — отношение мощности к емкости. Чем меньше это соотношение, тем
больше дефляционная способность потока. При уменьшении емкости потока начинается образование аккумулятивных форм.
276

Рис. 23.6. Корразионные (л) и аккумулятивные (б) формы:
1 — бархан; 2 — дюна

Большие массы материала, переносимые песком, при соприкосновении с выходами скальных горных пород действуют как
абразивный материал. Обычно наибольшая концентрация обломочного материала наблюдается в приземном слое воздуха мощностью 1 м, поэтому максимальное обтачивание отмечается именно на этой высоте. В результате корразии образуются каменные
грибы, столбы, замки, ниши. Эрозионные ниши обычно вырабатываются в менее прочных породах — песчаниках, мергелях. Если
наблюдается чередование пород разной степени устойчивости,
то образуются грибовидные формы. Иногда формы напоминают
лица людей, статуи (рис. 23.6). Подобвде фигуры были обнаружены на планете Марс. Корразионныи рельеф носит название
«ажурных скал». Академик В. А. Обручев в 1906 г. описал в Джунгарии у подножия Кара-арат место, названное им «эоловым городом». Песчаники и пестрые глины под влиянием дефляции приобрели вид самых причудливых фигур («замок хана», «сфинкс»,
«наковальня»).
Дефляции подвергаются в основном рыхлые песчаные отложений. Воздействие ветра на скопление рыхлого материала приводит
к формированию котловин выдувания — округлых отрицательных
форм диаметром в сотни метров. На поверхности частично
277

закрепленных песков при ветрах переменных направлений образуются ячеистые пески — сочетание котловин выдувания и
перегородок между ними. При ветрах устойчивого направления
формируются лунковые пески. Иногда формы выдувания имеют
вид борозд, называемых ярданги (тюрк.). Они возникают в породах
разной степени устойчивости или при развеивании песков вдоль
дорог. В ряде случаев в процессе дефляции, действующей в комплексе с другими процессами, формируются котловины выдувания огромных размеров.
Дефляция приобретает катастрофические размеры при обработке сельскохозяйственных земель, если нарушаются приемы
правильной обработки земель. При этом теряется гумусовый горизонт, нарушается структурность почвы, в результате земли легко развеиваются. Количество выдуваемой почвы может достигать
сотен тонн с гектара.
В результате эоловой аккумуляции образуются самые разнообразные формы. В тропических пустынях при небольшом количестве осадков и отсутствии растительности образуются барханы. При
ветрах постоянных направлений начальная форма «песчаный щит»
преобразуется в эмбриональный бархан, несимметричный бархан
и барханные гряды, при муссонном характере ветров — в групповые барханы и барханные цепи. Если наблюдаются ветры разных
направлений, образуются пирамидальные барханы. Бархан — серповидная аккумулятивная форма, у которой концы ориентированы по направлению ветра, так как они движутся гораздо быстрее,
чем центральная часть. Скорость перемещения может достигать
12 м в месяц. Бархан — асимметричный холм, его подветренный
склон — крутой, с углом около 35°. Средняя высота барханов составляет 5 —8 м, крупные могут достигать высоты 40 м.
Во внетропических пустынях умеренных широт, где возрастает
количество осадков и произрастает растительность, образуются
грядовые пески. Простейшей эоловой аккумулятивной формой является «холмик-коса», образующаяся* при наличии препятствия,
например, растения. По мере накопления песка за препятствием
образуются сначала мелкие, а затем крупные гряды.
Во внепустынных областях, на берегах рек, морей, озер, где
волнение или течения поставляют песок на берег, формируются
дюны. При устойчивых пассатных ветрах их начальная форма —
приморский вал — быстро преобразуется в параболическую дюну,
затем появляется шпильковидная дюна и комплексные дюны. Если
дуют ветры переменных направлений, развиваются полукруглые
комплексные дюны, при ветрах разной направленности — крупные кольцевые дюны. Дюна — серповидная аккумулятивная форма, у которой концы направлены против ветра. Происходит
закрепление концов дюны растительностью и смачивание песка
стекающими атмосферными осадками. Следовательно, концы дюны
278

перестают двигаться. Самые крупные одиночные дюны встречаются редко, их высота может достигать 150 — 200 м. Они известны
в Дагестане, Сахаре, Средней Азии. В зарубежной литературе дюной называется любой песчаный холм.
В речных долинах, на террасах встречаются незакрепленные
песчаные формы — кучугуры (в Якутии — тукуланы), которые
связаны преимущественно с задержкой песка растительностью,
начинающей активно осваивать песчаную поверхность, или с развеиванием ранее закрепленных песков. С выносом пыли из пустынных областей и ее отложением связывают образование лессов.
Лессы распространены в Средней и Центральной Азии, Китае.
По агрегатному состоянию поверхностных отложений пустыни
подразделяют на песчаные — эрги, каменистые — хамады, глинистые — такыры. В каменистых пустынях обломки горных пород и
выходы коренных пород покрыты характерной блестящей коркой,
именуемой пустынным загаром. Образование пустынного загара
объясняется подтягиванием растворов солей по капиллярам, затем вода испаряется, а соль образует корку. Глинистые пустыни
сложены в основном лессом и лессовидными породами. Одной из
характерных особенностей глинистой пустыни являются такыры.
Это неглубокие впаданы с ровным днищем, покрытым плотной
глинистой коркой. Самые крупные такыры развиты по периферии
предгорных равнин. Часто на дне бессточных впадин в пустынях
формируются солончаки.
Отсутствие сплошного растительного покрова в пустынях, ливневый характер осадков способствуют интенсивному развитию
эрозионных форм. Местами сеть овражных форм настолько густа,
что территория приобретает вид «дурных земель». Для пустынь характерны сухие русла рек — крики, бессточные впадины, речные
долины, не доходящие до приемного бассейна и заканчивающиеся внутренними дельтами.
Наибольшее распространение пустыни имеют в тропическом
поясе — 17 млн км2, в субтропическом и умеренном поясе площади, занимаемые пустынями, примерно равны 7,4 и 7 млн км2
соответственно. Среди материков по распространенности пустынь
первое место занимает Евразия — 14 млн км2.
23.3. Криогенные процессы и рельеф
Криогенные (мерзлотные) формы» развиты в районах распространения многолетнемерзлых горных пород, но встречаются и в
областях сезонного промерзания грунта. Самые большие площади, занятые многолетней мерзлотой, располагаются в России и
Канаде. В России южная граница многолетней мерзлоты в европейской части примерно совпадает с Северным полярным кругом.
В азиатской части граница спускается до 60° с.ш., идет по 62° с.ш.
279

Рис. 23.7. Каменные полосы (а), кольца (б) и многоугольники (в)
до реки Енисей, где круто поворачивает к югу и уходит за пределы России. На Дальнем Востоке свободны от многолетней мерзлоты только юг полуострова Камчатка, Сахалин и восточная часть
гор Сихотэ-Алинь. Образование мерзлотных форм обусловлено криогенными процессами, связанными с промерзанием и протаиванием пород, содержащих воду. К криогенным процессам относятся: пучение и наледеобразование, криогенный крип, солифлюкция, морозобойное растрескивание, термокарст.
Согласно А.И.Попову, выделяются области преобладающей
денудации (горные районы), области относительной стабилизации (равнины, плато) и области преобладающей аккумуляции
(поймы, дельты рек).
В областях преобладающей денудации преимущественное развитие получают криогенное выветривание и склоновые процессы.
На плоских вершинных поверхностях, на междуречьях, сложенных скальными горными породами, в результате морозного выветривания скапливается обломочный материал, образуются каменные россыпи (каменные моря). На склонах при движении обломков возникают каменные реки — курумы. При морозном выветривании гранитов появляются столообразные формы, получившие
название кигилляхи. На склонах гор, сложенных скальными породами, в гольцовой зоне широко развиты нагорные террасы. Гольцы — это горные вершины округлой формы, поднимающиеся выше
границы леса и почти лишенные растительности. На склонах часто наблюдаются террасовидные площадки — нагорные, или гольцовые, террасы. Террасы образуются в результате совместного действия морозного выветривания и солифлюкции в областях континентального климата преимущественно в субарктическом поясе.
В областях относительной стабилизации, на горизонтальных поверхностях, сложенных смесью грубообломочного материала и мелкозема, в результате морозной сортировки образуется «структурный микрорельеф»: каменные кольца, многоугольники (рис. 23.7).
280

Их формирование обусловлено заложением морозобойных трещин
при промерзании деятельного слоя, вымораживанием к поверхности крупных обломков, вспучиванием мелкозема при замерзании. На поверхности обломки скатываются к подножию бугров
пучения или в трещины, образуя обрамление бугров и ячей. Размеры многоугольников варьируют от нескольких сантиметров до
3 м. На выровненных территориях, сложенных однородными малольдистыми породами, при морозобойном растрескивании формируются пятна-медальоны, они имеют округлую, иногда полигональную форму диаметром несколько десятков сантиметров.
Поверхность пятен-медальонов плоская или слегка выпуклая и
лишена растительного покрова.
В областях преобладающей аккумуляции благодаря морозобойному растрескиванию происходит развитие ледяных жид. Зимой
поверхность из-за сильных морозов трескается, летом в трещины заливается вода, которая затем замерзает. Грунт над жилами
выжимается вверх и в стороны, на поверхности образуется валиковый полигон. Высота валиков — несколько десятков сантиметров, ширина 1 —3 м, средний поперечник полигонов 15 — 25 м.
В геокриозоне часто встречаются бугры пучения с ледяным
ядром внутри — гидролакколиты (булгунняхи), образование их
связано с внедрением подземных вод между многолетнемерзлой
толщей и слоем сезонной мерзлоты. Высота гидролакколитов достигает 10 — 30 м.
При излиянии подземных или речных вод на поверхность возникают наледи. В первом случае наледь образуется при смыкании
сезонной мерзлоты с кромкой многолетнемерзлых пород. Грунтовые воды изливаются на поверхность и замерзают. Наледи на реках могут появиться при промерзании реки до дна на мелких участках. Особенно крупные наледи образуются в долинах горных рек,
площадь их достигает десятков квадратных километров. Гигантские наледи, перегораживающие русла рек, в Якутии называют
тарынами. Некоторые наледи сохраняются в поймах рек в течение
всего лета, гигантские наледй существуют годами. Например, в
горной системе Черского каждую зиму образуются наледи общей
•площадью 2297 км2. Большинство из них имеют площадь более
10 км2. В среднем течении реки Момы расположена самая большая наледь — Улахан-Тарын. Она имеет площадь 112 км 2 и мощность 6 м.
»
При деградации многолетнемерзлых пород наблюдаются термокарстовые явления — протаивание ледяных жил. На поверхности появляются западины — аласы, по берегам рек в результате
протаивания образуются термоэрозионные ниши. Аласы — котловикы с плоским днищем, их размеры колеблются от десятков метров до нескольких километров. Иногда аласы покрываются водой,
в этом случае возникают термокарстовые озера. Термоэрозионные
281

ниши формируются на берегах рек на уровне уреза воды. Многолетнемерзлые горные породы, слагающие берег, на контакте с
теплой водой протаивают и размываются, ниша растет в глубь
берега. Иногда глубина ниши достигает метра и более. Термоэрозионные формы часто образуются по трещинам полигональных
грунтов. Тогда на поверхности возникают байджерахи (якут.) —
останцы мерзлого Грунта, слагающего ядро полигона. Высота байджерахов достигает нескольких метров. Под руслами крупных рек
или под озерами многолетняя мерзлота может исчезнуть, возникают талики.
23.4. Гляциальные (ледниковые) процессы и рельеф
Ледниковые формы рельефа образуются в результате разрушительной работы ледника (экзарации) и аккумулятивной работы.
Современные ледниковые формы распространены в полярных и
горных районах выше климатической снеговой границы. Рельефообразующая деятельность ледников особенно возрастала в эпохи
оледенений. Древние, реликтовые ледниковые формы существуют в умеренных и субарктических широтах, в местах четвертичного оледенения.
В зависимости от соотношения приходной и расходной части
ледникового баланса выделяется несколько фаз в развитии ледника: наступление, стационарное положение и отступление.
С каждой фазой связаны определенные ледниковые формы. В фазу
наступления ледник производит активную экзарацию, образуя
экзарационные формы. При стационарном положении ледника и
при его отступлении и таянии возникаю? аккумулятивные формы
рельефа.
В горах экзарационная деятельность ледника приводит к возникновению кара — чашевидного понижения с крутыми стенками и пологовогнутым днищем. В понижении рельефа на склоне
горы, располагающемся немного выше климатической снеговой
границы, накопившийся снег может не растаять за лето. Снег постепенно превращается в фирн, а затем в лед. Из-за устойчивого
скопления льда начинается интенсивное морозное выветривание
на границе горная порода — лед. Вынос обломочного материала
осуществляется талыми ледниковыми водами. Разрастаясь, соседние кары сливаются и преобразуются в более крупную форму —
ледниковый цирк. При сближении стенок кара в рельефе сохраняется скалистый гребень — карлинг (рис. 23.8). Ярко выраженные
формы ледниковой экзарации наблюдаются в скальных породах,
в менее прочных породах кары и карлинги быстро выполаживаются склоновыми процессами. По мере накопления льда его масса
уже не умещается в каре и начинает медленно спускаться вниз по
склону, обычно по эрозионной форме.
282

Кар

Карлинг

Трог

Рис. 23.8. Последовательные стадии (а, б, в) развития ледникового
рельефа в горах (по О. К. Леонтьеву, Г. И. Рычагову, 1988)

Эрозионные долины, подвергшиеся воздействию ледника, приобретают корытообразную форму, их называют трогами. Для троговых долин характерна спрямленность, отполированность выступов твердых пород. Продольный профиль имеет поперечные скалистые пороги — ригели. Образование их связано с различным
литологическим составом и трещиноватостью горных пород. В поперечном профиле трогов выделяются своеобразные перегибы,
получившие название плечи трогов. Существуют разные взгляды
на образование плеч трога: это либо остатки речных долин, либо
более древние троги. Разрастание ледниковых цирков в стороны
и их слияние в условиях тектонического покоя и стабильности
климата приводит к возникновению выровненных участков —
эквипленов (от лат. aequus — равный, англ. plain — плоскость). Их
высотное положение определяется высотой климатической снеговой границы. Вттлейстоцене положение климатической границы неоднократно менялось либо из-за чередований эпох оледенений и межледниковых эпох, либо под влиянием тектонических
движений. Поэтому выровненные площадки создавались на разных уровнях.
На снежных и ледяных полях в областях питания ледников встречаются формы, получившие название «снега кающихся». Под влиянием инсоляции снежная масса приобретает вид многочисленных стоящих на коленях фигур в белом. Высота их может достигать
5 — 6 м.
Несомый ледником материал называется мореной, это несортированный материал, включающий крупные валуны и тонкие
суглинистые частицы. По месту образования выделяют поверхностную, боковую, срединную, донную, внутреннюю морены. Поверхностная и боковая морены образуются при падении материала
с бортов долины в результате камнепадов, осыпей, обвалов и
скопления его у краев ледника (боковая) или на поверхности
ледника (поверхностная). Попадая на поверхность ледника и постепенно перекрываясь выпавшим снегом, обломочный материал формирует внутреннюю морену. Донная морена возникает
при разрушении пород движущимся ледником. В местах таяния
ледника они проецируются друг на друга, создавая основную
морену.
В горах образуются небольшие по площади моренные покровы, у края ледника — несколько конечно-моренных гряд. Гряды
повторяют в плане очертания края ледника. При интенсивном таянии и отступлении ледника образуется несколько конечных морен, фиксирующих остановку при движении ледника. Морены,
оставленные отступающими ледниками в горных долинах, особенно боковые морены, залегающие на склонах, подвергаясь размыву водными потоками, часто приобретают форму «земляных
пирамид». Пирамиды представляют собой узкие конусы из морен284

ного материала, увенчанные на вершине более крупным валуном.
Земляные пирамиды образуют группы, располагаясь тесно одна
возле другой. Особый тип образуют напорные морены. Они возникают в результате давления наступающего ледника. При этом образуется складчатость, перемятость отложений. Такие нарушения
получили название гляциодислокации.
Древнее покровное оледенение занимало огромные пространства на территории Евразии и Северной Америки. Во время максимума распространения четвертичного оледенения оно покрывало более 40 млн км2 (около 30 % площади суши), почти в три
раза перекрывая площадь современного оледенения. Главным центром оледенения в Европе была Скандинавия, где мощность ледника достигала 2 — 3 км. Менее мощными центрами были Новая
Земля, Северный Урал. В Северной Америке центры оледенения —
кордильерский, лабрадорский. В плейстоцене на европейской
части России было несколько оледенений: окское, днепровское,
московское, калининское и осташковское, наиболее мощным было
днепровское. В последнее время число и возраст оледенений постоянно пересматривается: ряд исследователей выделяют единое
валдайское оледенение с двумя стадиями (калининской и осташковской), некоторые в нижнем плейстоцене выделяют донское и
окское оледенения, а в среднем плейстоцене два оледенения —
днепровское и московское.
В областях древнего оледенения выделяют зону преобладающей денудации и зону преобладающей аккумуляции. Это не
означает, что в области преобладающей денудации встречаются
только экзарационные формы; аккумулятивные формы тоже существуют, но площадь их распространения значительно меньше.
В зоне преобладающей денудации формируются сельги — скалистые гряды, образованные при ледниковой обработке выходов
коренных пород. Параллельно им существуют ванны выпахивания.
В настоящее время большинство ванн занято озерами, а сельги
превратились в острова. Подобный рельеф имеет наибольшее распространение в Европе — в Карелии и Финляндии, в Северной
Америке — на территории Канады. К экзарационным формам
относятся бараньи лбы — асимметричные холмы, образованные
коренными породами. Поверхность таких холмов отполирована ледником и имеет ледниковую штриховку. Скопление бараньих лбов
называется «курчавыми скалами». Речные долины в областях преобладающей денудации имеют невыработанный продольный профиль с большим количеством порогов. Наносы, как правило,
галечные или валунно-галечные, острова и осередки образованы
выходами скальных горных пород.
Зона преобладающей аккумуляции приурочена к краевой части покровного оледенения. Аккумулятивные формы наиболее
древних оледенений в рельефе практически не сохранились,
285

лучше всего видны формы московского, калининского и осташковского оледенений. В пределах московского оледенения,
южная граница которого проходила в окрестностях Москвы,
наблюдается холмисто-западинный рельеф основной морены,
представляющий собой сплошной покров ледниковых отложений. Участки с развитием конечно-моренных валов прослеживаются широкой полосой от Белорусской возвышенности до возвышенностей в верховьях Вычегды. Холмы имеют вид округлых
куполов с плоскими вершинами. Очень хорошо сохранились в
рельефе аккумулятивные формы калининского и осташковского
оледенения. Наиболее распространен холмисто-западинный
рельеф, представляющий собой сочетание моренных холмов
неправильных очертаний и разделяющих их западин. На этой
территории много озер, располагающихся в пределах западин.
В Финляндии, окрестностях Санкт-Петербурга сохранились
друмлины — асимметричные холмы, сложенные моренным материалом. В ряде случаев друмлины имеют ядро из коренных
пород. Образование друмлинов связывают с остановкой ледника перед выступом коренных пород и аккумуляцией материала
перед препятствием. Друмлины имеют длину 2 — 3 км и высоту
до 45 м. После исчезновения ледника территория подвергается
переработке эрозионными и склоновыми процессами. Происходит выполаживание склонов, заполнение западин. Возникают вторичные моренные равнины.
В пределах развития ледниковых форм рельефа распространены формы, созданные талыми ледниковыми водами — озы, камы,
долинные зандры9 зандровые равнины.
Озы — узкие длинные песчаные гряды, образование их связывают с деятельностью ледниковых потоков, текущих по поверхности или внутри ледника. Высота озов достигает 50 м, длина —
десятки километров. Интересно, что расположение озов совершенно не зависит от современного рельефа. Они могут пересекать
сельги, перегораживать озера.
Камы — пологие округлые холмы, сложенные песками с прослоями гальки и гравия. Считается, что накопление материала происходит в озере на поверхности ледника, при спуске озера материал проецируется на поверхность и образуется холм. Холмы имеют вид округлых куполов с плоскими вершинами, высотой от
2—5 м до 30 м.
У края ледника при аккумуляции песчаного материала, приносимого талыми ледниковыми водами, формировались зандровые равнины, Удаляясь от ледника, талые воды концентрировались в потоки, часто наследовали доледниковые долины и образовывали долинные зандры. Широкое распространение имеют
ложбины стока талых ледниковых вод. В современном рельефе это
плоскодонные понижения с пологими склонами.
286

23.5. Склоновые процессы и рельеф
Склон — поверхность, имеющая наклон более 2°, перемещение материала на которой происходит под действием силы тяжести. ,На долю склонов приходится более 80 % всей поверхности
суши. Силе тяжести на склонах противостоит сила сцепления час-*
тиц между собой и с подстилающими невыветрелыми породами.
Если сила тяжести превышает силу сцепления, начинается перемещение материала вниз по склону. Склоновые процессы обусловливают удаление, перемещение и аккумуляцию отложений,
т. е. образование как выработанных, так и аккумулятивных форм
рельефа.
По крутизне склоны делят на весьма крутые (более 45°), очень
крутые (29—45°), крутые (15 — 29°), средней крутизны (10—15°),
пологие (5—10°) и весьма пологие (2 — 5°).
По длине выделяют склоны длинные (более 500 м), средней длины
(от 500 до 50 м) и короткие (менее 50 м). Длиной определяется
количество влаги, попадающей на склон.
По форме склоны могут быть прямыми, вогнутыми, выпуклыми и
ступенчатыми (рис. 23.9). В.Пенк считал, что форма склона определяется рельефообразующими процессами, а иногда позволяет судить о характере взаимодействия эндогенных и экзогенных сил.
Склоны возникают в результате деятельности эндогенных и
экзогенных сил. Склоны эндогенного происхождения образуются
в результате тектонических движений, магматизма, землетрясений.
Среди склонов экзогенного происхождения можно выделить склоны, созданные текущими водами — флювиальные, ледниками —
ледниковые, подземными водами, морями и т.д. Склоны, созданные эндогенными и экзогенными процессами, могут быть образованы за счет выноса материала со склона, в этом случае они
называются денудационными. Если наблюдается аккумуляция отложений на склонах, то образуются аккумулятивные склоны.
По особенностям склоновых процессов выделяют следующие типы
склонов.
с
1. Склоны собственно гравитационные. На склонах крутизной
более 35° под действием силы тяжести обломки скатываются к подножию. Так образуются обвальные, осыпные и лавинные склоны.

Рис. 23.9. Формы профилей склонов:
а — прямой; б — выпуклый; в — вогнутый; г — ступенчатый

287

Обвал — процесс отрыва от массы горной породы крупных
глыб и скатывания их вниз к подошве. Образованию обвала способствует возникновение трещин или системы трещин. К морфологическим формам склона относятся стенки срыва и скопление материала у подножия. Следовательно, в верхней части склона
формируется денудационный, в нижней части — аккумулятивный склон. Стенки срыва — ровные поверхности, совпадающие
с плоскостями разломов и границами пластов. Они наблюдаются
на крутых склонах, иногда над ними нависает карниз. Для аккумулятивной части склона характерен бугристый рельеф, размер
обломков достигает десятков метров. Особенно часты обвалы в
горах, объем обрушившегося материала может достигать 2 км 3
(р. Мургаб, Западный Памир). По данным А. Герхарда, объем
обвалов в Альпах составлял 15 км3, площадь, занятая обвалом, —
49 км2.
Осыпание — скатывание рыхлого материала вниз к подножию.
У классически выраженной осыпи выделяют осыпной склон, лоток — канал, по которому скатывается материал, и конус осыпи.
Осыпной склон сложен обнажившейся породой, подвергающейся выветриванию. Выветрелый материал, скатываясь по лотку, образует у подножия склона аккумулятивную форму — конус осыпи.
Формирующиеся в результате осыпей отложения называются коллювием. Коллювий отличается плохой сортированностью, наиболее крупные обломки скатываются к подножию осыпей.
Лавины — снежные массы, скользящие вниз по склону. Лавины —
характерная особенность горных склонов, на которых формируется устойчивый снежный покров. Г. К. Тушинский выделяет три типа
лавин: осовы, лотковые лавины и прыгающие. Осов — соскальзывающий широким фронтом снег. При осовах движется слой снега
толщиной 30—40 см. Лотковая лавина движется по фиксированному руслу — лотку. В форме склона, по которому смещаются лотковые лавины, хорошо видны лоток и конус выноса. Лавинные
лотки — это крутостенные врезы с отшлифованными склонами,
без растительности. Конусы выноса состоят из снега и обломочного материала. Прыгающие лавины образуются тогда, когда в
русле, по которому движется лавина, есть отвесный карниз.
2. Склоны блоковых движений. К ним относятся оползневые склоны и склоны отседания. Оползание — движение блока горных пород с ненарушенной структурой. Оползни образуются, когда водопроницаемые породы подстилаются глинами, причем наклон
глин должен соответствовать наклону склона, кроме того, должны быть выходы грунтовых вод. Водоупорный горизонт служит поверхностью скольжения, по которой происходит скольжение блока. Возникают оползни на склонах крутизной более 15°.
В форме оползневого склона выделяют оползневый цирк, имеющий вид стенки срыва, оползневый блок, напорный оползне288

Рис. 23.10. Схематический
поперечный профиль
оползня:

1
2

1 — первоначальное положение склона; 2 — ненарушенный склон; 3 — оползневый
блок; 4 — поверхность скольжения; 5 — площадка оползневой террасы; 6 — стенка
срыва оползневого тела; 7 —
напорный оползневый вал;
8 — урез реки

вый вал (рис. 23.10). Оползневой материал называется деляпсием.
При оползании порода частично дробится, превращается в бесструктурную массу. Размеры оползней варьируют от десятков до
сотен тысяч кубометров. Оползни, имеющие напорный вал у подножия, называются детрузивными (толкающими), в отличие от
деляпсивных, свободно соскальзывающих к урезу реки. Оползни
образуются как в горах, так и на равнинах, где они приурочены к
берегам рек, морей, озер.
Склоны отседания по условиям образования близки к блоковым оползням. Они часто встречаются в Карпатах, Хибинах, на
Среднесибирском плоскогорье. Отседание возможно на крутых
склонах, сложенных скальными породами, подстилаемыми осадочными породами, способными к пластическим деформациям.
Деформации пород способствуют образованию расширяющихся
трещин. Рост трещин приводит к отделению и дроблению блоков.
На склонах образуются «рвы отседания» — трещины, идущие параллельно склону и имеющие длину сотни метров.
3. Склоны массового смещения чехла рыхлого материала. К ним
относятся солифлюкционные и дефлюкционные склоны. Солифлюкция — течение материала, насыщенного водой, по поверхности многолетнемерзлых горных пород. Она протекает в деятельном
слое слое сезонного промерзания и оттаивания. Грунт при оттаивании сильно насыщается водой и приобретает способность течь
по уклону по поверхности многолетней мерзлоты. Солифлюкция
может происходить на склонах с углом наклона 2 — 3°. В результате
течения грунта образуются солифлюкционные террасы, языки. Солифлюкция в основном наблюдается в районах распространения
многолетнемерзлых горных пород. В умеренных широтах ее можно
наблюдать ранней весной, когда сезонная мерзлота еще сохраняется. По склонам начинает течь насыщенный талой водой грунт.
\Цефлюкция (крип) — движение частиц грунта на пологих склонах, покрытых растительностью. Смещение происходит со скоростью 1 мм в год на склонах крутизной до 10°. Процесс объясняется
10 Савцова

289

изменением объема грунта при замерзании воды (мерзлотный
крип), колебаниями температуры (температурный крип), влажности, другими причинами. Механизм перемещения материала
заключается в следующем. Частица грунта при нагревании расширяется. Находясь на наклонной поверхности, она испытывает действие силы тяжести. При расширении центр тяжести частицы смещается; выведенная из состояния равновесия частица успевает
переместиться вниз по склону. При понижении температуры частица опускается не на первоначальное место, а ниже по склону.
Если скорость движения частиц вниз по склону немного выше,
на склоне могут наблюдаться разрывы дернины. Тогда масса материала смещается уже не в виде сплошного слоя, а отдельными
блоками. Этот процесс называется децерацией. О наличии процесса децерации свидетельствуют разрывы дернины на склоне и микроступенчатость профиля.
4. Склоны делювиальные. На делювиальных склонах смещение
материала происходит в результате стока дождевых и талых вод в
виде тонких струек, густой сетью покрывающих весь склон. Смытый материал аккумулируется у подножия склона, формируя отложения, называемые делювием. Делювий, как правило, представлен суглинками и супесями. Делювиальный смыв приводит к уничтожению верхнего, самого плодородного слоя почв. Интенсивность
смыва зависит от крутизны и длины склона, растительного покрова, режима осадков. В лесу или на территориях с мощной дерниной
смыв прекращается. На распаханных склонах даже при небольшой
крутизне в 3° смыв идет очень интенсивно. Подсчитано, что при
интенсивности осадков 2 мм/мин и общем количестве 120 мм за
один дождь, объем смытого материала достигал 47 т с 1 га.
23.6. Карстовые процессы и рельеф
Карст — процесс выщелачивания горных пород водой. С другой стороны, карст — совокупность специфических форм рельефа, созданных при растворении горных пород водой. К растворимым породам относятся карбонаты (известняк, мел, доломиты),
сульфаты (гипс, ангидрит), хлориды (каменная соль). Лучше всего растворяются хлориды, но их месторождений не очень много;
поэтому соляной карст развит сравнительно слабо. Наиболее широко распространены известняки и доломиты, и хотя они слабо
растворяются водой, именно формы известнякового карста получили наибольшее развитие и, следовательно, хорошо изучены.
Главным условием растворимости известняка является наличие
углекислого газа С0 2 в воде, т.е. агрессивность воды. Источники
С0 2 — разложение органических остатков, атмосфера, поступление С0 2 из недр в областях вулканической деятельности. К не менее важным условиям растворимости известняков относятся их
290

мощность и чистота (в этом случае широко развиты формы поверхностного и подземного карста), слабый наклон территории (медленное стекание способствует растворению пород), наличие многолетней мерзлоты (мерзлота препятствует проникновению воды в
карстовые породы). На растворимость пород оказывает влияние
структура и трещиноватость известняков. По трещинам вода легче
проникает в карстовый массив, благодаря чему процесс протекает
более интенсивно. Кроме того, мелкозернистые известняки растворяются гораздо лучше, чем известняки-ракушечники или грубообломочные известняки. Определяющее влияние на растворимость
пород оказывает климат, т.е. температурный режим, количество и
характер выпадения осадков. Растворимость газа возрастает в холодной воде, поэтому в умеренных широтах наиболее интенсивно карст
развивается весной. В тропических широтах интенсивность карста
объясняется большим количеством органических кислот в воде.
Гидрогеологические условия, т. е. особенности циркуляции подземных вод, оказывают заметное воздействие на скорость и особенности протекания карста. В карстовой области выделяются три
структурных этажа, различающиеся по гидрогеологическому режиму и особенностям проявления карста. Верхняя зона охватывает толщу породы от поверхности до зеркала грунтовых вод. Это
зона аэрации, где вода движется вертикально, по трещинам. Ниже
залегает зона периодически полного насыщения. Она определяется сезонной миграцией уровня грунтовых вод. Циркуляция воды
может быть как горизонтальной, так и вертикальной. Это зона
наиболее активного проявления карста. Третья зона располагается
еще более глубоко и называется зоной постоянного полного насыщения. Циркуляция воды в ней горизонтальная и карст здесь не
развивается. Различие гидрогеологических условий зон карстовых
областей сказывается на режиме источников. Для зоны аэрации
характерны временные источники, вода в них появляется после
дождей или снеготаяния. В зоне, периодически полного насыщения источники тоже временные, но дебит их значительно больше.
Зона постоянного полного насыщения отличается мощными постоянными источниками.
В зависимости от того, выходят ли карстующиеся породы на
поверхность или они перекрыты сверху некарстующимися породами, различают голый и покрытый карст. Некоторые исследователи (Н.А. Гвоздецкий) выделяют еще задернованный и погребенный карсты. Наибольшее развитие поверхностных форм соответствует голому карсту, а подземных форм — покрытому.
К формам поверхностного карста относятся карры, карровые
поля, воронки поверхностного выщелачивания, просасывания и
пройальные, увала, полья. Дождевые и талые воды, стекая по поверхности известняка, разъедают стенки трещин. В результате образуются борозды с острыми гребнями — карры. Глубина борозд
291

может достигать 2 м. Покрытые каррами пространства называются
карровыми полями. Карры могут возникнуть на берегах морей при
воздействии прибоя на растворимые горные породы. При просачивании воды на поверхности возникают воронки.
В голом карсте развиваются воронки поверхностного выщелачивания, так как растворяются лежащие на поверхности породы.
В покрытом карсте образуются воронки просасывания, так как
растворение сопровождается суффозией — механическим выносом нерастворимых частиц водой через трещины в карстовых
породах, располагающихся нйже.
Еще. один вид воронок — воронки провальные, они возникают
при обрушении кровли пород над карстовой полостью. Воронки,
сливаясь, образуют слепые овраги или формы причудливых очертаний — увала. Увала достигают 700 м в диаметре при глубине до
30 м. Максимальное развитие карстовых форм на поверхности приводит к формированию полья — обширной котловины с плоским
дном с отдельными небольшими карстовыми останцами. Полья
могут иметь площадь в сотни квадратных километров (Попово
полье имеет площадь 180 км2). Существует несколько гипотез образования польев. Некоторые исследователи считают, что полье —
конечная стадия развития карста. В этом случае процесс растворения доходит до нерастворимых горных пород и прекращается. Другие ученые считают, что полье может образоваться, в результате
обрушения свода над подземной рекой. Тектоническая гипотеза
связывает формирование полья с тектоническими процессами.
Считается, что полье — это грабен с проявлениями карста.
При растворении известняков всегда остается нерастворимая
часть, представленная глинистыми частицами красного цвета. Этот
материал образует своеобразную кору выветривания — терра росса (красная земля). Значительное накопление глинистого материала обеспечивает прекращение карста.
К формам подземного карста относят поноры, колодцы, шахты, магистральные каналы, пещеры. При вертикальной циркуляции воды процесс растворения приводит к образованию поноров —
каналов, которые возникают при растворении стенок трещин. По
мере расширения поноры превращаются в колодцы и шахты. Вертикальные карстовые шахты называются пропастями или провалами, они могут достигать большой глубины — свыше 1600 м.
Шахты нередко проходят по зонам трещиноватости карстующихся пород. При достижении уровня фунтовых вод начинается горизонтальное движение воды и процесс растворения приводит к
формированию магистрального канала и пещер. Пещерами называются разнообразные подземные полости, образующиеся в карстовых областях и имеющие один или несколько выходов на поверхность. Если пещера имеет один выход, она называется слепой,
если два — проходной.
292

Пещера, у которой основная полость находится выше входа,
будет теплой, так как теплый воздух заходит в пещеру и поднимается вверх, заполняя ее. Если полость находится ниже входа,
образуется холодная пещера, в ней застаивается холодный воздух.
В некоторых пещерах накапливается лед, такие пещеры называются ледяными, например Кунгурская на Среднем Урале.
К аккумулятивным подземным формам карстового рельефа относятся сталактиты — натечные формы, растущие сверху; сталагмиты, растущие снизу; при их слиянии образуются сталагнаты и известняковые занавеси. Образование натечных форм объясняется отложением карбоната кальция при выходе воды в подземную полость в связи с изменением температуры и давления.
При выходе подземных вод на поверхность формируются натечные известняковые (травертиновые) террасы.
Самой грандиозной карстовой формой является этажный карст —
система горизонтальных карстовых галерей. Подобные формы возникают в результате тектонического поднятия территории. Тогда
уровень грунтовых вод понижается и процесс растворения начинается на новом, более низком гипсометрическом уровне.
Карстовый процесс в разных широтах характеризуется своеобразными формами. В экваториальных широтах и во влажных тропиках развит башенный тропический карст. Из-за большой скорости растворения шахты и колодцы быстро достигают некарстующихся пород и начинается растворение сбоку. Этому процессу
способствует затопление равнин во время тропических ливней. Формируются куполовидный, затем башенный, конический, котловинный
карсты. По мнению И. С. Щукина, эти типы генетически связаны
и представляют собой разные стадии в формировании карста. Иногда от карстового массива остаются только отдельные останцы. Куполовидный карст характеризуется скоплением куполов, разделенных вогнутыми седловинами. Относительная высота куполов достигает 100 —150 м. Купола могут отделяться друг от друга крутостенными ущельями, называемыми карстовыми переулками. По периферии куполовидного карста формируется башенный карст. Здесь
башни или столбы располагаются далеко друг от друга, отделяясь
выровненными плоскими поверхностями. Конический карст отличается от башенного формой останцов. Склоны конусов становятся пологими и расстояние между останцами возрастает.
Котловинный карст отличается развитием вогнутых карстовых
котловин, отделенных известняковыми гребнями.
В засушливых районах широко распространен псевдокарст, обусловленный изменением объема лессов при намокании. На поверхности возникают котловины, по внешнему виду напоминающие
карстЬвые. В субтропических широтах развит классический голый
карст, характеризующийся как поверхностными, так и подземными формами. В умеренных широтах существует покрытый карст,
293

когда карстующиеся породы сверху перекрыты некарстующимися
породами (в основном мореной).
В субарктических широтах карст практически не развит из-за
высокого положения уровня грунтовых вод и наличия многолетнемерзлых горных пород. Однако наблюдается термокарст — формы рельефа, связанные с протаиванием многолетней мерзлоты.
23.7. Береговые процессы и рельеф
Берег — узкая зона, в пределах которой происходит взаимодействие суши и моря. К процессам, формирующим берег, относятся волнение, течения и приливо-отливные явления. Береговая
зона состоит из собственно берега — его надводной части и подводного берегового склона. Нижней границей берега является глубина, равная половине длины волны, именно на этой глубине
начинается воздействие волны на берег. Верхней границей является линия, проведенная по вершинам заплесков волн. Побережье —
полоса суши, включающая современные и древние береговые линии.
Основным процессом, определяющим своеобразие форм берегового рельефа, является волнение. Волна производит разрушительную и аккумулятивную работу в береговой зоне, обусловливая развитие абразионных и аккумулятивных форм. Разрушительная работа волн называется абразией. Различают механическую,
химическую и термическую абразию. Механическая абразия — это
разрушение пород под действием ударов волн и прибоя и бомбардировки обломками. Химическая абразия проявляется при растворении пород морской водой. Термическая абразия — разрушение
берегов, сложенных мерзлыми породами, в результате отепляющего влияния морских вод.
Преобладание абразии или аккумуляции в береговой зоне зависит от крутизны берега и свойств пород, его слагающих. На
крутом склоне, сложенном прочными скальными горными породами, преобладают абразионные формы рельефа. В этом случае
волна с большой энергией воздействует на берег, и на уровне
береговой линии образуется волноприбойная ниша. Дальнейшее ее
углубление вызывает обрушение карниза и выработку вертикального уступа — клифа. По мере отступания клифа в сторону берега,
у его подножия нарастает площадка — бенч. Бенч начинается у
подножия клифа и продолжается ниже уровня моря, при отливе
бенч может осушаться (рис. 23.11). Скорость абразии на берегах,
сложенных глинами, мергелями, может достигать нескольких метров в год.
На отмелых берегах образуются аккумулятивные формы, их своеобразие зависит от угла подхода волны к берегу. Выделяют поперечное и вдольбереговое перемещение наносов. Если волна
подходит перпендикулярно к берегу, образуется поперечное пе294

ремещение наносов. Постепенно берег, сложенный наносами
одинаковой крупности, приобретает форму динамического
равновесия. Происходит это следующим образом. На глубине,
равной половине длины волны,
начинается воздействие волны
на берег. Перевес прямых скоростей (к берегу) еще невелик
по сравнению с обратными. Но
поскольку частица находится на
наклонной поверхности, она
немного смещается вниз по
склону. Чем ближе к берегу, тем
прямые скорости больше, в нейтральной точке они становятся
равными обратным скоростям.
В нейтральной точке частица совершает только колебательные
движения. Выше по склону частица будет перемещаться к берегу, обусловливая накопление
материала на берегу, ниже нейтральной точки будет наблюРис. 23.11. Абразионный берег:
даться вынос материала вниз по
склону. При поперечном пере- а — схема: 1 — клиф; 2 — волноприбойная ниша; 3 — бенч; 4 — аккумумещении наносов материал до- лятивная
терраса; б — клиф и бенч
ставляется к берегу со дна ii
морского берега
представляет в основном песок, ,
гальку, ракушку. К формам рельефа, образованным поперечным
перемещением наносов, относятся подводные береговые валы,
подводные и островные бары, пляжи и террасы. На глубине Х/2
начинается разрушение волны, в зоне забурунивания на дне накапливается материал, возникает аккумулятивный подводный береговой вал. Подводных валов может быть несколько, они располагаются параллельно друг другу и берегу. Высота валов достигает
1 — 4 м при длине до нескольких километров. Образование нескольких рядов подводных береговых валов объясняется подходом волн
различной длины, поэтому забурунивание их наблюдается на разной глубине. При накоплении материала валы преобразуются в
подводные бары. Гребень подводного бара может оказаться на поверхности, в этом случае бар становится островным и представляет? собой цепочку островов, тянущихся вдоль берега. Считается,
что островные бары могут возникнуть только в случае изменения
Уровня Мирового океана. Бары протягиваются на сотни километ295

Рис. 23.12. Схема образования простейших береговых аккумулятивных
форм (по В.П.Зенковичу):
1 — заполнение входящего угла контура берега; 2 — огибание выступа берега;
3 — внешняя блокировка; v — скорость перемещения наносов

ров вдоль низменных морских берегов и отделяют от моря прибрежную акваторию, называемую лагуной. Подножия баров располагаются на глубине 10 — 20 м, над водой они вздымаются на
5 —7 м. Бары очень распространены на морских берегах, 10 % береговой линии приходится на берега, окаймленные барами.
На надводной части берега при поперечном перемещении наносов формируется пляж. По морфологическим признакам выделяются пляжи полного и неполного профиля. Пляж полного профиля образуется на свободном пространстве. Тогда пляж имеет
вид берегового вала с пологими склонами. Пляж неполного профиля формируется у подножия уступа, он имеет один склон, обращенный в сторону моря. Если уровень моря понижается, пляж
преобразуется в аккумулятивную морскую террасу.
При подходе волн к берегу под углом меньше 90° формируется
вдольбереговой поток наносов. Наносы перемещаются вдоль берега в сторону тупого угла и состоят из продуктов разрушения берегов и поставляемого к берегу речного аллювия. Оптимальный угол
подхода волны к берегу составляет 45°. При таком угле подхода
переносится максимальное количество наносов. При изменении
контура берега интенсивность поступления материала оказывается избыточной и начинается аккумуляция (рис. 23.12). У вогнутого
берега в вершинах заливов образуется аккумулятивная терраса.
Поскольку форма рельефа на всем своем протяжении примыкает
к берегу, она называется примкнувшей. При огибании выступа берега скорость перемещения материала падает, в этом месте образуется аккумулятивная форма — коса. Коса причленяется к берегу
только одной частью, окончание ее остается свободным. Такая
форма называется свободной. На участке берега, защищенном островом, аккумуляция материала приводит к появлению томболо
(перейми). Если берег защищен со стороны моря далеко выступающим мысом, у входа в залив образуется пересыпь. В ходе роста
296

пересыпь может достигать противоположного берега и перегораживает залив. В этом случае аккумулятивная форма называется
замыкающей.
В зависимости от очертаний береговой линии и комплекса процессов, происходящих на берегах, они подразделяются на несколько типов.
1. Первичнорасчлененные берега, слабо измененные морем (ингрессионные). Расчленение берега создано неволновыми процессами, морские воды только заполняют понижения рельефа. К таким берегам относятся фиордовые — возникшие при затоплении
ледниковых, троговых долин, шхерные — образующиеся при затоплении рельефа «курчавых» скал (бараньих лбов). Подобные
берега характерны для Скандинавии, северных берегов Канады,
тогда как шхеры развиты в Балтийском море. Риасовые берега возникают при затоплении морем устьев горных рек, к таким берегам относится побережье Пиренейского полуострова. Далматинские берега образуются при затоплении морем отрицательных
складчатых структур, параллельных берегу. При этом возникают
цепочки островов, тянущихся вдоль берега, и длинные узкие
заливы. Такой берег характерен для Адриатического моря. Лиманные берега образуются благодаря затоплению устьевых частей речных долин на низменных прибрежных равнинах. Типичные лиманы характерны для рек Дон и Днепр.
2. Неволновые берега. Подобные берега создаются приливами,
реками, организмами, склоновыми или тектоническими процессами. К приливным берегам относятся ватты — они затопляются
дважды в сутки самым низким квадратурным приливом, марши —
затопляются редко, только высокими сизигийными приливами.
Отложение большого количества аллювия на берегах обусловливает создание дельтового берега. Крупные дельты есть у рек Лены,
Волги, Нила. На побережьях тропических морей активная роль в
формировании берегов принадлежит организмам, особенно
кораллам. Здесь образуются органогенные коралловые берега. В тектонически активных зонах могут образоваться тектонические
берега, иногда тектоника активизирует склоновые процессы,
и тогда образуются осыпные и обвальные берега.
3. Собственно волновые берега. Выровненные абразионные берега возникают там, где активно идет абразия. Как правило, это
берега крутые, сложенные легко размываемыми горными породами. Вследствие большой скорости отступания берега быстро
выравниваются, образуя выровненный абразионный берег. Выровненные аккумулятивные берега характерны для отлогих подводных склонов. На этом берегу на первое место выходит процесс аккумуляции. К переходным типам берегов относятся бухтовый, лагунный берега. На бухтовых берегах на мысах наблюдается абразия, в заливах — аккумуляция. На лагунном берегу еще не
297

закончилось отчленение лагуны нарастающей косой, следовательно, формирование выровненного аккумулятивного берега
продолжается.
23.8. Биогенные процессы и рельеф
Рельефообразующая роль организмов велика и разнообразна.
Растительный мир оказывает воздействие на горные породы. Корни растений проникают в почву и коренные породы, разрушают
их, подготавливая материал для воздействия экзогенных агентов. Благодаря выделению органических кислот происходит химическое выветривание. Прикрепленные к субстрату растения,
казалось бы, лишены возможности создавать формы рельефа,
однако под действием других экзогенных процессов они способствуют возникновению специфических форм. Примером могут служить выворотни — большие ямы и бугры, образующиеся
при падении деревьев. После прохода урагана, площадь распространения выворотней может достигать нескольких квадратных километров.
Роль растений проявлялась в создании пластов каменных углей, заполнявших понижения в рельефе. В наше время этот процесс наблюдается при накоплении торфа. Массы торфа, заполнившие озеро, вполне сопоставимы с дельтовыми отложениями.
К фитогенным формам относятся бугры, гряды, кочки в заболоченной местности.
Рельефообразующая роль животных более разнообразна. Микроорганизмы и роющие животные перерабатывают минеральную
массу горных пород, разрыхляя ее, образуя многочисленные ходы,
полости и пустоты. Наземные животные, передвигаясь по поверхности, вытаптывают тропинки даже в твердых горных породах.
Они могут столкнуть камни с крутых склонов, образуя камнепады, нередко становятся причиной схода снежных лавин. Наземные животные создают за счет выбросов из нор холмики, иногда
большие бугры и ямы. В саваннах широко распространены термитники, представляющие собой сооружения высотой до 3,5 м. В умеренных широтах в лесах часто можно встретить огромные муравейники. Животные могут повлиять на активизацию экзогенных
процессов. В местах нарушения растительного покрова на склонах
начинается эрозия, на вытоптанных участках происходит развевание песков. Бобровые плотины могут перегородить русло реки и
вызвать наводнение и заболачивание поймы.
Примером очень крупных форм, создаваемых живыми организмами, являются коралловые постройки. Аккумулятивные формы, построенные из кораллового известняка, называются коралловыми рифами. Различают окаймляющие, или береговые, рифы, барьерные рифы и атоллы. Окаймляющие рифы располагаются не298

посредственно у берега. Барьерные рифы удалены от берега на
значительные расстояния и имеют вид известняковых гряд. Крупнейшим барьерным рифом является Большой Барьерный риф у
Австралии, его длина более 2000 км. Если риф формируется у
небольшого погружающегося острова, то он по мере накопления
кораллового известняка преобразуется в атолл или кольцевой риф.

Глава

РЕЛЬЕФ З Е М Л И
24.1. Общие закономерности формирования рельефа Земли
Площайь поверхности Земли равна 510 млн км2. На долю Мирового океана приходится 70,8%, или 361,06 млн км2, на долю
суши — 29,2 %, или 149,02 млн км2.
Вода и суша распределены на Земле неравномерно. Суша сосредоточена в основном в Северном полушарии; здесь она занимает 39 % всей поверхности, тогда как в Южном полушарии суша
занимает всего 19 % поверхности.
Рельеф Земли подразделяют на шесть материков и пять океанов. С 1996 г. по решению комиссии по географическим названиям
выделяют Южный океан (границы его варьируют от 37° ю.ш. до
48° ю.ш. на разных меридианах). С. В. Калесник выделял семь материков (отдельно Европу и Азию). Площадь океанов приведена в
разделе «гидросфера». Материк — изостатически уравновешенный
массив материковой земной коры, имеющий структурное ядро в
виде древней платформы, к которому примыкают более молодые
складчатые структуры.
Материк
Евразия
Африка
Северная Америка
Южная Америка
Антарктида
Австралия (без Океании)

Площадь, млн км2
53,45
30,30
24,25
....18,28
13,97
7,70

Кроме понятия «материк» в литературе существует сложившееся в процессе культурно-исторического развития понятие «часть
света». Частей света тоже шесть. На материке Евразия две части
света — .Европа и Азия. Два материка Нового света — Северная
Америка и Южная Америка — образуют одну часть света.
Обобщенный профиль земной поверхности показывают с помощью гипсографической кривой (рис. 24.1). Часть ее, относящуюся к океану, называют батиграфической кривой. На гипсографи299

Средняя высота суши I
Срединные хребты

[

Средняя глубина,
океана 3800 м

Ррвого
Океанские
желоба

200
Площадь, км

зоо
2

Рис. 24.1. Гипсографическая кривая суши и батиметрическая кривая
океанического дна

ческой кривой видно преобладание на суше высот менее 1000 м,
а в океане — глубин от 3000 до 6000 м. Высокие горы и желоба
занимают очень мало места на Земле. Средняя высота суши
составляет 875 м. Средняя глубина океана 3790 м. Уровень выровненной поверхности земной коры, т.е. твердой поверхности без
океана, расположился бы на 2430 м ниже уровня океана. Если
поверх этого поместить всю воду Мирового океана, его уровень
будет на 250 м выше современного. Этот уровень принимают за
средний уровень физической поверхности Земли.
На Поверхности Земли материки образуют два ряда: экваториальный — Африка, Австралия, Южная Америка, и северный — Северная Америка, Евразия. Вне рядов остается Антарктида. Положение материков отражает историю развития литосферы, объясняет геологическое родство материков.
Южные материки представляют собой части единого в палеозое мегаконтинента Гондваны. Северные материки в то время были
объединены в другой материк — Лавразию. Между ними в палеозое и мезозое находилась система обширных морских бассейнов,
получившая название океана Тетис. Он простирался от Северной
Африки через Европу, Переднюю Азию, Гималаи в Индокитай.
В неогене на месте этого океана возник альпийский складчатый
пояс. Первый раскол Гондваны произошел на границе триаса
и юры, в это время отделилась Афро-Америка, чуть позднее от
300

Африки отошла Южная Америка. На границе мелового периода и
палеогена Индостанская глыба подошла к Азии и Антарктида отошла от Австралии. Раскол Лавразии на два материка — Евразию и
Северную Америку — произошел в середине мезозоя.
Изучение планетарного рельефа Земли приводит к выводу о
закономерной связи между площадями материков (океанов), их
средней высотой (глубиной), мощностью земной коры и энергией тектогенеза. Чем больше площадь материка, тем он выше, тем
мощнее кора. Чем больше океан, тем он глубже и тем тоньше кора
под ним. Энергия тектогенеза определяется размахом высот и нарастает пропорционально площади материка. Максимальной мощности земная кора достигает под горами (60—70 км), минимальной — под океаном (5—10 км). Наблюдаемая закономерность объясняется изостазией — стремлением земной коры к равновесию. Разрушение гор, накопление толщ осадков нарушает равновесие. Под
разрушенными горами породы мантии поднимаются ближе к поверхности, под участками, получившими дополнительную нагрузку, — погружаются. Например, Антарктида под тяжестью льда опустилась на 700 м. Скандинавия после таяния ледника поднимается
на 1 см в год. В строении материков и океанов наблюдается интересная закономерность: в середине материка располагаются равнины, по периферии — высокие горы, тогда как посередине океана располагается крупнейшая система срединно-океанических хребтов, а на периферии — океанические котловины.
При рассмотрении планетарного рельефа Земли следует
помнить, что это рельеф вращающегося тела. Приливное трение
замедляет вращение планет, поэтому сплюснутость Земли уменьшается. Следовательно, в низких широтах должно преобладать водное пространство, в высоких широтах — суша. На Земле, действительно, на экваторе большую площадь занимает океан. В умеренных широтах Северного полушария располагается кольцо суши
(максимум на 62° с.ш.), что вызвало компенсационное опускание в северной полярной области. В умеренных широтах Южного
полушария господствует сплошное водное кольцо (максимум на
62° ю.ш.), в южной полярной области — компенсационное поднятие. В результате неодинакового замедления вращения полушарий южные материки смещаются по отношению к северным на
восток.
В размещении и строении материков наблюдаются следующие
закономерности. Материки располагаются парами по отношению
друг к другу: Северная и Южная Америка, Африка с Европой,
Азия/: Австралией. Только Антарктида не имеет пары и располагается у Южного полюса. Причем, как отмечалось выше, южные
материки смещены к востоку относительно северных. На западных берегах материков располагаются большие заливы, на востоке материки имеют выпуклость.
301

Материки расположены так, что каждому из них на противоположном конце диаметра Земли непременно соответствует океан. Эта закономерность называется антиподальность. Самый яркий пример — Северному Ледовитому океану соответствует Антарктида.
Почти все материки имеют форму клиньев или треугольников,
острые вершины которых обращены на юг. Клиновидная форма
наблюдается у Южной Америки и Африки, треугольная форма
присуща большинству полуостровов Евразии и Австралии.
У северных материков значительна площадь шельфа — подводного продолжения их низменной поверхности, особенно в Северном Ледовитом и Атлантическом океанах. Южные материки практически лишены шельфа. Береговая линия южных материков относительно прямолинейна, полуостровов и островов мало. Для
северных материков характерны чрезвычайно изрезанная береговая линия, обилие полуостровов, множество островов вдоль берега. Из общей площади на острова и полуострова приходится в
Евразии 32 %, в Северной Америке 25 %, в Африке 2,1 %, в Южной Америке 1,1 %, в Австралии (без Океании) 1,1 %.
Большую часть южных материков составляют древние платформы. В северных материках древние платформы занимают меньшие
площади, большая их часть приходится на территории, образованные палеозойскими и мезозойскими структурами.
Главными тектоническими структурами материков являются
платформы и орогенические пояса (геосинклинали). В основе каждого материка, кроме Евразии, лежит одна платформа, в основе
Евразии — пять. Платформы — устойчивые в тектоническом отношении участки земной коры. В строении платформ выделяется
два этажа: внизу залегает складчатый фундамент, с поверхности
он перекрывается осадочным чехлом — горизонтально залегающими горными породами. Местами складчатый фундамент выходит на поверхность, эти участки называются щитами. Русская платформа образует два щита: Балтийский на севере и Украинский
около Запорожья. Большинство платформ образовалось в архее и
протерозое, они называются древними (рис. 24.2). Древние платформы располагаются двумя широтными рядами. Первый ряд
служит основой северных материков — Североамериканская,
Русская, Сибирская, Китайская. Второй ряд составляют глыбы
Гондваны — Южноамериканская, Африканская, Аравийская,
Индостанская, Австралийская. Вне рядов остается Антарктическая платформа. Некоторые платформы образовались позднее —
в палеозое, они называются молодыми. В основе Западно-Сибирской равнины лежит платформа герцинского возраста. Платформы занимают 57 % площади материков (включая шельф).
ч Орогенный пояс (геосинклиналь) — это тектонически подвижный и резко расчлененный складчатый пояс земной коры. Для
302

160

120

160

120

Рис. 24.2. Докембрийские платформы:
1 — Североамериканская; 2 — Русская; 3 — Сибирская; 4 — Южноамериканская; 5 — Африканская и Аравийская; 6 — Индостанская; 7, 8 — Китайская;
9 — Австралийская; 10 — Антарктическая

него характерны повышенная скорость и большой размах вертикальных движений, интенсивное складкообразование, магматизм,
вулканизм. В нижнем палеозое произошло складчатое горообразование, названное каледонским, оно охватило огромные площади.
Каледонские структуры, образовавшиеся в силуре, сохранились в
Шотландии, Гренландии, Забайкалье. В верхнем палеозое (карбоне и перми) происходило герцинское горообразование. В эту эпоху формировались горы — предшественники Урала, частично ТяньШаня, Алтая, Саян. В течение мезозоя палеозойские структуры
превратились в пенеплены. В мезозойскую фазу орогенеза сформировались горы Северо-Восточной Азии и хребты Кордильер. Альпийские горы образовались позднее всех, к Альпийской складчатости относятся Альпийско-Гималайская горная система и горы
периферии Тихого океана. Палеозойские структуры занимают 20 %
площади материков, на области мезокайнозойской складчатости
приходится 23 % площади.
24.2. Рельеф суши
В рельефе материков выделяют платформенные равнины и горные страны. Платформенные равнины составляют 64 % суши, горные страны — 36 %. Соотношение по материкам представлено в
табл. 24.1.
303

Т а б л и ц а 24.1
Площади основных типов геотектур и морфоструктур
(по Г. М. Беляковой)
Типы
геотектур
и морфоструктур

П л о щ а д и по материкам, %

Европа

Азия

Африка

Северная
Америка

Южная
Америка

Австралия

Суша
в целом

Платформенные
равнины

70,3

43,0

84,1

61,0

76,6

73,8

64,0

Горные
страны

29,7

57,0

15,9

39,0

23,4

26,2

36,0

Рельеф равнин. Платформенные равнины — выровненные участки поверхности с небольшим превышением относительных высот, соответствующие устойчивым участкам суши (платформам).
По высоте равнины подразделяются на отрицательные (ниже уровня моря), низменные (0 — 200 м), возвышенные (200 — 500 м), нагорные (больше 500 м).
По уклону поверхности можно выделить равнины горизонтальные (наклон не превышает 10 м/км), наклонные (наклон
более 10 м/км), вогнутые и выпуклые. В выпуклых равнинах высшие точки поверхности находятся посередине, местность наклонена от центра к окраинам. В вогнутых равнинах поверхность понижается от периферии к центру.
По характеру поверхности равнины бывают плоские, ступенчатые, волнистые, холмистые, гривистые. Плоскими называются равнины, имеющие однообразную, выровненную поверхность. Обычно плоский рельеф свойственен молодым морским равнинам. Ступенчатые равнины образуются на горизонтальных структурах в том
случае, если чередуются пласты разной устойчивости. Тогда более
прочные породы образуют ступени. Холмистые ра[внины характеризуются различными направлениями и крутизной падения поверхности. Такой рельеф встречается в областях развития моренных отложений. Волнистые поверхности отличаются падением
поверхности то в одну, то в другую сторону. Нередко такой рельеф называют гривистым.
В основании равнин материков лежат древние и молодые платформенные участки, первые занимают 82%, вторые — 18% общей площади равнинных стран. Древним платформам Северного
полушария соответствуют относительно ровные пониженные или
невысоко приподнятые пространства материков. Для древних плат304

форм Южного полушария характерны более значительные средние высоты, в их пределах чаще встречаются горные массивы. По
ряду признаков к платформам Южного полушария близки Сибирская и Индостанская платформы. Значительную часть площади платформ занимают щиты и массивы, которые в результате
длительной денудации утратили осадочный чехол. Важнейшими
структурными элементами платформ являются антеклизы и синеклизы. Основные водоразделы приурочены, как правило, к антеклизам, бассейны рек — к синеклизам (бассейн среднего Днепра, верхней Волги). Испытывая медленные восходящие движения,
щиты и антеклизы создают предпосылки для формирования денудационных равнин. К синеклизам, которые испытали длительные погружения, приурочены аккумулятивные равнины.
Много общего с рельефом древних платформ имеет рельеф
молодых платформ, возникших на месте каледонских, герцинских, мезозойских складчатых областей. Здесь также формируются
аккумулятивные и денудационные равцины. Примером аккумулятивных равнин могут служить значительные части Западно-Сибирской, Колымской низменностей, сформировавшиеся на месте палеозойских и мезозойских платформ. Рельеф Казахского мелкосопочника сходен с рельефом щитов древних платформ.
В пределах молодых платформ господствуют прямые морфоструктуры, тесно связанные с рельефом. Крупные положительные формы рельефа отвечают выходам фундамента, отрицательные — глубоким прогибам. Глубинное строение древних платформ
более сложно. В краевых зонах, как правило, развиты прямые морфоструктуры, внутренние части представляют собой области инверсионных морфоструктур.
Основными морфоструктурами платформенных равнин по
И. П. Герасимову и Ю. А. Мещерякову являются (рис. 24.3):
— аккумулятивные, плиты древних и молодых платформ с мощной толщей осадочного чехла (плиоцен-четвертичного возраста);
— пластовые, имеющие маломощный осадочный чехол доплиоценового времени;
- собственно денудационные, приуроченные к щитам моло.дых платформ;
— цокольные, предельно денудационные равнины на щитах
древних платформ.
Аккумулятивные равнины сложены в основном мощными
толщами неоген-четвертичных отложений, хотя часто аккумулятивный процесс имеет унаследованный характер. Аккумулятивные равнины приурочены к областям прогибания в новейшее время.
Складчатый фундамент таких равнин залегает глубоко, мощность
осадочного чехла может достигать нескольких километров. Поверхность равнин, как правило, плоская, горизонтальная или слабонаклонная. На подобных равнинах экзогенные процессы еще не
305

Рис. 24.3. Морфоструктуры платформенных равнин:
а — пластовая равнина; б — цокольная равнина; в — аккумулятивная равнина;
г — плоскогорье; д — плато; 1 — континентальные отложения четвертичного
возраста; 2 — морские отложения плиоцен-четвертичного возраста; 3 — морские
континентальные отложения дочетвертичного возраста; 4 — дислоцированные
породы фундамента; 5 — интрузии магматических пород; 6 — лавы; 7 — разломы

успели сформировать ярко выраженный рельеф. К аккумулятивным равнинам относятся северная и средняя часть Западно-Сибирской равнины, Прикаспийская низменность.
Пластовые равнины также имеют два структурных этажа —
складчатый фундамент и осадочный чехол. Однако мощность осадочного чехла намного меньше, чем у аккумулятивных равнин.
Образовались пластовые равнины на территории, испытавшей
погружение небольшой амплитуды. В течение неогена и четвертичного периода она либо прекратила погружение, либо испытала поднятие. Такие равнины характеризуются холмистой или
волнистой поверхностью и хорошо сформировавшимся экзогенным рельефом. Значительные площади Восточно-Европейской и
Северо-Американской платформ относятся к пластовым равнинам.
Неотектонические движения проявились в дифференциации платформ на низкие и высокие, в образовании выступов и впадин.
306

Денудационные равнины формируются на щитах молодых платформ, на которых преобладают положительные движения земной
коры. Равнины, сформировавшиеся на щитах древних платформ,
называются цокольными. Осадочного чехла такие равнины не имеют. Соизмеримость темпов поднятия и денудационного среза приводит к выравниванию, лишь мелкие детали коренного рельефа
находят отражение в рельефе равнин. Территория равнин испытала существенное преобразование экзогенными процессами.
Аккумулятивные, пластовые, денудационные и цокольные равнины относятся к низким равнинам, так как имеют высоты в среднем до 500 м. Высокие равнины 500 м и более включают
плато и плоскогорья. Плато — возвышенные, ровные, слабо или
сильно расчлененные поверхности, имеющие осадочный чехол.
Плоскогорье — относительно выровненные участки, сложенные
дислоцированными породами.
Рельеф гор. Горная страна — территория, состоящая из хребтов и разделяющих их межгорных долин. Горный хребет — линейно-вытянутое крупное поднятие, ограниченное склонами. Гора —
изолированное резко выраженное поднятие на фоне равнинной
местности с высотами более 500 м, у нее есть вершина — наивысшая точка, подошва — линия пересечения с поверхностью
равнины и склоны. Горные цепи — система горных хребтов, тянущихся в направлении общего простирания горной страны. Горный
узел — область пересечения двух или более горных хребтов или
цепей.
По высоте горы подразделяются на низкие (500—1000 м), средние
(1000 — 2000 м), высокие (2000 — 5000 м) и высочайшие (от 5000 м).
Высокие горы (высокогорье) — тип горного рельефа с большими абсолютными высотами и интенсивным вертикальным расчленением. Относительная глубина расчленения 800—1000 м. Здесь
господствуют скалистые, крутосклонные, островерхие пики и цепи.
Происхождение этих форм обусловлено воздействием ледников,
физического выветривания и склоновых процессов. Горные долины имеют вид теснин, каньонов или ущелий. Такой рельеф получил название альпийского. Примерами высокогорья являются
Альпы, Гималаи, Кордильеры.
Средние горы (среднегорье) — тип горного рельефа с умеренными высотами, со средними величинами вертикального расчленения. На смену резко контрастным формам рельефа высокогорья
появляются плавно очерченные контуры водоразделов или системы куполовидных вершин, разделенных пологонаклонными седловинами. Господствующую роль в развитии экзогенного рельефа
приобретает эрозионный процесс. Долины рек расширены, склоны имеют выпукло-вогнутый профиль. В поперечном профиле гор
выделяются разновозрастные поверхности выравнивания. Как правило, среднегорье, находящееся ниже современной климатиче307

Джомолунгма
8848 м

Северное
полушарие

60°

30°

0°

30°

60°

90°
yv -v
Южное
полушарие

Рис. 24.4. Соотношение высот гор

ской снеговой границы, лишено гляциальных форм либо они являются реликтовыми. К среднегорью относятся горы Урал, Карпаты, Сихотэ-Алинь.
Низкие горы (низкогорье) представляют собой тип очень распространенных невысоких гор, которые окаймляют высокие и средние горы. Относительные высоты не превышают 200—500 м. В расчленении поверхности решающее значение приобретают процессы эрозии, в развитии склонов возрастает роль делювиального и
солифлюкционного процессов. Увеличиваются площади аккумулятивного рельефа. Часто встречаются плато. Примеры низкогорья —
предгорья Крыма, Кавказа.
Максимальная высота гор определяется скоростью тектонических поднятий и экзогенных процессов. Самые высокие горы располагаются внутри горных стран и в тропических широтах, где
меньше осадков и эрозионные процессы не развиты. На экваторе
горы разрушаются быстрее и высоты их меньше (рис. 24.4). В умеренных широтах горы ниже, и чем ближе к полюсу, тем заметнее
снижается их средний и абсолютный уровень. Снижение вершин
объясняется активизацией выветривания в связи с увеличением
количества осадков в умеренных широтах и большей амплитудой
температур.
По происхождению горы делятся на тектонические, вулканические и эрозионные. Тектонические горы образуются в результате
тектонических движений и сложных нарушений земной коры. На
Земле они являются наиболее распространенными, имеют слож308

ное строение и рельеф. Вулканические горы формируются при
извержении вулканов и накоплении вулканических осадков. По
сравнению с тектоническими они распространены не так широко, часто встречаются в виде изолированных гор. По высоте вулканические горы не уступают тектоническим. Вулканы Гавайских
островов являются высочайшими горами на Земле. Эрозионные
горы образуются в результате эрозионного расчленения участка
поверхности, сложенного горизонтально залегающими горными
породами и поднятого на большую высоту. Для эрозионных гор
характерны плоские вершины, крутые склоны, от подножий тянется шлейф, сложенный продуктами выветривания. Типичные
эрозионные горы распространены в Африке.
По классификации И. П. Герасимова и Ю. А. Мещерякова, тектонические горы подразделяют на молодые (эпигеосинклинальные)
и возрожденные (эпиплатформенныё). Области молодых гор занимают 41 %, возрожденных — 59 % общей площади гор.
Молодые горы кайнозойской складчатости делятся на горногеосинклиналъные и альпийские. Первые располагаются в переходных
зонах. Это системы островных дуг с вулканами и глубокие синклинальные прогибы. В синклинальных прогибах происходит интенсивное прогибание и осадконакопление, островные дуги характеризуются вулканизмом. Вся зона является тектонически активной, здесь возможны сильные землетрясения. В наиболее характерном виде горные сооружения данного типа представлены в зоне,
окаймляющей Тихий океан. Альпийские складчатые сооружения развиты на материке и охватывают Альпийско-Гималайский горный
пояс. Молодые горы кайнозойской складчатости являются складчатыми горами, так как тектоническим деформациям подвергаются
молодые пластичные породы. Для этих гор характерен прямой
рельеф, хотя нередко в центральных частях выходят на поверхность древние ядра, сложенные кристаллическими породами.
На Земле молодые складчатые горы являются самыми высокими
горами, в их пределах расположены все горы с высотой более
8 км.
Возрожденные горы подразделяют по возрасту складчатого фундамента, в пределах которого происходил позднейший орогенез.
Тектонические деформации жестких, потерявших пластичность
фундаментов платформ приводят к формированию разрывов, разломов и движению блоков относительно друг друга в вертикальном и горизонтальном направлениях. Так, на месте равнин
возрождаются горы. В областях мезозойской складчатости, где
к моменту интенсивных тектонических деформаций горы еще полностью не успели разрушиться, орографический рисунок гор мог
не измениться, но увеличивается высота гор. Горы мезозойской
складчатости отличаются сравнительно простым строением: горы
в основном складчатые, вершинам гор соответствуют антеклизы,
309

Рис. 24.5. Морфоструктуры гор:
а — складчатые горы; б — глыбово-складчатые горы; в — глыбовые горы; г —
нагорья; 1 — осадочные породы; 2 —- дислоцированные породы; 3 — интрузии
магматических пород; 4 — лавы; 5 — разломы

глыбовые структуры развиты слабо. Такие горы называются омоложенными глыбово-складчатыми. К омоложенным горам относятся
I горы Северо-Востока, Кордильеры.
В горах палеозойской складчатости увеличивается доля глыбовых структур, вершины гор становятся выровненными, имеются
поверхности выравнивания. Обязательным элементом гор являются межгорные котловины неправильных очертаний, соответствующие опущенным блокам. Такие горы называются возрожденными складчато-глыбовыми. К ним относится большинство гор
юга Сибири, Аппалачи.
Областям докембрийской складчатости соответствуют глыбовые горы, которые образуются при развитии сбросов, разбивающих участок земной коры. При этом может возникнуть сбросовая
ступень, полугорст, горст. Сбросовая ступень представляется в виде
гор только со стороны опущенного блока. Полугорсты возникают
парами и обусловлены сводовым поднятием, осевая часть которого была разбита разломами и опустилась в виде грабена. Глыбовые
горы широко распространены в Африке.
В горных странах часто встречаются нагорья — обширные территории, состоящие из чередующихся хребтов, плато и плоскогорий (рис. 24.5).
Рельеф горной страны часто обнаруживает определенные закономерности, выражающиеся в его горизонтальном и вертикаль310

ном расчленении. Выделяются следующие типы горизонтального
расчленения: радиальный, перистый, решетчатый, виргации и кулисообразный. При радиальном расчленении хребты расходятся в разные стороны от горного узла. При перистом типе боковые хребты
располагаются перпендикулярно (или под углом) по отношению
к основным хребтам. Как правило, перистое расчленение наблюдается в складчатых горах. Решетчатое расчленение развивается в
сложных нагорьях и глыбовых горах, когда долины проходят по
системе разломов. При виргации происходит ветвление горных
цепей. Кулисообразное расчленение может возникнуть при косом
расположении боковых хребтов (отрогов), развитых по одну сторону главного хребта.
Морфоклиматические зоны суши. В качестве основных типов
морфоскульптуры суши И.П.Герасимов и Ю.А.Мещеряков выделяют следующие комплексы (табл. 24.2):
— флювиальная морфоскульптура, в целом занимает около 57 %
сущи, наибольшее развитие имеет в экваториальных и умеренных
широтах;
— ледниковая морфоскульптура, занимает 19% площади. Современная ледниковая морфоскульптура развита в полярных широтах и горных областях, древняя — в умеренных широтах. В Северной Америке она занимает 53 % площади материка;
— аридная морфоскульптура, занимает 23 % площади. В основном она развита в тропических широтах, в Африке и Австралии
ее доля составляет около 42—44 %;
— криогенная морфоскульптура, площадь ее распространения
невелика, всего около 1 %.
В начале XX в. немецкий ученый А. Пенк классифицировал климаты по их рельефообразующей роли. Впоследствии классификация была детализирована И. С. Щукиным. Поверхность суши по
этому принципу делится на морфоклиматические зоны.
Нивалъные климаты характеризуются тем, что осадки во все
сезоны года выпадают в твердом виде. Избыток нерастаявшего
снега, накапливающегося из года в год, образует ледники. В полярных широтах развиваются обширные покровные оледенения,
в низких широтах — горные ледники. В горах активно идут склоновые процессы, в основном гравитационные — обвалы и осыпи.
Наиболее характерные формы в горах — цирки, троги, карлинги,
на равнинах — бараньи лбы. Области аккумуляции характеризуются развитием моренных равнин. Из-за активного морозного и
физического выветривания формируются обломочные коры выветривания. Морские берега характеризуются фиордами и шхерами.
Полярный климат, или климат многолетнемерзлых горных пород,
характеризуется длинной и суровой зимой, малым количеством
осадков. Ниже тонкого деятельного слоя залегает толща многолетнемерзлых горных пород. Наличие мерзлоты обусловливает фор311

мирование полигонально-жильного рельефа, образование гидролакколитов, аласов, каменных колец и курумов. Реки термически
воздействуют на мерзлые породы, приводя к формированию термоэрозионных ниш на берегах, под руслами — таликов. На берегах морей развита термоабразия. Здесь наблюдаются процессы как
физического, так и химического выветривания, приводящие к
образованию гидрослюдистых кор выветривания.
Гумидные климаты. Количество выпадающих осадков больше,
чем может испариться и просочиться. Избыток влаги стекает по
поверхности склонов, вызывая поверхностную эрозию. Наиболее
распространены флювиальные формы — овраги, балки, речные
долины. Развиты эти климаты в умеренных и экваториальных широтах. В умеренных широтах образуются гидрослюдистые коры, в
более теплых и засушливых районах — монтмориллонитовые. На
экваторе реки проявляют слабую эрозию, многие практически
не врезались в имеющиеся в руслах пороги. Объясняется это тем,
что реки несут только тонкие наносы и почти не переносят гальку, являющуюся абразивным материалом. Здесь происходит формирование латеритной коры выветривания, когда на первое
место выходит химическое выветривание.
Аридные климаты характеризуются малым количеством осадков, большой сухостью воздуха, интенсивным испарением. Растительный покров в этих условиях сильно разрежен или отсутствует совсем. В этих условиях главная рельефообразующая роль
принадлежит ветру. Формируется рельеф барханов, грядовых песков. Реки здесь только транзитные, временные водотоки образуют
сухие русла — крики. Здесь развиты обломочные коры выветривания, обломки пород покрываются тонкой коркой солей — пустынным загаром. Области с аридным климатом располагаются на
материках преимущественно между 20° и 30° с.ш. и ю.ш., за исключением муссонных областей. Во внетропических широтах они
занимают центры материков.
24.3. Рельеф дна океана
В рельефе дна океана выделяют четыре геотектуры. Три геотектуры полностью располагаются в пределах дна океана: ложе
океана, переходная зона, срединно-океанические хребты; последняя — подводная окраина материка — представляет собой
часть геотектуры — материкового выступа (рис. 24.6).
Материковый выступ. Значительная часть материкового выступа (около 35 %) затоплена водами океана. Эта часть называется
подводной окраиной материков. Примерно 2 / з е е приходится на Северное полушарие и только Уз — н а Южное. Океанологами
замечено, что чем больше океан, тем меньшую долю от его площади занимает подводная окраина материка. У Тихого океана она
313.

Рис. 24.6. Схема соотношения различных типов земной коры
и геотектур (по О. К.Леонтьеву, Г. И. Рычагову, 1988):
1 — материки (а) и их подводные окраины (б); 2 — переходная зона — кора
переходного (геосинклинального) типа; 3 — ложе океана — кора океанического типа; 4 — срединно-океанические хребты — кора рифтогенного типа

занимает 10 %, у Северного Ледовитого — более 60 %. Подводная
окраийа материка имеет материковый тип земной коры и генетически представляет собой единое целое с материковым выступом.
Соотношение подводной и надводной частей зависит от уровня
океана: при повышении уровня увеличивается площадь подводной части, при понижении уровня возрастает доля суши. Подводная окраина материка состоит из шельфа, или материковой отмели, материкового склона и материкового подножия. Прибрежную,
относительно мелководную часть подводной окраины, непосредственно примыкающую к берегу, называют шельфом, или материковой отмелью. Около 90 % шельфа составляют затопленные равнины материковых платформ, которые в различные геологические эпохи в связи с колебаниями уровня океана периодически
становились сушей. Например, при образовании ледяного покрова уровень Мирового океана опускался на 100 м и обширные территории шельфа становились континентальными равнинами. Рельеф шельфа в основном равнинный. На нем получили широкое
распространение реликтовые формы, возникшие в прошлом в
континентальных условиях. В полярных районах рельеф шельфа
осложняется ледниковой морфоскульптурой, в умеренных широтах и на экваторе на шельфе сохранились речные долины. В тропи314.

ческих и экваториальных широтах на шельфе весьма типичны коралловые рифы. Раньше считалось, что шельф заканчивается на
глубине 200 м, далее он сменяется материковым склоном. Однако
шельф может заканчиваться и на глубинах, значительно превышающих 200 м. Например, шельф Охотского моря имеет глубину
500 м и более, шельф Баренцева моря — 400 м.
Ниже бровки шельфа располагается материковый склон. Он характеризуется заметным возрастанием уклона до 5 — 7°, иногда до
более 50°. Очень часто материковый склон имеет ступенчатый профиль. Если ступени имеют значительные площади, их называют
краевыми плато (подводное плато Блейк у полуострова Флорида).
В пределах материкового склона широко распространены подводные каньоны. Это глубоко врезанные ложбины с крутыми склонами, глубина вреза достигает 2000 м. Подводные каньоны напоминают речные долины горных стран и часто являются их подводными продолжениями. Многие исследователи связывают образование подводных каньонов с затоплением речных долин, так возникла эрозионная гипотеза. Тектоническая гипотеза объясняет
образование каньонов тектоническими разломами, рассекающими материковый склон. В устьях каньонов обычно отмечаются крупные аккумулятивные формы — конусы выноса.
На глубине около 2,5 км материковый склон плавно переходит в материковое подножие. Оно имеет вид наклонной равнины, примыкающей к основанию склона. Значительная часть равнины образована конусами выноса, располагающимися у устьев
крупных каньонов. Материковое подножие — аккумулятивное
образование, мощность рыхлых отложений здесь достигает 5 км.
На некоторых участках подводная окраина материка так сильно
раздроблена разрывными тектоническими нарушениями, что
невозможно выделить шельф, склон и подножие. Такие участки
получили название бордерленд (берега Калифорнии). В пределах
океанов существуют подводные и надводные выступы, сложенные корой материкового типа. Они отделены от материков
широкой полосой дна с океаническим типом коры. Подобные
образования называются микроконтинентами. Например, Сейшельские острова, подводная окраина Новой Зеландии, подводное поднятие Натуралиста и др.
Ложе океана. Эта геотектура состоит из глубоководных абиссальных котловин и разделяющих их подводных хребтов и вулканических гор. Ложе океана имеет океанический тип земной коры и соответствует в структурном отношении океаническим платформам —
талассократонам. Наибольшее распространение, особенно в Тихом океане, имеют холмистые равнины, рельеф которых осложнен подводными горами и валообразными поднятиями различных размеров. Среди них различают океанические кряжи, преимущественно тектонического происхождения, цепи вулканиче315.

ских гор и отдельных вулканов. На дне океана распространены
плосковершинные горы — гайоты. Скорость осаждения материала
на дне океана — несколько сантиметров в год.
Переходная зона. Несколько переходных зон расположено вдоль
восточной окраины материка Евразии, две зоны наблюдаются у
берегов Северной и Южной Америки. Переходная зона состоит из
котловины окраинного моря, островной дуги и глубоководного желоба. Примером может служить Курильская переходная зона: котловиной окраинного моря является наиболее глубокая часть Охотского моря, островная дуга представлена Курильскими островами, рядом располагается Курильский желоб. Зоне соответствует
геосинклинальный (переходный) тип земной коры. Котловины
окраинных морей обычно располагаются между материком и островными дугами. Дно многих котловин плоское или волнистое, так как именно в котловины идет снос материала как с
материкового склона, так и с островных дуг.
Отмечается определенная связь между глубинами котловин и
мощностью осадков на дне: чем глубже море, тем меньше мощность отложений. В Охотском море при глубине 3,5. км мощность
осадков равна 5 км, В Беринговом море, имеющем глубину 4 км,
мощность осадков уменьшается до 2,5 км.
Глубоководные желоба представляют собой узкие депрессии —
прогибы в земной коре, имеющие в плане вид дуги. В настоящее
время известно 35 глубоководных желобов, 28 из них — в Тихом
океане. Пять желобов имеют глубину более 10 ООО м, Марианский
желоб — И 034 м. Крутизна склонов увеличивается ко дну: в верхней части склона она равна 5 — 6°, в нижней части — может
возрасти до 25°. Склоны ступенчатые и рассечены подводными
каньонами. К глубоководным каньонам приурочены очаги землетрясений.
Островные дуги представляют собой огромные хребты, располагающиеся обычно с внутренней стороны глубоководного желоба. Для островных дуг характерен вулканизм и высокая сейсмическая активность. Островные дуги могут быть двойными, в них
различаются внутренний и внешний хребты, разделенные депрессией (Курильские острова). На определенной стадии развития
островные дуги сливаются друг с другом, образуя крупный остров или полуостров (Камчатка, Японские острова). Иногда у края
глубоководного желоба существует только подводное поднятие,
островов нет.
Срединно-океанинеские хребты. Они представляют собой крупнейшие, вытянутые в меридиональном направлении подводные
поднятия. Срединно-океанические хребты могут достигать 2000 км
в ширину и 6 км относительной высоты. Срединно-океанические
хребты образуют единую систему, протянувшуюся через все океаны. В Атлантическом океане хребет располагается практически в
316.

центре, в Тихом океане он приближается к побережью обеих Америк, в Индийском океане проходит вдоль берегов Африки. По
рельефу и тектонической активности выделяют рифтовые и
нерифтовые хребты. Для первых характерно наличие рифтовой долины — глубокого и узкого ущелья с крутыми склонами, которое
идет по гребню хребта вдоль его оси. Ширина рифтовой долины
20—30 км, относительная глубина — до 2000 м. Почти все срединно-океанические хребты имеют рифтовые долины. Рельеф рифтовых хребтов сложный, пересеченный: рифтовые долины, узкие
горные хребты, гигантские поперечные разломы. Часто встречаются подводные и надводные вулканы и острова. Нерифтовые хребты отличаются отсутствием рифтовой долины и менее сложным
рельефом. Например, большая часть Тихоокеанского сводового поднятия рифтовой долины не имеет. Срединно-океанические хребты рассекает грандиозная система поперечных разломов, называемых трансформными, по которым происходит движение блоков
относительно друг друга. Хребтам соответствует рифтогенный тип
земной коры.
24.4. Влияние рельефа на перераспределение тепла и влаги
Самые крупные формы рельефа — геотектуры — оказывают
глобальное воздействие на климат. Благодаря своеобразию теплооборота, влагооборота и циркуляции атмосферы на суше и на
море формируются материковый и океанический климаты. Материковый климат отличается большей сухостью воздуха, значительными колебаниями температур. В океаническом климате наблюдается более плавный ход температур и большая влажность
воздуха. Большое влияние на формирование глобального климата оказывает Антарктида. Она располагается у Южного полюса,
покрыта мощным ледниковым щитом и служит мировым холодильником. В связи с этим средняя температура Южного полушария ниже, чем Северного. Над Антарктидой формируется постоянная барическая система — Антарктический максимум, он
обеспечивает возникновение ветров общей циркуляции атмосферы.
В свободной атмосфере температура с высотой убывает на 0,6°
на 100 м. Убывание температуры происходит и в горах, но здесь
явление оказывается более сложным, так как сказывается еще воздействие форм рельефа. В горах интенсивность солнечной радиации больше, так как воздух содержит меньше водяных паров и
пыли и толщина атмосферы, поглощающей солнечную радиацию,
меньше. В результате этого возрастает доля ультрафиолетовой радиации, поэтому в горах люди быстрее загорают, а цветы имеют
более яркую окраску. Однако с высотой возрастает и эффективное
излучение, поэтому в целом температура в горах уменьшается.
317.

Формы рельефа оказывают влияние на сток холодного воздуха
в котловины. В вогнутых формах рельефа суточные колебания
температуры велики, на вершине холма суточная амплитуда уменьшается, так как вершина холма хорошо вентилируется, а по ночам
стекающий с нее холодный воздух замещается теплым, вытесненным снизу. В котловинах возникают инверсии температур и ландшафтов: на дне может существовать тундра, на склонах — лес.
Рельеф служит механической преградой для движения воздуха.
Теплые воздушные массы переваливают хребты. При натекании и
подъеме на хребет воздух постепенно остывает, если его температура достигает точки росы, образуются облака и осадки. Холодный воздух не может подниматься по хребту, он обтекает его.
И если высота хребта превышает мощность воздушной массы, то
горы оказываются климатическим барьером. Например, зима в
Предкавказье имеет среднюю температуру - 5 ° С , в Закавказье
+ 1 °С. Горный рельеф обусловливает существование целой группы местных ветров — фёнов, горно-долинных, бора.
Значение рельефа в образовании осадков очень велико, так как
воздух, поднимаясь по склону, достигает уровня конденсации.
На горных склонах наблюдается различие в количестве осадков на
наветренных и подветренных склонах. На западном склоне Береговых хребтов, обращенном в сторону Тихого океана и навстречу
влажному ветру, осадков больше, чем в долинах Калифорнии.
На наветренном склоне Западных Гат (Индия) выпадает 6810 мм
осадков в год, на противоположном склоне только 716 мм. По
данным Ю. Ганна (1839—1921), в г. Гонолулу на Гавайских островах чуть ли не каждая улица имеет собственное количество осадков:
наиболее низкие части города — 612 мм в год, наиболее возвышенные — 3652 мм в год.
Глава

ЛИТОСФЕРА И ЧЕЛОВЕК
Наиболее активно человек преобразует литосферу. Процесс технической деятельности человека (техногенез) изменяет поверхность Земли, создавая антропогенные формы рельефа. По мнению Л.Л. Розанова, следует выделять рельефоиды — инженерные
сооружения (города, гидротехнические сооружения, карьеры) и
рельефиды — механические устройства, самоходные установки.
Рост технических возможностей человека раздвигает границы слоя
активного воздействия человека на литосферу. Человек ежегодно
извлекает свыше 100 млрд т полезных ископаемых, выплавляет
800 млн т различных металлов, рассеивает на полях 500 млн т
удобрений. Если раньше нефть добывали с глубины первых десяти
метров, то сейчас скважины доходят до глубины 3 — 5 км. Техно318.

генное воздействие может служить толчком к проявлению наведенной сейсмики — увеличению активности некоторых областей планеты вследствие создания крупных водохранилищ, динамическим воздействием мощных взрывов, перемещением
больших масс горных пород.
По современным данным, более Уз поверхности суши (36 %)
не производит биологической
продукции, занято застройками,
дорогами, ледниками, пустынями. В промышленно развиты* странах города занимают
7—10% территории. В городах
живет более 40 % населения
мира, во многих зарубежных
странах эта доля достигает 75 —
80%. Масса зданий и сооружений в городах мира составляет 57
млрд т, к 2025 г. она возрастет до
130 млрд т. Мировой прирост городских зданий и сооружений
Рис. 25.1. Разработка карьера
составляет 2,5 млрд т в год. Гооткрытым способом (США)
рода представляют собой крупные антропогенные положительные формы рельефа, высота отдельных зданий и построек достигает 500 м.
Разработка полезных ископаемых открытым способом приводит к возникновению крупных отрицательных антропогенных форм
(рис. 25.1). Только в России карьеры охватывают площадь 20 тыс. км2,
ежегодно она увеличивается на 350 км2. Средняя глубина карьеров
во многих странах мира к 2000 г. достигла 250—300 м. При добыче
полезных ископаемых возникают различной формы воронки: от
круглых — в местах добычи алмазов, до длинных канав, обезобразивших нагорья Англии после отработки свинцовых жил. При добыче руды в Мавритании возникли искусственные террасы на
склонах холмов.
Наиболее ярким примером форм, спровоцированных деятельностью человека, являются образования, появившиеся на границе суши и воды. Кроме искусственных гаваней и участков суши,
образованных путем наращивания, большие площади освобождаются из-под воды благодаря дамбам. С 1640 г. в Финляндии было
осушено 500 тыс. га земли. В Нидерландах на протяжении шести
столетий человек отвоевывал сушу у моря. Более 40 % территории
319.

страны составляет защищенная дамбами суша, бывшие острова
присоединены к ней.
Помимо непосредственного воздействия человек, создавая искусственные формы рельефа, активизирует природные процессы. В Хибинах в результате подземных горных выработок начались просадки и
активизировались суффозия, выветривание и эрозия. Развитие процессов денудации привело к накоплению огромного количества материала, что в свою очередь обусловило формирование селя. Откачка
воды из-под г. Мехико привела к оседанию почвы на 8 м, порой просадка происходит со скоростью 150 см/год. Осадка плотины Красноярской ГЭС к началу 1972 г. в ее центральной части достигла 30 мм.
Под зданием МГУ скорость оседания составляет 1,7 мм в год.
Перемещение материала при горных выработках вызывает техногенные землетрясения. В мае 1971 г. в 16 км от г. Грозного в
районе нефтепромыслов было зафиксировано землетрясение силой в 7 баллов. Причиной послужила откачка нефти, которая не
была компенсирована притоком подземных вод. Землетрясение возможно и после крупных^зрывов. Такое землетрясение произошло
при строительстве противоселевой дамбы под Алма-Атой.
Почва в экосистемах и биосфере в целом играет роль связующего звена биологического и геологического круговоротов. В ней
осуществляется аккумуляция органического вещества, в минеральной части почвы накапливаются элементы, извлекаемые из горных пород. Величина биологического круговорота оценивается в
109 т/год. Из 13 млрд га сухопутных земель под пашни занято
1,5 млрд га (11 %), под пастбища — 3,2 млрд га (24%), леса покрывают 4,1 млрд га (31%), остальные — застроенные или неудобные земли. В среднем на одного человека в мире приходится
около 0,3 га пашни. Пахотопригодных земель в целом на суше около
22%, однако существующий резерв приходится на тропический
пояс, где находятся красноцветные почвы низкого качества. Лучшие почвы Земли уже распаханы, кроме того, 2 млрд га земель
человечество потеряло, превратив их в пустыни. По данным конференции в Рио-де-Жанейро, 38 % почвы имеют легкую деградацию, 46 % — умеренную, 16 % — сильную. Ежегодно утрачивается
21 млн га продуктивно используемых земель, в том числе 7 —
8 млн га пашни. Главные виды деградации почв — водная эрозия
и дефляция, обусловленная сведением лесов, перевыпасом на пастбищах и неправильной агрокультурой.
Это интересно
Самые старые циркониевые кристаллы были обнаружены в 700 км к
северо-востоку от Перта (Австралия). Их возраст 4300 млн лет.
Наиболее удаленная от моря точка находится на 46° 16,8' с.ш. и 86°40,2' в.д.
(Китай). До открытого моря — 2648 км.

320.

Самый большой полуостров Аравийский — площадь 3 250 ООО км 2 .
Самый большой остров Гренландия — площадь 2 175000 км 2 .
Самая высокая гора (по результатам измерений спутниковой системы позиционирования) Чогори — высота 8905 м.
Самый крупный атолл Кваялейн — входит в состав Маршалловых
островов; рифы длиной 283 км образуют лагуну площадью 2850 км 2 .
Самой глубокой впадиной на суше является Мертвое море — 400 м
ниже уровня моря. Дно находится на глубине 728 м ниже уровня моря.
Самая длинная в мире пещера Флинт — Мамонтова — высота 556 км.
Самый длинный сталактит 59 м — пещера Куева де Нерья, Испания.
Самый высокий сталагмит 29 м — пещера Авел, Франция.
Самая удаленная от центра Земли гора — вулкан Чимборасо (6267 м).
Ее вершина на 2150 м дальше от центра Земли, чем вершина Эвереста.
Самая высокая гора в мире от подножия до вершины Мауна-Кеа,
Гавайи — общая высота 10203 м (6000 м под водой).
Самая крупная горная система — Гималаи-Каракорум, в ее составе
96 « з 109 самых высоких в мире пиков выше 7315 м.
Самый высокий водопад Салто-Энджел (Анхель), Венесуэла — 979 м.
Самая большая в мире дельта Ганга и Брахмапугры — площадь 75 000 км 2 .
Самая большая песчаная дюна находится в Сахаре на 26°42' с.ш. и
6°43' в.д., ее высота 430 м.
Самый глубокий каньон Эль-Каньон де Колка, Перу — глубина 3223 м.
Самый длинный ледник Ламберта, Антарктида — длина 514 км.
Самая мощная лавина сошла в Альпах в 1885 г., ее объем 3 500 000 м 3 .
Самое сильное извержение вулкана Кракатау произошло в 1883 г. Волной было снесено 163 деревни и погибло 36 380 человек, пыль оседала на
расстоянии 5330 км от взрыва.
Контрольные вопросы
1. Что такое литосфера? Чем отличаются понятия «литосфера» и «земная кора»?
2. Каково строение и состав литосферы?
3. Как классифицируется рельеф Земли? Почему классификация рельефа И.П.Герасимова и Ю.А. Мещерякова является наиболее важной?
4. Перечислите факторы и процессы рельефообразования. Дайте их
краткую характеристику.
5. Что такое выветривание? На какие виды оно подразделяется? Какова закономерность размещения кор выветривания?
6. Что такое эрозия? Перечислите формы рельефа, образующиеся под
воздействием временных водных потоков.
7. Каково строение речной долины? Что такое пойма и терраса реки?
Каково сходство и различие речных пойм и террас?
8. Как образуются антецедентные и эпигенетические речные долины?
9. Что такое склон? Как классифицируют склоны?
10. Дайте характеристику ледникового рельефа в горах.
11. Перечислите формы аккумулятивного рельефа, образующиеся в
результате деятельности ветра. Чем отличается образование дюн и барханов?
11 Савцова

321

12. Что такое берег, побережье? Объясните образование основных типов
берегов.
13. Каковы закономерности распределения морфоскульптуры на поверхности Земли?
14. Каково соотношение горных стран и платформенных равнин на суше?
15. На какие генетические типы подразделяются платформенные равнины?
1
16. Перечислите основные классификации гор. По каким принципам
они классифицируются?
17. Каково строение дна Мирового океана? Перечислите основные
геотектуры и морфоструктуры дна Мирового океана.

БИОСФЕРА
^

Глава 26

ПОНЯТИЕ О БИОСФЕРЕ.
СОСТАВ, СТРОЕНИЕ БИОСФЕРЫ
Понимание того, что живые организмы нашей планеты взаимодействуют с внешней средой и влияют на изменение этой среды, возникло давно на основе наблюдения природных явлений.
Зачатки представлений о биосфере есть в трудах Б.Варениуса
(1622-1650), Х.Гюйгенса (1629-1695), Ж.Л.Бюффона (1767 —
1788). Начало учения о биосфере связывают с именем знаменитого французского натуралиста Ж. Б. Ламарка (1744—1829). В своих
трудах он предложил термин «биология». Сам термин «биосфера»
и определение биосферы как особой оболочки Земли применил
Э.Зюсс в 1875 г. в книге о происхождении Альп, а затем в труде
«Лик Земли». В своей книге «Гидрогеология» он посвятил целую
главу влиянию живых организмов на земную поверхность. Наиболее детально разработано учение о биосфере и живом веществе
выдающимся русским ученым В.И.Вернадским, свои представления о биосфере он изложил в труде «Химическое строение биосферы Земли и ее окружения» (1987).
Современные представления о биосфере основаны на учении
В. И. Вернадского. До его исследований живым организмам, их роли
в преобразовании земной поверхности не придавали большого
значения. Растения и животные воспринимались как отдельные
организмы, вынужденные приспосабливаться к условиям, создаваемым неорганическими процессами. По В. И. Вернадскому, «организмы представляют собой живое вещество, т. е. совокупность всех
живых организмов, в данный момент существующих. Оно связано
с окружающей средой биогенным током атомов: питанием, дыха322.

нием, размножением». Живое вещество — одно из самых древних
известных на Земле природных тел. И человек как часть живого
вещества — более древнее создание, чем почти все окружающие
нас горные породы и минералы.
Биосфера — своеобразная оболочка Земли, образованная совокупностью живых организмов и той частью вещества планеты,
которая находится в непрерывном обмене с этими организмам^
Следовательно, в биосферу включаются не только живое вещество, но и литосфера, гидросфера, атмосфера, подвергшиеся
преобразовательному воздействию организмов. Биосфера охватывает нижнюю часть атмосферы, гидросферу и верхнюю часть литосферы. Верхняя граница биосферы проводится по озоновому
экрану, который защищает живые организмы от губительного коротковолнового излучения Солнца. За нижнюю границу принимается верхний слой земной коры с давлением 4 • 107 Па и температурой 100 °С. В действительности, большинство живых организмов концентрируется в небольшой по толщине «пленке жизни»,
ограниченной в основном кронами деревьев и корнями растений на суше и поверхностными водными массами на океане.
Только споры и бактерии заносятся на высоту до 20 км. В толще
литосферы на глубине 4,5 км в скважинах найдены только анаэробные бактерии.
26.1. Состав и строение живого вещества
Химический элементарный состав живого вещества планеты
характеризуется преобладанием следующих элементов: водород,
углерод, кислород, азот, фосфор, сера. Они являются главными
элементами живого вещества и называются биофильными. Атомы
их создают в живых организмах сложные молекулы в сочетании
с водой и минеральными солями. Эти молекулярные постройки
представлены углеводами, липидами, белками и нуклеиновыми кислотами.
Углеводы — органические вещества, состоящие из углерода,
водорода, кислорода. Их общий состав выражается формулой:
СЛН2яОя. Углеводы — основной источник энергии всех форм клеточной деятельности. Они строят ткани растений (целлюлоза), играют роль питательных веществ в организмах.
Липиды — жироподобные вещества и жиры, плохо растворимые в воде. Они состоят преимущественно из водорода и углерода.
Жиры плохо проводят тепло, поэтому выполняют защитную функцию — защищают организм от охлаждения.
Белки — наиболее сложные химические соединения в организмах. Они состоят из сочетаний 20 различных аминокислот и
представляют собой цепь, образованную сотнями молекул аминокислот. Многие белки выполняют в живых организмах роль
323.

естественных катализаторов — ферментов, ускоряющих химические реакции.
Нуклеиновые кислоты находятся в ядре клетки. Представлены
двумя типами кислот — ДНК (дезоксирибонуклеиновая) и РНК
(рибонуклеиновая). Их биологическая роль очень велика, они регулируют синтез белка и передачу наследственной информации.
Живое вещество биосферы представляет собой сочетание биологических систем разной структуры и разных уровней существования. В настоящее время выделяется восемь уровней организации
живой материи:
1. Молекулярный — самый низкий уровень организации. Биологическая система проявляется в виде функционирования органических молекул — белков, углеводов, нуклеиновых кислот. С этого уровня проявляются свойства, характерные для живого вещества — обмен веществ, передача наследственности.
2. Клеточный. На это^еуровне биологически активные молекулы
объединяются в клетку. На Земле существуют одноклеточные и
многоклеточные живые организмы.
3. Тканевый — уровень, на котором сочетание однородных клеток образует ткань. Ткани в организме выполняют определенную
функцию — кожная ткань имеет защитную функцию, жиры выполняют роль запасных питательных веществ.
4. Органный — уровень, на котором отдельные типы тканей образуют определенные органы.
5. Организмённый — уровень, на котором формируется единая
система — индивидуальный организм. На Земле существует несколько миллионов видов организмов.
6. Популяционно-видовой. На этом уровне существуют совокупности однородных организмов, объединенных единством происхождения, местом обитания.
7. Биоценоз и биогеоценоз. Уровень организации, объединяющий разные по видовому составу организмы. В биогеоценозе они
взаимодействуют друг с другом на определенном участке территории.
8. Биосферный — самый высокий уровень организации. На этом
уровне сформировалась система наиболее высокого ранга — биосфера.
В настоящее время на Земле существует 15 — 30 млн (по другим
данным до 100 млн) видов растений и животных, из которых
инвентаризовано пока только 1,5 млн видов животных и 0,5 млн
видов растений (Г. В. Войткевич, В. А. Вронский, 1989).
Со времен Аристотеля мир живых организмов подразделяется
на две группы: прокариоты и эукариоты. Прокариоты — безъядерные — самые низкоорганизованные живые организмы. У прокариотов отсутствует истинное ядро и хромосомный аппарат, ДНК
располагается в клетке свободно, не отделяясь мембраной от ци324.

топлазмы. Все остальные организмы имеют ядро, окруженное мембраной и резко ограниченное от цитоплазмы. Они называются эукариотами.
По современным представлениям, живой мир земного шара
делится на четыре царства: доядерные {прокариоты), растения, грибы и животные.
Прокариоты подразделяются на подцарства бактерий и синезеленых водорослей. Бактерии представляют собой наиболее распространенные в биосфере организмы. Особенно много их в почве, самые богатые почвы (черноземы) содержат более 2 млрд
бактерий в 1 г. В водоемах наибольшее количество бактерий встречается в поверхностных слоях воды. В чистой воде насчитывается
100 — 300 бактерий в 2 мл, в загрязненной воде — количество бактерий увеличивается до 300 тыс. Синезеленые водоросли обитают
преимущественно в пресных водоемах, но могут жить в океанах и
горячих источниках. Их насчитывается до 2000 видов.
Растения — разнообразные по форме, величине и строению
живые организмы. Практически все растения являются автотрофами, т.е. на свету за счет реакции фотосинтеза производят органическое вещество. К растениям относятся водоросли (100 000 видов), лишайники (18 000 видов), мхи (20 000 видов), голосеменные (600 видов), покрытосеменные. Наиболее распространены на
Земле покрытосеменные растения — их насчитывается 250 000 видов. Водоросли — низшие споровые растения, содержащие в своих клетках хлорофилл и обитающие преимущественно в воде. Водоросли — первые организмы нашей планеты, которые в процессе эволюции осуществляли фотосинтез с использованием воды и
углекислоты. Более высокоорганизованные группы растений — лишайники, мхи, голосеменные и покрытосеменные обитают в основном на суше.
Растения-гетеротрофы по способу питания подразделяют на сапрофиты, паразиты и симбионты. Сапрофитами называются растения,
которые питаются органическими остатками. Паразиты — растения,
пользующиеся готовыми питательными веществами другого организма, на котором они поселяются. Симбионты — это взаимовыгодное сожительство двух организмов. Классическим примером симбиоза в растительном мире считались лишайники, представляющие
собой сожительство грибов и водорослей.
Грибы — низшие, лишенные хлорофилла организмы, их насчитывается 100 000 видов. Все грибы относятся к гетеротрофным
организмам (использующим готовое органическое вещество) и
по способу питания разделяются на паразитов, сапрофитов и симбионтов. Большинство грибов являются сапрофитами, они питаются остатками растений. Грибы совместно с бактериями участвуют в круговороте веществ биосферы, разлагают органическое вещество на минеральное.
325.

Животные образуют царство гетеротрофных организмов. Наиболее многочисленные по количеству видов — членистоногие (более 1 000000 видов) и моллюски (105 000 видов). Среди членистоногих выделяется класс насекомых, который по числу видов превышает все остальные виды животного мира. Ориентировочные
расчеты показывают, что на Земле обитает минимум 10* млрд
насекомых, на каждого человека приходится 250 млн представителей этого класса. Птиц насчитывается около 10 000 видов и 6000
видов млекопитающих. На долю сухопутных животных и наземной флоры приходится около 92% видов, водных организмов —
около 8%.
Кроме организмов, образующих органическое вещество фотосинтетическим способом, на Земле были открыты другие организмы, основой образования которых является хемосинтез.
Хемосинтез — процесс образования оактериями органического
вещества из диоксида углерода за счет энергии, полученной
при окислении неорганических соединений (аммиака, соединений серы). Хемосинтез был открыт русским микробиологом
Н. С. Виноградским, который обнаружил микроорганизмы,
способные окислять аммиак до солей азотной кислоты с выделением энергии.

26.2. Уче'ние В. И. Вернадского о биосфере
Основные идеи В. И. Вернадского по проблемам биосферы сложились в начале XX столетия. В 1926 г. ученый опубликовал книгу
«Биосфера», в которой изложил свое представление о строении,
происхождении биосферы, образовании и роли живого вещества.
Основной труд Вернадского «Химическое строение биосферы Земли и ее окружения» был опубликован после его смерти.
В.И.Вернадский рассматривал биосферу как область жизни,
основа которой — взаимодействие живого и косного вещества.
Живое вещество пронизало косное, превратив его в биокосное.
Он считал, что в понятие биосферы должны включаться не только
совокупность живых организмов, но и оболочки Земли, находящиеся в непрерывном обмене с этими организмами. «Продукты
жизнедеятельности относятся к весьма подвижным веществам,
которые перемещаются в пространстве далеко за пределы обитания организмов. Поэтому распределение самих живых организмов более ограничено, чем вся биосфера в целом», — писал
Вернадский.
Ученый считал, что живые организмы должны рассматриваться в совокупности как живое вещество планеты: «Организмы представляют собой живое вещество, связанное с окружающей средой
биогенным током атомов: своим дыханием, питанием, размно326.

жением». Биогенная миграция атомов подчиняется двум биохимическим принципам:
1) стремление к максимальному проявлению («всюдность»
жизни);
2) стремление к выживанию организмов, увеличивающих биогенную миграцию атомов.
Биологические процессы проявляются в развитии живых организмов, в усвоении солнечной энергии и накоплении свободной энергии в самих телах организмов, в биологической продуктивности.
В.И.Вернадский дал представление о пяти основных биохимических функциях живых организмов.
Первая функция — газовая. Большинство газов планеты порождено живыми организмами. Подземные, горючие газы, болотный
газ (метан) — продукты разложения органических веществ.
Вторая функция — концентрационная. Организмы накапливают в своих телах многие химические элементы. На первом месте
стоит углерод. В углях содержание углерода больше, чем в среднем
для земной коры. В кораллах концентрируются карбонаты, формируется органогенный известняк. Концентраторами кремния являются диатомовые водоросли, иода — водоросли ламинарии,
железа и марганца — особые бактерии.
Третья функция — окислительно-восстановительная. В процессе своей жизнедеятельности организмы могут регулировать газовый режим водоемов, создавая благоприятные условия для осаждения некоторых химических элементов.
Четвертая функция — биохимическая. Организмы растут, размножаются и перемещаются в пространстве. Размножение приводит к быстрому распространению живых организмов по Земле.
Пятая функция — биохимическая деятельность человечества. Она
охватывает все большую часть планеты и приводит к видоизменению всей биосферы.
В. И. Вернадский считал, что на современном этапе биосфера
переходит в ноосферу — сферу разума, когда человек становится
могучей геологической силой. «Масштаб воздействия человека на
природу стал действительно планетарным, и по количественному
эффекту воздействия деятельность человека стала превосходить
многие естественные процессы». Оценивая роль разума и научной
мысли как планетарного явления, ученый пришел к следующему
выводу: ход научного творчества является той силой, которой человек меняет биосферу. Данное изменение биосферы есть неизбежное явление, сопутствующее росту научной мысли. Оно происходит независимо от человеческой воли, стихийно, как природный процесс. Он считал, что это — закон природы, а задача
науки — исследование закона и разработка путей взаимодействия
человека и природы.
327.

26.3. Зарождение жизни на Земле
и причины ее быстрого распространения
Возникновение жизни и биосферы представляет собой крупнейшую проблему современного естествознания. Очевидно, можно говорить о двух гипотезах — о возникновении (самозарождении) жизни и о появлении жизни из космоса на Земле.
Большинство авторов гипотез о самозарождении жизни на Земле
допускали, что в течение продолжительного времени планета была
безжизненной и на ее поверхности происходил медленный абиогенный синтез органических веществ. Сложилось мнение, что биологической эволюции предшествовала химическая, охватившая
интервал времени не менее 1 млрд лет. А к а д е м ^ А . И. Опарин в
своем труде «Возникновение жизни на Земле» писал, что жизнь
самозародилась на планете. Органическое вещество образовалось
из вулканических газов при разрядах молний. Примитивные организмы сформировались из белковых структур в конце раннего
архея, около 3 млрд лет назад. Первые одноклеточные организмы, способные к фотосинтезу, возникли около 2,7 млрд лет назад, а первые многоклеточные — не менее чем на 1 млрд лет
позже.
В условиях отсутствия озонового экрана жизнь могла развиваться
только в прибрежных чартях морей и внутренних водоемах, на
дно которых проникал солнечный свет, но ультрафиолетовое излучение водой задерживалось. Из органических соединений возникали многомолекулярные системы, взаимодействующие со средой. Благодаря эволюции они приобрели свойства живых организмов. Опыт по получению органических веществ из газовой смеси
водорода, аммиака, метана был поставлен в 1953 г. американскими учеными Г. Юри и С. Миллером. Ими были получены органические молекулы, входящие в состав белков. По мнению ученых,
этот опыт доказывал абиогенный синтез органического вещества
в ранней атмосфере Земли.
Сейчас на первое место вышла космохимическая гипотеза происхождения жизни в пределах Солнечной системы (теория панспермии). Есть данные, свидетельствующие о том, что жизнь существовала на Земле намного раньше, чем 3 млрд лет (по А. И. Опарину). Наиболее древним участком земной коры является комплекс Исуа в Западной Гренландии, возраст которого не менее
3,8 млрд лет. Осадкообразование комплекса началось еще раньше,
не менее 4 млрд лет назад. В горных породах Исуа обнаружены
явные следы геохимического характера, указывающие на присутствие биосферы с фотоавтотрофными организмами, следовательно, на существование жизни в то время. Однако автотрофным организмам должны были предшествовать гетеротрофные как более
примитивные. Поэтому начало жизни отодвигается за пределы даты
328.

в 4 млрд лет, т.е., возможно, что жизнь на Земле существует
столько же времени, сколько существует сама планета.
Получены данные, указывающие на возможность возникновения жизни в космических условиях. Ученые обнаружили органические соединения в метеоритах, в осколках астероидов. Органическое вещество в метеоритах обнаружил шведский химик И. Берцелиус в 1834 г. при анализе хондритового метеорита Алаис. В органическом веществе метеоритов обнаружены углеводороды, спирты, органические полимеры, выявлено несомненное присутствие
аминокислот. Исследования подтвердили, что эти соединения имеют биогенное происхождение (Г. В.Войткевич, В.А. Вронский).
Органические соединения были обнаружены и на астероидах. Вероятно, образование органических соединений в Солнечной системе
на ранних стадиях ее эволюции было типичным и массовым явлением. Возникшие в космических условиях органические вещества
вошли в состав многих тел, и на Земле (единственной известной
нам пока планете) реализовались возможности дальнейшей эволюции.
Длительное время жизнь размещалась по планете «пятнами»,
«пленка жизни» была прерывистой. Широкому и быстрому распространению жизни на Земле способствовали удивительная приспособляемость организмов к среде, разнообразие видов и поразительные потенциальные возможности размножения. Разнообразие видов
живых организмов обеспечило заполнение всех экологических ниш.
Микроорганизмы найдены в промерзающих почвах и в воде с температурой 100 °С. Они переносят большую концентрацию кислот,
существуют в щелочной среде. Микроорганизмы нашли в теплоносителях атомных реакторов.
Скорость размножения некоторых организмов поистине удивительна. Если предположить, что потомство полностью сохраняется, то оказывается, что потомство одной бактерии может за
100 ч заполнить океан. Потомство одного одуванчика способно за
8 дней заселить всю сушу.
Глава

ТЕПЛООБОРОТ И ВЛАГООБОРОТ В БИОСФЕРЕ
27.1. Теплооборот в биосфере
Роль солнечной радиации определяется тем, что свет необходим
для реакции фотосинтеза, однако потребность в свете неодинакова у
разных организмов. Одни растения не выносят затемнения, другие —
вообще не нуждаются в свете. Для зеленых растений имеет значение не только интенсивность солнечной радиации, но и длительность освещения. Есть растения «короткого дня»: табак, соя,
329.

кукуруза, фасоль. Укорачивание дня вызывает ускоренное наступление цветения и плодоношения. У других растений, которые называются растениями «длинного дня», цветение наступает при
увеличении продолжительности дня — пшеница, рожь, овес, лен.
Различные длины волн солнечной радиации сказываются поразному на растениях: ультрафиолетовые лучи в большой дозе очень
вредны, синие и красные — стимулируют ассимиляцию углекислого газа. При недостатке света растение гибнет.
Лист поглощает в среднем около 75 % падающей на него солнечной радиации. Используется для фотосинтеза не более 1 — 5 %
поглощенной радиации, остальное тратится на транспйрацию или
нагревание листа. Верхняя часть листовых пластинок, хвоя нагреваются непосредственно от солнечных лучей. Поэтому температура поверхности листьев выше температуры окружающего воздуха
в среднем на 2 —5 °С. Следовательно, при наличии растительности температура воздуха днем будет понижаться вверх и вниз от
деятельного слоя (слоя, где наблюдается наибольшее скопление
листовых пластинок). Ночью, наоборот, температура воздуха повышается вверх и вниз от деятельного слоя. В зависимости от густоты травостоя уровень максимальных и минимальных температур не всегда располагается у поверхности крон, а может смещаться глубже. Например, озимая рожь имеет максимальные и
минимальные температуры воздуха не на уровне колосьев, а ниже,
где более густая листовая поверхность (Н.П.Матвеев, Н.А.Сераев, 1997). В лесу в полдень в ясную погоду максимальные температуры воздуха располагаются на уровне крон деревьев, вечером —
немного выше крон. Вечером кроны деревьев сильнее охлаждаются из-за большего излучения. Холодный воздух стекает вниз, в
результате, внизу температура воздуха уменьшается. Выше крон
деревьев температура воздуха остается высокой.
Днем в лесу температура воздуха ниже, чем на поле. Ночью,
наоборот, в лесу температура воздуха выше, чем на открытом поле.
Зависит это от нескольких причин. Растения отражают больше энергии, чем почва. Солнечная радиация распределяется в лесу на большую площадь. Часть энергии тратится на испарение и физиологические процессы.
Особенности теплового режима сказываются на всех процессах, идущих в лесу. Таяние снега в лесу запаздывает на 5 — 25 дней,
что приводит к замедлению стока талых вод и большой инфильтрации воды в почвогрунт.
Считается, что растение может жить только в определенном
температурном интервале, в среднем от 0 до 70 °С. Нижний предел определяется температурой замерзания воды в организме,
верхний — температурой свертывания некоторых растительных белков. Однако в действительности температурный интервал, при котором могут жить растения, значительно больше. Температура за330.

мерзания не является нижним пределом существования организмов, так как в растениях содержится не чистая вода, а растворы.
Растворы замерзают при более низких температурах, а вода в капиллярах обладает особыми свойствами. Если в организме воды
мало, то он выживает при очень низких температурах. Например,
рябина, ольха, береза могут зимой выдерживать морозы до - 20 °С,
дуб и бук вымерзают только при понижении температур до - 25 °С.
Приспособление организмов к низким температурам бывает
разное. В клетках может происходить уменьшение количества воды
и увеличение концентрации сахара, оба процесса препятствуют
образованию льда. Другим важным приспособлением является задержка или остановка роста — «зимний покой». Многие низшие
растения зимуют в виде спор или оставляют семена, клубни. Высушенные споры грибов в течение нескольких дней переносят в
лаборатории температуру - 2 5 3 °С.
Высокие температуры опасны для растений не только тем, что
при увеличении температуры происходит свертывание белка. При
повышении температуры дыхание преобладает над ассимиляцией
С0 2 , т.е. возникает отрицательный баланс органического вещества в организме.
Высокие температуры быстро убивают микробов. Большинство
бактерий, не образующих споры, погибают при 50 — 60 °С в течение получаса. Однако целая группа термофильных бактерий нормально развивается при очень высоких температурах.
Животные тоже выработали приспособления к изменению температуры воздуха. Наиболее крупные формы встречаются в более
холодном климате. Например, крупный королевский пингвин обитает в Антарктиде, самый маленький — галапагосский пингвин,
распространен у экватора. В зимний период у некоторых животных
отрастает более густая шерсть, некоторые животные впадают в спячку.
В областях с более высокими температурами тело животных становится менее массивным, а уши и конечности — более длинными. Например, фенек в Сахаре имеет длинные конечности и уши,
лисица в умеренных широтах более приземиста и уши у нее короче. Животные в жарких странах более активны в ночное время,
когда температура воздуха понижается, некоторые животные дневную жару пережидают в норах, глубоко в земле.
27.2. Влагооборот в биосфере. Транспирация
Приходная часть баланса влаги представлена почти исключительно водой, поглощаемой растением из почвы. Расход влаги осуществляется преимущественно транспирацией, т.е. испарением
воды из растения. Большая часть поверхности суши в теплое время покрыта растительностью. Поэтому в суммарном испарении
большое значение приобретает транспирация. Величина транспи331.

рации зависит от количества и размеров устьичных щелей на листовой пластинке, интенсивности освещения, температуры и влажности воздуха, скорости ветра и др. Этот процесс имеет биологический характер: растение для питания и роста забирает корневой
системой воду из почвы и гонит ее по своей системе снизу вверх
до листвы, листва исполняет функцию транспирации. В естественных условиях транспирация в год составляет: для травы и культурных полевых растений — 230 — 250 мм, для лиственного леса —
200 — 300, для молодого леса и кустарника — 150 — 200, для хвойного леса — 100—150 мм.
Род растительного покрова влияет на величину испарения: если
принять суммарное испарение в зоне степной растительности за
100 %, то при тех же температурах и осадках в лесостепной зоне
испаряется 110%, в зоне хвойного леса — 80 — 90%, а в зоне
полупустыни и тундры — 70 %. Наибольший прирост древесины
отмечается также в лесостепной зоне.
Растению доступна только капиллярная и отчасти пленочная и
гравитационная вода. Капиллярная и пленочная влага удерживается почвой и сравнительно легко перемещается в ней, служа источником питания растений. Гравитационная вода свободно перемещается по порам и трещинам и тоже используется растениями.
Холодная вода хуже всасывается корнями, чем теплая, так как
при низких температурах увеличивается вязкость воды, следовательно, уменьшается водопроницаемость плазмы. Однако растения полярных стран способны поглощать корнями воду при отрицательных температурах до - 1 , 5 °С.
Высшие растения поглощают влагу корнями, однако некоторые бромелиевые Южной Америки, живущие на растениях, могут впитывать воду листьями.
Влажность воздуха регулирует интенсивность испарения и сказывается на балансе влаги в растении: чем более влажный воздух,
тем меньше воды при прочих равных условиях теряет растение.
С другой стороны, при потере воды растение больше начинает
всасывать воду.
Экологическое значение имеет не влага сама по себе, а соотношение между приходом и расходом. Если транспирация преобладает над поступлением влаги в организм, растение испытывает
недостаток во влаге, даже находясь в среде, богатой водой. Начинается физиологическая сухость, т. е. несоответствие между транспирацией и возможностью поглощения воды корнями.
Условия водного режима сказываются на облике растения и на
внутренних особенностях. Растения, погруженные в воду только
своими нижними частями, называются гидрофитами (тростник,
рис). В местах, где почва и воздух насыщены влагой, в затемненных местах произрастают гигрофиты (папоротник, хвощ). Растения, существующие при средних условиях увлажнения, называ332.

ются мезофитами. В местах, где влаги вообще мало, растут ксерофиты. Засухоустойчивость — это особое свойство плазмы, обеспечивающее усиление поступления влаги из почвы и ослабление
транспирации. У одних ксерофитов корни неразветвленные, но
глубоко проникающие в почву и использующие влагу глубоких
горизонтов. Например, корни верблюжьей колючки проникают
до глубины 15 м и не испытывают недостатка влаги. У других ксерофитов корни разветвленные и используют влагу верхних горизонтов почвы.
Способы регулирования транспирации чрезвычайно разнообразны. У клубневых растений наземные части отмирают, запас
питательных веществ остается в клубнях. Некоторые растения направляют свои листья ребром к солнцу и тем самым уменьшают
транспирацию. Одним из радикальных способов ослабления транспирации является частичная или полная редукция листьев. Листья
приобретают форму иголок и коротких чешуй, плотно прижатых
к стеблю. На листьях развивается множество волосков, опушение защищает растение от перегрева. В засушливых условиях листья покрываются восковым налетом, становятся плотными
и кожистыми.
Особая группа суккулентов накапливает воду в листьях, стеблях, подземных органах. Они обладают мясистыми листьями (агавы, алоэ) или стеблями с редуцированными листьями в виде колючек (кактусы, молочаи). Суккуленты в засуху бережно расходуют воду. Слабая транспирация сопровождается и слабым газовым
обменом.
Приспособление к недостатку воды выражается в том, что
некоторые растения завершают свой жизненный цикл в очень
короткий срок — во влажное время года. Если растения однолетние, они называются эфемерами, если многолетние — эфемероиды.
Глава

БИОЛОГИЧЕСКИЙ КРУГОВОРОТ ВЕЩЕСТВА
И ЭНЕРГИИ
Биологический круговорот. В биосфере происходит непрерывный процесс движения и перераспределения вещества. В ней осуществляется массовый перенос твердых, жидких и газообразных
тел при различных температурах и давлении. Химические элементы участвуют в большом круговороте, который проходит различные стадии развития от глубинных частей верхней мантии до поверхности самой литосферы. Магматическая порода на поверхности Земли подвергается выветриванию. Продукты выветривания
333.

сносятся в моря и океаны, так возникает мощная толща осадочных пород. Они постепенно погружаются на большие глубины и
под воздействием повышения температур и давления преобразуются в метаморфизованные породы. При переплавлении возникает магма, она в благоприятных условиях может опять поступить в
верхние горизонты земной коры. Учение о крупных геологических
циклах было развито В.И.Вернадским, который писал: «Большая часть материи в земной коре находится в непрестанном
движении — миграции и образует обратимые и замкнутые циклы. Они возобновляются на поверхности энергией Солнца, живым веществом, а в глубинах — атомной энергией...» Гранитная
оболочка Земли, по мнению Вернадского, есть область «былых
биосфер».
Взаимодействие организмов с атмосферой, гидросферой, литосферой происходит посредством биологического круговорота вещества и энергии. Он складывается из двух противоположных процессов: образования живого вещества из неживого за счет солнечной энергии и его разрушения и превращения органического вещества
в минеральное.
Первый процесс называется фотосинтез — это мощный естественный процесс, ежегодно вовлекающий в круговорот огромные массы вещества биосферы и определяющий ее высокий кислородный потенциал. Фотосинтез представляет собой
химическую реакцию, протекающую за счет солнечной энергии при участии хлорофилла зеленых растений. В процессе реакции за счет углекислоты и воды синтезируется органическое
вещество и выделяется свободный кислород. Простейшим продуктом реакции является глюкоза, образование которой происходит по уравнению
6С0 2 + 6Н 2 0 = С 6 Н 12 0 6 + 60 2
Фотосинтез осуществляется наземными растениями, пресноводными водорослями и океаническим фитопланктоном. Образовавшиеся в листе органические вещества перемещаются в стебли и корни, где уже в синтез включаются поступившие из почвы минеральные соединения — соли азота, серы, калия, кальция, фосфора.
Продуктивность планетарного фотосинтеза выражается в количестве углекислоты и воды, потребляемом растениями в течение года. В процессе фотосинтеза ежегодно используется 480 млрд т
веществ, выделяется в атмосферу 248 млрд т свободного кислорода (Г. В. Войткевич, В. А. Вронский). При этом создается 238 млрд т
живого вещества, в круговорот вовлекается 1 млрд т азота, 260 млн т
фосфора и 200 млн т серы. Интересно отметить, что в течение
10 млн лет фотосинтез перерабатывает массу воды, равную всей
гидросфере, в течение 6 — 7 лет поглощается вся углекислота ат334.

Рис. 28.1. Пищевые цепи

мосферы, за 4000 лет обновляется весь «легкий» кислород атмосферы. Напряженность фотосинтеза подчеркивает такой факт, что
за время существования биосферы воды Мирового океана прошли через биологический круговорот не менее 300 раз, кислород
атмосферы — не менее миллиона раз.
Одновременно с процессом образования органического вещества происходит его разложение. В результате дыхания растений и
животных часть сложных органических соединений разлагается до
простых минеральных веществ. Основную роль при разложении
органических веществ играют микроорганизмы, именно они разлагают вещество до простейших минеральных элементов. В процессе минерализации энергия, поглощенная при фотосинтезе,
освобождается и передается окружающей среде. Посредством биологического круговорота солнечная энергия переводится в химическую, механическую, тепловую, за счет преобразования энергии осуществляется большинство процессов в географической обо4
л очке.
Основным создателем первичного органического вещества являются наземные растения и растения в океане и пресноводных
водоемах. Они называются продуцентами. Органические соединения, создаваемые растениями, потребляются животными. Они
называются консументами. Консументы делятся на два типа — консументы первого рода, или растительноядные, и консументы второго рода, или плотоядные (рис. 28.1). Пищевые связи между продуцентами и консументами выражаются в форме экологических
пирамид: численности, биомассы, энергии. При переходе на каждую новую ступень пищевой цепи от зеленой растительности до
плотоядных животных коэффициент полезного использования
энергии и производства биомассы падает. Последнее звено в пищевой цепи образуют редуценты — организмы, разлагающие органическое вещество до минерального. К редуцентам относятся микроорганизмы и грибы (рис. 28.2).
Биологический круговорот — это система круговоротов разной
продолжительности. Эфемеры пустынь развиваются в течение одного сезона и накопленные ими органические вещества быстро
разлагаются. Весь цикл может занимать один или два месяца.
335.

Энергия
Тепловая
энергия
74%

100%
Отраженная
энергия 10 %

ПОТЕРИ В ПРОЦЕССЕ
Энергия,
достигшая
земли 15%

ОрганическоеI веществод||
связывающее
1 % солнечной
'-^энегрпш'j

42% I
съедается

'Растительное?
вещество 50%

ПРИРОСТ

БИОМАССЫ

Съедаемые мертвые организмы

Рис. 28.2. Пищевые цепи
(по материалам журнала
336.

Энергия
Растенш

(ПРОДУКТИВНОСТЬ)

и энергия в биоценозе
«Наука и жизнь», 1990)
337.

_
Тепловая
энергия ^г
74%
К

Энергия,
достигшая
земли 15

Энергия
100%
\
х

Отраженная
энергия 10 %

ПОТЕРИ В ПРОЦЕССЕ
30%

Рис. 28.2. Пищевые цепи
(по материалам журнала
336.

Энергия
Фотосинтез

ДЫХАНИЯ

Фитофагия

20%

Растения
Растительноядные/

Плотоядные у
Хищничество \ 1-го порядка/
Плотоядные
2-го порядка

45%

съедается
55%

не съедается

(ПРОДУКТИВНОСТЬ)

и энергия в биоценозе
«Наука и жизнь», 1990)
337.

Значительно длиннее цикл веществ, вошедших в состав древесины. Минерализация органического вещества в этом случае может
произойти через сотни лет. Органическое вещество, превратившееся в нефть, разлагается через миллионы лет.
Биологические круговороты вещества не замкнуты. При отмирании органического вещества в почву возвращаются не только те элементы, которые из нее забирались, но и новые, образованные самим растением. Некоторые вещества надолго выходят из круговоротов, задерживаясь в почве или образуя осадочные горные породы.
Образование и разрушение органического вещества — противоположные, но неотделимые друг от друга процессы. Ускорение или
отсутствие одного из них неизбежно приведет к исчезновению
жизни. Если будет происходить только накопление органического
вещества, то атмосфера вскоре лишится углекислого газа, литосфера — фосфора, серы, калия. Следовательно, фотосинтез прекратится и растения погибнут. С другой стороны, если увеличится
скорость разложения, все органическое вещество быстро разложится до минеральных соединений и жизнь прекратится.
Роль живого вещества в атмосфере, гидросфере, литосфере. Биологический круговорот вместе с другими круговоротами обеспечил
взаимодействие атмосферы, гидросферы и литосферы, обусловил
возникновение уникальной оболочки — географической оболочки
Земли. Первичные оболочки в результате взаимодействия претерпели изменения, у них изменился состав, возникли новые свойства.
В.И.Вернадский писал, что «земная газовая атмосфера, наш
воздух есть создание жизни». Кислород вместе с другими газами
выделялся при дегазации мантии. До широкого распространения
растений накопление кислорода происходило медленно, он расходовался на окисление минералов. Когда в океане получили широкое распространение фотосинтезирующие растения, процесс
накопления кислорода ускорился. Считается, что примерно 20 млн
лет назад количество кислорода могло приблизиться к современному содержанию. В пределах биосферы происходит обмен кислорода среды с живыми организмами или их остатками после гибели. Растения производят свободный кислород, животные являются его потребителями путем дыхания.
Живые организмы принимают деятельное участие в круговороте азота. Усвоить азот высшие растения могут только «фиксированным», т.е. переведенными в доступные соединения. Этот процесс осуществляется азотофиксирующими бактериями, живущими в почве. Источником фиксированного азота в почве являются
бобовые растения. Животные потребляют азот, поедая растения.
Обратно в атмосферу азот поступает при разложении органического вещества бактериями денитрификаторами.
Миграция С0 2 происходит двумя путями. На суше углекислый
газ атмосферы поглощается фотосинтезирующими растениями и
338.

может захорониться в виде углей, торфа, горючих сланцев,
нефти на тысячи или миллионы лет. В водоемах происходит переход? углекислого газа в гидрокарбонаты HCOj 1 . Затем с помощью
растворенного в воде кальция создаются карбонаты, они осаждаются как биогенным, так и абиогенным путем. Возникают мощные толщи известняков. В пределах суши углекислый газ поглощается днем, когда происходит фотосинтез, и выделяется ночью,
при дыхании организмов. В экваториальных широтах, где день
и ночь длятся примерно по 12 ч, количество поглощенного
и выделенного С0 2 в течение суток примерно одинаково. В умеренных широтах летом при увеличении светового дня возрастает
поглощение углекислоты, зимой, наоборот, возрастает выделение углекислого газа.
Не в меньшей степени, чем атмосфера, связана с деятельностью живого вещества и гидросфера. Предполагают, что количество воды, находящейся одновременно в организмах, может покрыть Землю пленкой толщиной в 1 мм. Организмы непрерывно
потребляют и выделяют воду, деятельность организмов определяет газовый и солевой состав вод океана и внутренних водоемов.
В воду поступают продукты жизнедеятельности организмов (С0 2 ,
H2S, 0 2 ) и продукты разложения органических остатков (минеральные соединения серы, фосфора, азота). В результате обогащения газами и минеральными соединениями вода становится
химически активной, способной растворять горные породы. В анаэробных условиях при разложении органических остатков выделяется сероводород, метан. Очевидно, солевой состав вод океана
во многом определяется деятельностью живого вещества. Морские организмы в своих телах концентрируют определенные
элементы — карбонаты, кремний, иод и др.
Воздействие живого вещества на литосферу очень разнообразно. При участии живых организмов создаются органогенные горные породы — известняки, кремниевые породы (диатомиты, опоки). Органогенными породами являются каустобиолиты (торф,
уголь, нефть, газ). К биогенным относятся месторождения на дне
океана железомарганцевых конкреций. Бактериальное происхождение имеют железные руды, фосфориты многих месторождений.
Особым природным образованием являются почвы. В. В.Докучаев считал, что почвы — естественно-историческое тело, сформированное в результате взаимодействия органического и минерального вещества. К почвообразующим факторам относятся горные
породы, живое вещество (растения и животные), вода, воздух. Большое значение имеет время, в течение которого образуются почвы.
Деятельность организмов является одним из важнейших факторов
почвообразования. Корни растений разрушают породу механически и химически, выделяя органические кислоты. Растения берут
из породы воду и минеральные вещества, отдают растительные
339.

остатки. Животные разрыхляют породу своими норами и ходами,
улучшая таким образом условия проникновения в почву воды и
воздуха. Разложение органического вещества осуществляется бактериями, живущими в почве. В результате деятельности организмов в почве накапливается гумус. Гумус образуется только при
неполном разложении органического вещества и является главным элементом плодородия почв.
Глава

Ж И З Н Е Н Н Ы Е СООБЩЕСТВА ОРГАНИЗМОВ
Организмы, живущие на земной поверхности, образуют системы — жизненные сообщества, или биоценозы.
Биоценоз — закономерный комплекс форм, исторически, экологически и физиологически связанных в одно целое общностью
условий существования (С. В. Калесник, 1955). В биоценозе все его
компоненты взаимосвязаны. Одни организмы — автотрофы —
синтезируют органическое вещество в процессе фотосинтеза, другие — гетеротрофы — потребляют его.
Главный компонент биоценоза — растения. Они образуют растительные сообщества — фитоценозы. Совокупность фитоценозов
для данной территории или всей Земли в целом называется
растительностью.
Растения благодаря своей неподвижности образуют относительно постоянную основу биоценоза. Животные могут не иметь постоянной связи с определенным участком территории. Сообщества, образуемые животными, называются зооценозы. Границы зооценозов можно проводить только условно. Животные совершают
периодические и непериодические миграции, иногда на значительные расстояния. Крылатые насекомые могут посещать различные
биоценозы. Роль животных в биоценозе зависит от сроков их пребывания в биоценозе и от функций, которые они выполняют в нем.
В биоценозе выделяется микробоценоз — жизненное сообщество
микроорганизмов данной территории. Таким образом, биоценоз
можно рассматривать как совокупность фитоценоза, зооценоза,
микробоценоза, развитых на однородном участке территории.
29.1. Характеристика биоценоза
Для характеристики биоценоза устанавливается его видовой состав. Число видов в биоценозе определяется соотношением тепла
и влаги: в наиболее благоприятных условиях богаче растительность
и, следовательно, богаче видами животный мир. Например, в тундре число видов небольшое, в лесу их количество увеличивается,
во влажном тропическом лесу число видов наибольшее. Цепь пи340.

тания начинается растительноядными животными и заканчивается крупными хищниками. Цепей питания в биоценозе может быть
^несколько. Число звеньев в цепи питания редко бывает больше
шести, причем представители начальных звеньев занимают небольшие ареалы, конечных звеньев —• более широкие, так как им
нужно больше пищи. В начальных звеньях общая масса организмов
наибольшая, а размеры наименьшие. В конечных звеньях, наоборот, общая масса всех организмов небольшая, а индивидуальные
размеры организмов значительные. Например, в океане общая
масса планктона очень большая, размер организмов, составляющих планктон, микроскопический; общая масса китов, которые
питаются планктоном, значительно меньше, но размеры китов
огромные, они являются крупнейшими морскими животными.
Для характеристики растительной и животной части биоценоза используется понятие ярусность, т.е. обособление в вертикальном направлении. Ярусность проявляется не только в наземной
части биоценоза, но может быть и в подземной, так как на разной глубине располагаются корни, луковицы, представители животного мира тоже располагаются на разной глубине.
Для растительной части биоценоза устанавливается покрытие,
жизненность, физиономичность {аспект). Степень покрытия оценивают по площади, занятой наземными частями данного растения.
Жизненность данного вида представляет его «экологическое самочувствие»: если условия благоприятные, то растение проходит
полный цикл развития — растет, цветет и плодоносит, при неблагоприятных условиях растение может не цвести. Биоценоз может состоять из сотен и тысяч видов организмов, но основных
организмов в биоценозе немного. Виды, преобладающие в биоценозе, определяют его аспект. Аспект может быть постоянным, если
в биоценозе преобладают определенные виды, и сезонным, зависящим от фаз цветения основных видов растений.
Животная часть каждого биоценоза имеет свое ядро, куда входят оседлые и сезонные виды организмов. Оседлые виды живут
в биоценозе круглый год и лучше всего приспособились к данному биоценозу. Сезонные виды появляются в биоценозе только
в определенный сезон. К оседлым формам в тундре относятся
лемминг, песец, полярная сова, они круглый год живут в биоценозе и составляют ядро биоценоза; гуси появляются в биоценозе
только в летний период.
Тип организма, находящийся в соответствии с окружающими
условиями, называется жизненной формой. В жизненной форме отражены главные черты местообитания, но они отражены не
абсолютно, а в известных пределах. Часто встречаются внешне
сходные формы, однако внутренне сильно отличающиеся друг от
друга. Жизненные формы животных классифицируют по образу
питания (растительноядные, хищные, всеядные), по температуре
341.

(холоднокровные и теплокровные), по активности в определенные сезоны (деятельные весь год, деятельные в течение сезона,
летоспящие, зимоспящие). По структуре и поведению различают
плавающих, роющих, наземных, древесных животных. Среди
плавающих бывают водные и полуводные. Растительные формы
классифицируют по условиям водного режима (гидрофиты, гигрофиты, мезофиты, ксерофиты), по условиям вегетации (вегетирующие в течение всего года, вегетирующие в определенный сезон), по способу питания (сапрофиты, паразиты, симбионты).
Устойчивость и изменение биоценоза. Биоценоз представляет собой довольно устойчивую систему. Он обладает способностью к
восстановлению. Однако устойчивость относительна, при полном
разрушении биоценоз может и не восстановиться. Изменения биоценоза, происходящие под воздействием внешних и внутренних
причин, носят различный характер. Одни изменения не вносят в
биоценоз качественных перемен, к ним относятся сезонные и суточные ритмы. Сезонный ритм проявляется в смене растительного аспекта и миграции животных. Суточный ритм проявляется в
активности жизни растений и животных. В зависимости от времени суток цветы открываются или закрываются. Днем на свету осуществляется фотосинтез. Дневные животные ночью спят, а ночные животные выходят на охоту.
Нерегулярные изменения могут быть вызваны сильной засухой, наводнениями. Изменения биоценоза могут быть связаны с
тем, что биоценоз находится на определенной стадии развития и
еще полностью не сформировался.
Смена одного устойчивого биоценоза другим устойчивым типом носит название сукцессии. Она возникает в результате постепенного накопления количественных изменений. Например, при
изменении почв, заболачивании, проникновении новых животных и растений взаимоотношения между компонентами в биоценозе нарушаются и он преобразуется в другой.
Биогеоценоз. Биоценоз занимает определенный участок территории — биотоп. Совокупность фитоценоза, зооценоза и микробоценоза на определенном участке территории (биотопе) образует биогеоценоз (рис. 29.1). Границы биогеоценоза определяются границами фитоценозов. Через территорию, занятую биогеоценозом,
не проходит ни одна существенная биоценотическая, почвенногеохимическая, геоморфологическая и климатическая граница.
Следовательно, биогеоценоз обладает однородным рельефом,
микроклиматом, почвами и определенным сочетанием жизненных сообществ организмов.
Понятие биогеоценоз иногда отождествляют с понятием экосистема. Однако экосистема — понятие более широкое, под экосистемой подразумевается система любого ранга (по А. Г. Воронову). Экосистемой являются и озеро, и океан, и биосфера в целом.
342.

Рис. 29.1. Биогеоценоз (схема)
С другой стороны, в термине «экосистема» преимущественное гнлоложение занимает живое вещество, остальные компоненты — сре^эда
его обитания. В термине «биогеоценоз» все компоненты имеют одздинаковое значение, их взаимодействие образует единую систелл^у.
Каждый организм может существовать только в определенноюй
экосистеме, нарушение одного из компонентов ее оказываетвтся
катастрофическим как для организма, так и для всей экосистелдсмы
в целом.
Биомасса и биопродуктивность. Количество живого вещества плжланеты определяется биомассой и биопродуктивностью. Биомасса —
количество живого вещества на единице площади (ц/га). Биопрсоодуктивность — ежегодный прирост живого вещества на единижзце
площади (ц/га в год). Биологическая продуктивность зависит • от
соотношения количества образовавшегося и разложившегося
за
единицу времени живого вещества. Прирост биомассы свидетелспьствует о накоплении энергии в биоценозе.
Биомасса живого вещества материков в 800 раз превышает бгажомассу Мирового океана. На поверхности континентов растенииия
преобладают над животными и составляют 99 %. В Мировом оке^га-

3<в43

не 90 % массы приходится на долю животных, в основном планктона. Всего масса живого вещества составляет 2,4 • 1012 т.
На суше распределение биомассы и биопродуктивности зонально. Наибольшей биомассой и биопродуктивностью характеризуются влажные экваториальные и тропические леса — соответственно 6500 ц/га и 325 ц/га в год. Здесь наиболее благоприятные условия — обилие тепла и влаги. В тропических пустынях биомасса и
биопродуктивность резко уменьшаются. В умеренных широтах
наблюдается их увеличение — в буковых лесах 3700 ц/га и 103 ц/га
в год. В арктической тундре происходит второе уменьшение
биомассы и биопродуктивности. Уменьшение этих показателей
в тропических пустынях объясняется недостатком влаги, в полярных широтах — недостатком теплоты. Высокогорные пустыни также характеризуются небольшой биомассой и биопродуктивностью, при подъеме в горы наблюдается уменьшение и теплоты, и
влаги. Надо отметить, что на суше величина биомассы преобладает над биопродуктивностью (табл. 29.1). В океане наблюдается обратная картина — биопродуктивность резко превышает величину
биомассы.
Т а б л и ц а 29.1
Биомасса и биопродуктивность суши
(по Н. И. Базилевич, Л. Е. Родину и др.)
Природная зона

Биомасса,
ц/га

Биопродуктивность,
ц/га в год

северная

1000

средняя

2600

южная

3300

Сухие степи

100

Буковые леса умеренного пояса

3700

103

Влажные тропические леса

6500

Арктическая тундра
Тайга:

325
(леса Амазонии)

10000

Солончаковые пустыни

0,1

Высокогорные пустыни
(Западный Памир)

од

344.

Т а б л и ц а 29.2
Биомасса и биопродуктивность Атлантического океана

(по Т.С.Лукьяновой и И.А.Суетовой)
Пояс
Арктический

Биомасса, ц/га

Биопродуктивность,
ц/га в год

Субарктический

289

Северный умеренный

236

Северный субтропический

131

Северный тропический

118

Экваториальный

169

Южный тропический

109

Южный субтропический

В океане распределение биомассы и биопродуктивности подчиняется зональности. В арктических широтах величина биомассы и биопродуктивности небольшая. Наибольшие биомасса и биопродуктивность характерны для субарктических широт — 34 ц/га
и 289 ц/га в год. В умеренных широтах эти показатели несколько
снижаются — до 28 ц/га и 236 ц/га в год. В тропических и экваториальных широтах биомасса и биопродуктивность минимальные.
Именно в субарктических и умеренных широтах наблюдается
оптимальное соотношение количества кислорода в воде и питательных веществ. В тропических широтах происходит уменьшение содержания кислорода, в арктических широтах слишком мало
питательных веществ (табл. 29.2).
29.2. Распространение живых организмов в океане
Океан был первой средой обитания живых организмов. Своеобразие физико-химических особенностей океана создает благоприятные условия для образования и развития разнообразных форм
жизни. В воде океана растворены все химические элементы Периодической системы Д. И. Менделеева, служащие для построения
тела морских животных и растений. В океане вода находится в постоянном движении, развита как горизонтальная, так и вертикальная циркуляция. Эти движения связывают воедино воды
Мирового океана, что и определяет единство природной среды.
345.

Жизненная среда океана непрерывна, не имеет границ, препятствующих расселению организмов.
В настоящее время в океане насчитывается около 160 ООО видов
животных и 10000 видов растений (Г.В.Войткевич, В.А.Вронский). В океане наиболее распространены моллюски, ракообразные, простейшие. Из позвоночных животных в океане обитают
рыбы (16000 видов), черепахи, змеи, млекопитающие (китообразные, ластоногие). Среди растений преобладают водоросли;
насчитывается более 5000 видов зеленых водорослей, около
5000 видов диатомовых; красных, бурых, синезеленых водорослей немного меньше. С океаном связана жизнь водоплавающих птиц
(пингвины, альбатросы).
Разнообразие органической жизни в океане делится на четыре
группы: планктон, нектон, бентос, плейстон.
Планктон (парящий) представляет собой группу главным образом микроскопических организмов, которые парят в водной
толще и не могут передвигаться против течений. Организмы выработали приспособления к постоянной жизни в толще воды. Первый способ увеличения плавучести заключается в уменьшении
размеров, поэтому планктон представлен в основном мелкими
формами. Другой способ заключается в увеличении площади
тела, например диатомеи имеют тело в форме диска. Многие
организмы имеют желеобразное тело, оно на 95 % состоит из
воды (медузы).
Планктон делится на фитопланктон и зоопланктон. Фитопланктон расположен преимущественно в приповерхностных
слоях воды, так как для его существования необходим солнечный
свет. Наиболее интенсивно процесс фотосинтеза идет на глубинах, где освещенность составляет не менее % от освещенности
на поверхности моря. Поэтому летом в океане максимальное количество фитопланктона приходится на глубины 25 — 30 м. В наиболее прозрачных водах планктон иногда живет на глубинах до 150 м.
Зоопланктон отличается большим разнообразием видов и форм
организмов. Среди зоопланктона много одноклеточных организмов, рачков, червей, медуз. Зоопланктон может передвигаться на
небольшие расстояния, но в основном переносится течениями.
Иногда планктон начинает стремительно размножаться, изменяя цвет воды. Наиболее интересны так называемые «красные приливы», которые наблюдаются у берегов Флориды. Образуются они
после сильных дождей, когда большое количество питательных
веществ смывается с побережья. Приток пресных вод снижает соленость вблизи берега, а подъем глубинных вод выносит к поверхности питательные вещества. Сочетание благоприятных условий
обеспечивает интенсивное размножение водорослей (динофлягеллят), вода приобретает красный цвет. Мощные красные приливы
отмечались в 1946, 1954, 1971 гг. Красные приливы губительно
346.

действуют на водные организмы. Водоросли выделяют яд, кроме
того, они забивают жабры, приводя к гибели рыб и других организмов.
Нектон (плавающий) образует группа активно плавающих в
воде рыб, млекопитающих, моллюсков. Нектон может перемещаться на огромные расстояния.
Бентос (глубинный) состоит из организмов, обитающих на дне.
Донные организмы могут быть прикрепленными, сидячими (кораллы, водоросли, губки), роющими (моллюски), ползающими
(ракообразные) или свободно плавающими у самого дна (камбала, скаты).
Плейстон — совокупность организмов, живущих у поверхностной пленки воды. Он делится на собственно плейстон — организмы, плавающие на поверхности воды (физалия), нейстон — организмы, прикрепленные к поверхностной пленке снизу или сверху
(улитки-прудовики), гипонейстон — организмы, живущие под
поверхностной пленкой (личинки рыбы, веслоногие рачки). Еще
недавно считали, что поверхностная пленка воды не приспособлена для жизни организмов. Исследования ученых показали, что
поверхностная пленка океана населена огромным количеством
организмов. Например, в 1 м 3 пены воды Каспийского моря было
обнаружено 14 ООО колоний бактерий. В Азовском море в слое воды
от 0 до 5 см насчитали 18 600 личинок крабов в 1 м3. Приповерхностное положение морских организмов обеспечивается их высокой
плавучестью, чему способствуют газовые и жировые включения
на поверхности и внутри тела. Жировые включения выполняют
роль поплавков и служат высококалорийной пищей.
В Мировом океане отмечается вертикальная зональность распределения живых существ. В водной толще океана выделяют неритическую (до 2UU м), ватиальную (от 200 до 3000 м), абиссальную (глубже 3000 м). Неритическая зона богата планктоном и бентосом. В поверхностных водах до 50 м обитает фитопланктон, до
глубины 500 м существует до 65 % зоопланктона. Остальное количество зоопланктона живет на глубинах от 500 до 4000 м. Аналогичное распределение характерно для нектона.
Своеобразен мир глубоководных районов океана. На больших
глубинах понижается температура воды, возрастает давление, отсутствует освещение. Рыбы приспособились к жизни на больших
глубинах за счет редукции плавательного пузыря или заполнения
его жиром. Отмечен гигантизм глубоководных форм. Многие организмы имеют уплощенный вид, что позволяет им быстрее зарываться в песок в поисках пищи. У многих глубоководных организмов выработались органы свечения. Свечение живых организмов
называется биолюминесценцией. Большинство светящихся животных вырабатывают свет в специальных органах (фотофоры), иногда
светятся бактерии, паразитирующие на животных. Наиболее за347.

мечательным представителем светящихся организмов является
рыба-удильщик. Рыба снабжена «удилищем» со светящейся приманкой. На эту приманку привлекаются небольшие рыбки, которые служат пищей удильщику.
Для океана характерна циркумконтинентальная зональность:
наиболее богаты прибрежные воды шельфа, в открытом океане
число организмов резко сокращается.
Прибрежная фауна и флора Мирового океана исключительно
богаты организмами. Здесь очень разнообразны физико-географические условия — изменчива соленость, характерны волнения, приливы, течения, различен характер грунта. Здесь распространено огромное количество видов бентоса: одни из них неподвижные (губки, кораллы, мшанки), другие подвижные (ежи,
морские звезды, моллюски). Обитатели скального субстрата прочно прикрепляются к его поверхности, например водоросли. Некоторые могут уходить в глубь субстрата, к таким видам относятся сверлильщики (двухстворчатые моллюски). На песчаном и
илистом грунте обитают крабы, улитки, моллюски и черви. На
песчаном грунте организмы способны быстро зарываться в рыхлый песок, на илистом — живут особи, извлекающие питательные вещества из грунта, пропуская его через кишечный тракт.
Для прибрежной зоны тропических морей характерны коралловые рифы.
В открытом океане экологическая обстановка более однообразна, чем в прибрежной зоне. Здесь господствуют организмы, проводящие всю жизнь на плаву. Пищи в открытом океане мало, поэтому организмы должны совершать длительные путешествия. Очень
разнообразна группа активно плавающих рыб, китообразных,
тюленей, кальмаров и т.д. Организмы имеют различные приспособления для свободного плавания: с помощью хвоста (рыбы),
за счет изгиба тела (змеи) или реактивным способом (кальмары). Многие виды морских организмов способны вырабатывать
электрическую энергию, в океане найдено около 250 видов таких
рыб. Электрические угри способны вырабатывать ток напряжением 600 В.
В 1977 г. американские геологи на подводном аппарате «Олвин»
в рифтовой зоне подводного хребта Тихого океана, в 320 км к
северо-востоку от Галапагосских островов, на глубине 2600 м
обнаружили «оазисы жизни» у выходов гидротермальных источников. Здесь в полной темноте при обилии сероводорода процветала жизнь: гигантские черви, моллюски, креветки, крабы.
Анализ проб воды показал значительную концентрацию сероводорода и наличие бактерий, среди которых оказались автотрофы. Именно эти бактерии играют роль зеленых растений и являются продуцентами. Эти объекты называются «черными курильщиками».
348.

29.3. Распространение живых организмов на суше
Условия существования на суше более разнообразны, чем в
океане, и организмы приспособились к определенным условиям
жизни, выработав свой внешний облик, внутреннее строение и
физиологические особенности. На распределение растений и животных на суше влияют климат, почва, рельеф и другие факторы.
Основные процессы в тканях растений — фотосинтез, транспирация — зависят от соотношения тепла и влаги. Наиболее важным фактором является температура. Различные типы природных ландшафтов тесно связаны с климатическими поясами
земного шара. В Европе восточная граница ареала падуба остролистного совпадает с январской температурой О °С, северная граница созревания финиковой пальмы совпадает с годовой изотермой 19 °С.
Важным фактором является освещенность. В лесу растения располагаются ярусами: наиболее светолюбивые занимают верхний
ярус, внизу живут менее светолюбивые растения. В еловой тайге
существуют два-три яруса, во влажном тропическом лесу — пять
ярусов. Животные живут в определенном ярусе, некоторые вообще не спускаются на землю.
Влага совершенно необходима для растений и животных. Растения извлекают нужную им воду из почвы при помощи корней.
Сухопутные животные используют воду озер или рек, запасы воды
на листьях. Некоторые животные могут подолгу обходиться без
воды.
На распределение растений существенное влияние оказывает
почва. В почвах содержатся питательные вещества, необходимые
для роста растений. Некоторые растения являются индикаторами
определенных почв. На засоленных почвах произрастают солерос,
Лебеда, полынь, способные выдержать значительную засоленность
(галофиты). Индикаторами кислых почв в лесной зоне являются
вереск, брусника, черника.
На суше наблюдается горизонтальная зональность и высотная
поясность в распределении растительности и животных. Границы
ботанико-географических зон тесно увязываются с границами географических поясов и зон.
Зона арктических пустынь охватывает острова Российской
Арктики, северную часть Канадского архипелага, Гренландию
и Шпицберген. Зона характеризуется крайне низкими температурами, наземным оледенением, маломощными почвами. Основной
растительный фон составляют лишайники и мхи, практически
отсутствуют кустарники. Вся островная флора высших растений
насчитывает около 350 видов. Растительность приспособилась к
неблагоприятным условиям существования, выработав стелющиеся и подушкообразные формы. Биомасса растений менее 50 ц/га,
349.

причем наземные формы преобладают над подземными. Животных в зоне арктических пустынь крайне мало.
Зона тундры занимает северные окраины Евразии и Северной
Америки. Термин «тундра» имеет финское происхождение и означает плоскую безлесную возвышенность (для Кольского полуострова). Для тундры характерны сильные ветры, низкие температуры, короткий вегетационный период, развита многолетняя мерзлота, заболоченность, почвы — тундрово-глеевые, с малым
содержанием гумуса. Флора тундры насчитывает 250 — 500 видов
растений. Растительный покров образован мхами, лишайниками
с участием кустарничков. Растения малорослы и характеризуются
небольшим годовым приростом. Полярная ива за год вырастает
на 1 — 5 мм. Биомасса тундры варьирует в пределах 40 — 280 ц/га.
Большинство животных в тундре активны только в летний сезон, зимой они находятся в спячке (сурки, суслики) или мигрируют в другие, более теплые районы. Лишь немногие животные ведут активный образ жизни в течение всего года, к ним
относятся северные олени, волки, зайцы-беляки и др. Снег имеет большое значение для животных в тундре. Под снежным покровом живут горностай и ласка, под снегом зимуют полевки и лемминги. К хищникам тундры относятся песец, тундровый волк,
полярная сова.
В Южном полушарии на субантарктических островах аналогом
тундр являются растительные формации, представленные злаками и разнотравьем.
Лесотундра — переходная от тундры к тайге зона. Ее климатические условия сходны с климатом тундры. Протягивается южнее тундры на севере Евразии и в Северной Америке полосой
шириной от 30—50 до 300—400 км. Биомасса растений составляет 250—500 ц/га. Растительный покров представляет собой сочетание тундр, редколесий, болот и лугов. На Кольском полуострове господствует березовое редколесье, от Белого моря до Урала —
еловое и березовое, в Азиатской части — лиственничное. Стволы
деревьев в лесотундре искривлены под действием сильных ветров, высота небольшая — до 6 м. Животный мир более разнообразен, чем в тундре: появляются росомахи, норки, бурые медведи.
Зона тайги простирается в Евразии с запада на восток более
чем на 7000 км, в Северной Америке — на 5000 км. Ширина зоны
до 1000 км, в Сибири — значительно больше. В России зона тайги
является наиболее крупной по площади. Тайга получает значительно больше теплоты. Длительность безморозного периода увеличивается от 75 — 90 дней на севере зоны до 120 дней — на юге.
Для территории характерна многолетняя мерзлота, заболоченность,
почвы в основном подзолистые. Биомасса растений составляет
1000—3500 ц/га. Видовой состав довольно беден — ель, сосна,
кедр, лиственница, пихта. В России в западной части тайги преоб-

350.

ладает ель европейская, в восточной части лесообразующей пород о й является лиственница даурская. В южной части тайги на Дальнем Востоке к хвойным породам добавляются широколиственные: дуб, вяз, клен, липа. Непременным элементом тайги являются верховые, сфагновые болота, их образование обусловлено
многолетней мерзлотой, небольшим испарением и равнинностью территории. Деревья тайги приспосабливаются к заболачиванию: корневая система их сильно разветвлена, они могут
образовывать многоярусную систему корней по мере нарастания
торфа. В тайге распространены рыси, бурые медведи, соболи, горностаи, куницы. В тайге обитают 90 видов млекопитающих и
250 видов птиц.
Зона смешанных и широколиственных лесов охватывает в
Северном полушарии восток США, Западную Европу (без Средиземноморья), среднюю полосу России, часть Тихоокеанского
сектора Азии. В Южном полушарии — западное побережье
Южной Америки, Тасманию и Южный остров Новой Зеландии.
По сравнению с тайгой здесь более благоприятный климатический режим: не менее четырех месяцев среднемесячная температура воздуха выше 10 °С. Поверхностный сток развит хорошо, заболоченность значительно меньше, чем в тайге. Почвы дерновоподзолистые, есть бурые лесные почвы. В зоне смешанных лесов
широколиственные группировки чередуются с ельниками, сосновыми борами. Местами развиваются луга с богатым разнотравьем. Биомасса растений составляет 3000—5000 ц/га. В широколиственных лесах произрастают дуб, бук, граб, каштан, ясень,
липа. В приморских районах Европы преобладают каштановые
леса, на остальной территории — буки и дубы. Для тихоокеанского сектора Азии характерно богатство видов: рядом растут
вечнозеленые, лиственные и хвойные деревья. В лесах произрастают клен, орех, ясень, магнолия, вишня, камелия и т.д.
В лесах умеренных широт Южного полушария распространены
южный бук, кипарис, араукарии, эвкалипты. Животный мир
более разнообразен, чем в тайге, здесь есть благородные олени,
косули, кабаны, рыси, волки, лисицы.
Зона степей умеренного пояса отличается континентальным
климатом, неустойчивым режимом осадков. Влажные годы могут чередоваться с засушливыми. Почвенный покров представлен черноземами, каштановыми почвами. Для степной зоны
характерно отсутствие лесов и господство злаков. Биомасса составляет 100—370 ц/га. В составе растительного покрова преобладают многолетние травы (злаки и осоки). Характерны для степей
эфемеры (однолетники) и эфемероиды (многолетники). Особенно красочна степь весной, когда цветут ирисы, незабудки, лютики. Среди животных наиболее распространены грызуны (суслики,
сурки), большое количество пресмыкающихся (ящерицы, змеи).
351.

В Южном полушарии аналогом степей являются пампа (Южная Америка) и злаковники (Новая Зеландия).
Зона жестколистного вечнозеленого леса и кустарников занимает побережье Средиземного моря, южный берег Крыма, Черноморское побережье Кавказа. В Южном полушарии — юго-западную часть Африки и Австралии. Температура здесь редко опускается ниже нуля, летом может достигать 35 °С и выше. Увлажнение
недостаточное, распространены коричневые почвы. Большинство
типичных растений являются ксерофитами. Для уменьшения транспирации растения приобрели жесткие листья — вечнозеленый дуб,
лавр, олеандр. Многие растения имеют узкие листья, у некоторых
листья превратились в колючки. К характерным растениям зоны
относятся оливковое дерево, маслина, кипарис, пиния, лавр, олеандр, лаванда. На месте сведенных лесов развиты сообщества кустарников — маквис и гарига. Маквис — заросли вечнозеленых
кустарников и деревьев высотой не более 3 м. Здесь растут каменный дуб, лавр, фисташка, можжевельник. Гарига (фригана) представлена низкорослыми вечнозелеными кустарниками (лаванда,
розмарин, шалфей). Животный мир представлен косулями, дикими козлами, гиенами, шакалами.
Зона пустынь. К пустыням относят территории с предельно засушливым климатом. Развиты пустыни в тропическом, субтропическом и умеренном климатических поясах и занимают примерно
33 — 36 % площади суши. Над пустынями небо почти всегда безоблачное, что приводит к резким колебаниям температуры в течение суток. В пустынях преобладают серо-бурые и сероземные засоленные почвы. Произрастают растения-ксерофиты. Многометровые корни имеют такие растения, как саксаул, верблюжья колючка. У пустынных растений подземная часть составляет до 95 %
фитомассы. Характерны эфемеры. Некоторые растения сбрасывают листву в засушливый период, чтобы сократить площадь транспирации. В песчаных пустынях растут псаммофиты — растения,
имеющие приспособления против засыпания их песком. К ним
относятся осоки, злаки. Во всех пустынях преобладающими видами растений являются представители маревых, крестоцветных,
бобовых и т.д. Каменистые пустыни почти лишены растительности. Биомасса растительности в пустынях составляет 20 ц/га.
К типичным представителям животного мира пустынь относятся
тушканчики, вараны, ящерицы, змеи, из крупных животных —
джейраны.
Зона саванн. Эта зона развита в Африке, Южной Америке и на
северо-западе Австралии. Для саванн характерна смена влажного
и сухого периода. Основной фон саванны создают жестколистные
злаки. Деревья, произрастающие в саванне, имеют длинную корневую систему, достигающую 50 — 60 м. Многие деревья приобретают зонтиковидную форму кроны (акации) для уменьшения
352.

испарения. В Западной Африке большие площади занимают влажные саванны, в них высота злаков может достигать 5 м. В сухих
саваннах высота злаков намного меньше, часто встречаются мощные листопадные деревья — баобабы. Они имеют высоту до 25 м,
поперечник ствола — 10 м и более, возраст деревьев может достигать 1000 лет. В саваннах Австралии произрастают эвкалипты с
примесью акаций, большие пространства заняты густыми зарослями ксерофитных кустарников — скрабом. В льяносах Ориноко
основной фон составляют различные злаки с редкими рощами
пальм. Биомасса в саванне составляет 500—1500 ц/га. Животный
мир саванн-богат и разнообразен. Для злаковых саванн характерны крупные нелетающие птицы — страусы (в Южной Америке — нанду). В саваннах Африки распространены копытные
животные, большую их часть составляют антилопы. Встречаются
носороги, жирафы, слоны, львы, шакалы, гиены. В саваннах
Австралии живут различные виды кенгуру. Очень много грызунов
и насекомых.
Влажные экваториальные леса — гилеи — занимают бассейн Амазонки и Конго, побережье Гвинейского залива и Индо-Малайскую зону. Для влажных экваториальных лесов характерно обилие
тепла и влаги. Распространены ферраллитные почвы. Биомасса
достигает 10 000 ц/га. В гилеях Амазонки на площади в 1 га можно
насчитать до 100 видов деревьев. Для влажных тропических лесов
характерно большее количество видов (более 5000), многоярусность (до 5 ярусов). Произрастают красное дерево, какао, гевея,
дынное дерево, синий сандал и др. По названию красного дерева
«пау-бразил» Бразилия получила свое имя. Из-за большой влажности воздуха деревья имеют воздушные корни. Для лесов характерны эпифиты (лианы). Животный мир влажных тропических лесов
отличается таким же богатством и разнообразием. Здесь живут обезьяны, лесные свиньи, антилопы бонго, к хищникам относятся
ягуар, оцелот, леопард. В Южной Америке живет самая крупная
змея — анаконда.
Высотная поясность более индивидуальна, чем зональность.
Почти каждая горная страна на Земле имеет свой спектр высотных поясов в зависимости от экспозиции склона, протяженности
горных хребтов и их взаимного расположения. Степень дифференциации спектров в целом обусловлена нахождением горной страны в пределах той или иной широтной зоны. При одинаковой
высоте горный хребет в тундре имеет укороченный спектр, на
экваторе — максимально полный. Своеобразен животный мир гор.
Пониженное давление воздуха, значительные колебания температур, каменистый грунт обусловили адаптацию организма животных. Из крупных млекопитающих в горах живут козлы, бараны, яки, серны. Хищники представлены такими видами, как волки, рыси, снежные барсы.
1 2 Савцова

353

Глава

БИОСФЕРА И ЧЕЛОВЕК
Средняя продолжительность существования вида составляет
4 млн лет. Ученые считают, что за год естественным путем исчезают четыре вида. Однако за антропогенный период скорость исчезновения видов резко увеличилась: в год исчезают десятки видов.
После 1600 г. исчезли 384 вида высших растений, 23 вида рыб,
21 вид рептилий, 113 видов птиц, 83 вида млекопитающих. Особенно пострадала фауна океанических островов. На Маскаренских
островах исчезло 85 % местных видов в результате деятельности
человека. Исчезли тарпан, сумчатый волк, стеллерова корова,
дронт, бескрылая гагарка. Подсчитано, что к 2010 г. биосфера может утратить до 15 % составляющих ее видов.
В 60-х годах XX в. в Мировом океане добывалось огромное количество китов. Например, в 1967 г. только советскими и японскими китобойными флотилиями было выловлено около 24 000 китов. Такой
чрезмерный вылов привел к резкому сокращению численности отдельных видов китов. В 1976 г. был введен запрет на ловлю финвала, в
1980 г. — на кашалота. Сейчас численность китов начала повышаться.
На суше под воздействием человека многие виды растений стали
редкими или исчезающими. Установлено, что на нашей планете под
угрозой исчезновения находится не менее 30 000 видов растений,
10 % общего числа. К ним относятся: водяной орех, железное дерево, шелковая акация, самшит гирканский и т. д. В Северной Америке на грани исчезновения находятся бизон, американский журавль;
в Южной Америке — викунья, крупные кошки. В Азии резко сократилась численность носорогов, львов, тигров, гепардов. Дикий бык
(тур) — предок крупного рогатого скота — был полностью истреблен во второй четверти XVII в. Дикий азиатский буйвол сохранился
лишь в очень ограниченном количестве. В Китае национальной
проблемой стало сохранение и увеличение численности панды.
С другой стороны, на Земле увеличивается количество искусственно отобранных и выведенных человеком организмов, некоторые животные продолжают существовать только благодаря их одомашниванию. Современная численность крупного рогатого скота в
мире превысила 1,4 млрд голов. Сортов пшеницы выведено более
тысячи. В настоящее время благодаря клонированию может резко
возрасти число искусственно созданных организмов. Суммарная масса человечества и домашних животных в 1860 г. составляла 5 % биомассы всей Земли, в 1940 г. — 10 %, сейчас приближается к 40 %.
Для организмов, выведенных человеком, характерно значительное увеличение продуктивности. Зерна дикорастущих злаков, плоды
на лесных деревьях очень мелки. У зерновой пшеницы излишне
крупные зерна, корни свеклы и репы разрастаются в размерах,
354.

рекорд побили лишенные семян плоды банана, груш, мандаринов, — писал В.Л.Комаров в 1938 г. На поддержание нужных человеку свойств тратится огромное количество энергии: проводится обработка почв, вносятся удобрения, подавляется естественная растительность. Отчуждение человека от естественной среды
распространилось и на выведенные им сорта растений и породы
животных, которые могут сохраняться только благодаря искусственным воздействиям.
Новым перспективным направлением обогащения биологических
ресурсов Мирового океана является марикультура, т. е. выращивание
и разведение промысловых организмов. В Японии еще за 2000 лет до
н.э. на приливных участках берега занимались разведением устриц, об
их разведении упоминает Аристотель. В России в XIX в. разведением
устриц занимались в Севастополе. Ежегодная продукция марикультуры беспозвоночных в мире составляет 1132 тыс. т (820 тыс. т устриц,
312 тыс. т мидий). Лидером здесь является Япония, она производит
до 30 % всей мировой продукции. В России ведутся работы по выращиванию лососей и водорослей у берегов Японского, Белого и Баренцева морей. Значительное развитие марикультура получила в Каспийском море, где разводят осетров.
Важной составляющей живого вещества является лесной покров. Лесам принадлежит ведущее место в стабилизации природной среды, они воздействуют на газовый и тепловой режим. В лесах увеличивается влажность и годовое количество осадков, изменяется поверхностный и подземный сток. Обезлесение территории приводит к аридизации климата, эрозии почв, опустыниванию. В 1990 г. 51,2 млн км 2 (37%) всей территории было занято
лесами и кустарниками, из них 34,4 млн км2 (67 %) приходится
на сомкнутые леса. Лесистость Африки составляет 18%, Азии
(без России) 19%, Австралии 5%, Европы 24%, Северной Америки 25 %, России 45 %. За последние 100 лет площадь лесов сократилась на 15 млн км2, только за 1971 —1990 гг. она уменьшилась на
2 млн км2. Подсчитано, что Индия теряет до 6 млрд т плодородных почв в год в результате уничтожения лесного покрова.
Контрольные вопросы

1. Что такое биосфера? Чем отличаются понятия «биосфера» и «географическая оболочка»?
2. Перечислите формы организации живого вещества. Дайте им краткую характеристику.
3. Каковы основные гипотезы происхождения жизни на Земле?
4. Каковы основные положения учения В.И.Вернадского о биосфере?
5. В чем заключается биологический круговорот вещества и энергии?
Каковы основные особенности биологического круговорота?
6. Охарактеризуйте роль живого вещества в развитии атмосферы, гидросферы и литосферы.

Р а з д е л III
ГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ОБОЛОЧКА. НООСФЕРА

Глава

ГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ОБОЛОЧКА.
СТРОЕНИЕ, КАЧЕСТВЕННОЕ СВОЕОБРАЗИЕ
31.1. Понятие о географической оболочке
Географическая оболочка — целостная материальная система,
образованная при взаимодействии и взаимопроникновении атмосферы, гидросферы, литосферы, живого вещества.
О том, что география изучает особую оболочку Земли, писали
многие географы. А. Гумбольдт в своем труде «Космос» «стремился обнять явления внешнего мира в их общей связи, природу как
целое, движимое и оживляемое внутренними силами». Его «жизнесфера» по своему содержанию аналогична биосфере, в заключительных строках он говорит о «сфере разума». Наиболее четкое
представление о наружной оболочке Земли было изложено в трудах П. И. Броунова. В 1910 г. в предисловии к «Курсу физической
географии» он писал, что физическая география изучает «современный облик Земли, иначе сказать, современное устройство наружной оболочки, являющейся ареной органической жизни... Наружная оболочка Земли состоит из нескольких концентрических
сферических оболочек, а именно: твердой, или литосферы, жидкой, или гидросферы, и газообразной, или атмосферы, к которым присоединяется еще и четвертая — биосфера. Все эти оболочки в значительной степени проникают одна в другую и своим
взаимодействием обусловливают как наружный облик Земли, так
и все явления на Земле». Термин «географическая оболочка» предложил в 1932 г. А. А. Григорьев («Предмет и задачи физической
географии»). Он считал, что «земная поверхность представляет качественно особую вертикальную физико-географическую зону, или
оболочку, характеризующуюся глубоким взаимопроникновением
и активным взаимодействием литосферы, атмосферы и гидросферы, возникновением и развитием именно в ней органической
жизни, наличием в ней сложного, но единого физико-географического процесса».
Оболочку называли по-разному: ландшафтная оболочка
(С. В.Калесник), ландшафтная сфера (Ю. К. Ефремов). А. И. Иса356.

ченко предложил именовать географическую оболочку эпигеосферой, подчеркивая, что это именно наружная земная оболочка.
И.М.Забелин считал, что термин географическая оболочка нужно заменить термином биогеносфера. Он писал, что термин подчеркивает самую важную особенность — зарождение жизни.
В географической литературе часто используется термин «географическая среда». Некоторые ученые ставили знак равенства
между терминами географическая среда и географическая оболочка. По их мнению, эти термины дополняют друг друга. Однако
в термине «географическая среда» на первое место ставится человек, человеческое общество; границы среды изменяются вместе с
развитием человеческого общества. Термин «географическая оболочка»
более грамотный с точки зрения географов: в географической оболочке всем компонентам придается одинаковое значение.
Положение верхней и нижней границ разными авторами оценивается по-разному. А. А. Григорьев верхнюю границу географической оболочки проводит в стратосфере на высоте 20—25 км,
ниже слоя концентрации озона. Нижняя граница, по его мнению,
проходит немного ниже границы Мохо. На материках нижняя граница проходит на глубине 30—40 км, под океанами — 5 — 8 км.
Мощность географической оболочки по А.А.Григорьеву составляет 75 км на материках и 45 км — на океане.
В границах, близких к обозначенным А. А. Григорьевым, рассматривает географическую оболочку А. М. Рябчиков. Однако нижнюю границу он проводил на уровне земной коры. С. В. Калесник
верхнюю границу проводил на уровне тропопаузы. Нижнюю границу он ограничивает осадочным слоем земной коры (4—5 км).
А. Г. Исаченко в географическую оболочку включает тропосферу,
гидросферу и осадочный слой земной коры. И.М.Забелин нижнюю границу связывает с нижним пределом распространения органической жизни и воды в жидком состоянии. Ф. Н.Мильков,
Д.Л.Арманд верхнюю границу проводят по тропопаузе, нижнюю — по границе земной коры. В Географическом энциклопедическом словаре и книге «Мир географии» авторы нижнюю границу проводят по зоне гипергенеза, верхнюю — по тропопаузе («Мир
географии»), на высоте 25 км (Географический энциклопедический словарь).
Границы географической оболочки, очевидно, следует проводить по границе наиболее активного взаимодействия всех компонентов и проявлению географических закономерностей, особенности географической зональности. Следовательно, верхняя граница располагается на уровне озонового экрана — 22—25 км; так
как в этом слое атмосферы в результате взаимодействия формируются воздушные массы, до этой границы может существовать
живое вещество. Нижнюю границу следует проводить по границе
зоны гипергенеза (500 — 800 м), в этой зоне сформировались зо357.

А
нальные коры выветривания, происходят круговороты вещества
и энергии. В географическую оболочку включается вся гидросфера.
Мощность географической оболочки составляет 23 — 26 км.
Ряд ученых предлагали заменить термин «географическая оболочка» термином «биосфера». Они считают, что биосфера в понимании В.И.Вернадского по мощности и по смыслу, вкладываемому в понятие, совпадает с географической оболочкой. Более
того, термин «биосфера» получил широкое расапространение в
научной и популярной литературе и понятен всем жителям планеты. Однако в традиционном понимании в термине «биосфера»
центральное место предназначается живому веществу, остальные
компоненты образуют его окружающую среду, что не совсем правильно. Кроме того, географическая оболочка существует более
длительное время, чем биосфера. Биосферный этап — стадия развития географической оболочки.
31.2. Географическое пространство
Разработкой идей «географического пространства и времени»
занимались многие ученые, такие, как Ю.К.Ефремов, Д.Л.Арманд, К.К.Макаров, Н.М.Сватков, В.С.Лямин и др. В.С.Лямин
считает, что «существует множество реально существующих форм
пространства и времени, можно говорить о химическом, биологическом, географическом пространстве и времени». Пространство есть взаимное расположение компонентов системы, время —
чередование состояний данной саморазвивающейся системы.
В Географическом энциклопедическом словаре дается следующее
определение географического пространства: «географическое пространство — форма существования географических объектов и
явлений в пределах географической оболочки; совокупность отношений между географическими объектами, расположенными
на конкретной территории и развивающимися во времени».
Более широкое толкование «географического пространства»
дано в брошюре К. В. Пашканга. Он считает, что географическая
оболочка тесно связана с окружающим ее космическим пространством и с внутренними частями Земли. Солнечная энергия, поступающая от Солнца к Земле, является источником всех географических процессов. Сила притяжения Солнца удерживает Землю
на околосолнечной орбите, сила притяжения Луны обусловливает образование приливов. На поверхность Земли падают метеориты. Из недр Земли поступает эндогенная энергия, определяющая
формирование наиболее крупных форм земной поверхности. Верхняя граница географического пространства располагается на
высоте 10 радиусов Земли, на верхней границе магнитосферы;
нижняя — на поверхности Мохо. Географическое пространство
подразделяется на четыре части.
358.

h Ближний космос. Нижняя граница проходит по верхней границе атмосферы на высоте 2000 км над Землей. Здесь происходит
взаимодействие космических факторов с магнитным и гравитационным полями. В магнитосфере задерживается корпускулярное
излучение Солнца.
2. Высокая атмосфера. Снизу она ограничивается стратопаузой.
Здесь происходит торможение космических лучей, их преобразование, образование озона.
3. Географическая оболочка.
4. Подстилающая кора. Нижняя граница — поверхность Мохо.
Эта область проявления эндогенных процессов, формирующих геотектуры и морфоструктуры планеты.
31.3. Компоненты, структурные уровни географической оболочки
Компоненты географической оболочки — это однородные вещественные образования. К ним относятся природная вода, воздух, горные породы, растения, животные, почвы.
Компоненты различают по агрегатному состоянию — твердое,
жидкое и газообразное. Сейчас выделяют еще четвертое состояние — вода в капиллярах: она не замерзает при нуле градусов, а
становится вязкой.
Компоненты могут иметь различные уровни организации: живой, косный (абиотический), биокосный (органо-минеральный).
К живым компонентам относятся растения, животные; к биокосным — почвы; к косным — воздух, вода, горные породы.
По степени активности компоненты делят на устойчивые —
горные породы, почвы; мобильные — вода, воздух; активные —
растения, животные. Некоторые ученые подразделяют компоненты на первичные — вода, воздух, горные породы, растения, животные; и производные — почвы, лед, мерзлые горные породы
(К. И. Геренчук, В. А. Боков, И.Г.Черванев). Иногда к компонентам географической оболочки относят рельеф, климат (А. А. Половинкин, К.К.Марков, А.Г.Исаченко, В.С.Жекулин), или литосферу, атмосферу. Однако не вся литосфера и атмосфера включается в состав географической оболочки, а рельеф и климат являются не компонентами, а свойствами горных пород и воздуха.
Выделяют три структурных уровня географической оболочки.
Первый уровень — геокомпонентный. Это самый простой уровень,
отдельные компоненты изучают естественные науки — геология,
ботаника, геохимия и геофизика.
Второй уровень называется геосферным. Геосферы — это оболочки, занятые преимущественно одним компонентом. Геосферы
определяют вертикальную структуру географической оболочки,
они располагаются ярусно и распределяются по удельному весу.
Верхняя — атмосфера, образованная самыми легкими газами. Ниже
359.

залегают гидросфера и литосфера. Эти оболочки образуют более
тяжелые химические элементы.
Наиболее сложное строение оболочка имеет на контакте сфер:
атмосферы и литосферы (поверхность Земли), гидросферы и литосферы (дно океана), атмосферы и гидросферы (поверхность
океана), атмосферы, гидросферы и атмосферы (в прибрежной зоне
океана).
Третий уровень — геосистемный. Геосистемы — комплексы,
образованные при взаимодействии всех компонентов. Геосистемы
образуют горизонтальную структуру географической оболочки.
Дифференциация географической оболочки на геосистемы обусловлена неравномерным распределением тепяа и влаги, неоднородностью земной поверхности.
Географическая оболочка обладает качественным своеобразием и отличается от первичных геосфер, ее образующих:
— географическая оболочка — наиболее сложная оболочка планеты, характеризующаяся разнообразием вещественного состава;
— в пределах географической оболочки вещество находится в
трех агрегатных состояниях, обладает широким диапазоном физических характеристик;
— в оболочке присутствуют различные виды энергий, солнечная энергия преобразуется в энергию химических связей, тепловую и механическую;
— в пределах географической оболочки наблюдается тесное
взаимодействие слагающих ее компонентов, что приводит к образованию качественно новых образований — природных комплексов;
— в пределах географической оболочки возникла жизнь, существует человеческое общество.
31.4. Этапы развития географической оболочки
В жизни географической оболочки выделяют несколько, этапов.
Самый ранний — добиосферный, затем биосферный этап развития. В настоящее время все чаще ученые начали говорить, что в
жизни географической оболочки начинается новый этап — ноосферный. Развитие шло по пути усложнения структуры, в процессе взаимодействия образовывались новые компоненты и комплексы. Каждый новый этап характеризуется возникновением новых круговоротов вещества и энергии.
Добиосферный (геологический) этап развития продолжался с
4,5 млрд лет до 570 млн лет. В это время произошло формирование
материков и океанических впадин, образовались атмосфера и гидросфера. На добиосферном этапе взаимодействовали атмосфера,
гидросфера, литосфера. Живое вещество существовало, но сплошного распространения не имело. В это время целостность оболочки
360.

поддерживали круговороты воды и химических элементов. В результате взаимодействия первичных компонентов — воды, воздуха, горных пород — формировались компоненты географической
оболочки. Образовались природные вода и воздух, т. е. компоненты йесут в себе результаты взаимодействия оболочек. Природный
воздух — это уже не только, газы атмосферы, он содержит воду
гидросферы и твердые частицы литосферы. В природной воде существуют соли и газы. Сформировались осадочные горные породы. На добиосферном этапе верхняя граница географической оболочки вероятно располагалась на высоте 80 км (в этом слое существуют серебристые облака, состоящие из смерзшихся газов и льда,
т. е. пары воды при круговоротах заносились на эту высоту). Кроме
того, на этой высоте проходит граница гомосферы. Нижняя граница проходила по границе осадочного слоя: осадочные горные
породы являются результатом воздействия на горные породы воды
и воздуха, кроме того, именно здесь располагаются горизонты
подземных вод.
На втором, биосферном, этапе во взаимодействие включается
живое вещество (с 570 млн лет по 40 тыс. лет). К круговоротам
добавляется биогенный: неорганические элементы на свету за
счет реакции фотосинтеза превращаются в органическое вещество, к испарению добавляется транспирация. Компоненты
географической оболочки становятся более сложными, в их преобразовании участвует живое вещество. Природная вода приобретает специфический газовый и солевой состав, который является результатом жизнедеятельности организмов. Образуются коры
выветривания и почвы, их образование тоже связано с деятельностью живого вещества. Газы атмосферы прошли через биологические круговороты. К компонентам добавляются растительность
и животные. Очевидно, компоненты становятся биогенными.
Однако перламутровые облака и осадочные горные породы оказываются вне зоны активного круговорота. Верхняя граница географической оболочки спускается до озонового экрана (здесь
образуются зональные воздушные массы), нижняя граница —
очерчивает зону гипергенеза.
На третьем этапе географическая оболочка вступает в ноосферный этап развития. Под ноосферой (сферой разума) понимают
сферу взаимодействия природы и общества, в которой разумная
деятельность человека становится определяющим фактором развития. На ноосферном этапе к круговоротам добавляется антропогенный круговорот вещества и энергии. Начинают формироваться
антропогенные компоненты, они несут в себе результаты воздействия человеческой деятельности. Границы географической оболочки ноосферного этапа, очевидно, должны расширяться, в перспективе человечество освоит всю Солнечную систему. Подробная характеристика ноосферы дана в отдельной главе.
361.

Глава

ЗАКОНОМЕРНОСТИ
ГЕОГРАФИЧЕСКОЙ ОБОЛОЧКИ
К основным закономерностям географической оболочки относятся: целостность, ритмичность, зональность, азональность и
полярная асимметрия.
Целостность — одна из важнейших закономерностей географической оболочки, проявляющаяся в том, что все компоненты
тесно взаимосвязаны друг с другом и изменение любого из них
приводит к нарушению целостности всей оболочки. Причем географическая оболочка — не механическая сумма компонентов, а
качественно новое образование, обладающее специфическими чертами и развивающееся как единое целое.
Целостность географической оболочки достигается за счет круговоротов вещества и энергии. Круговоротам подвержено вещество
литосферы, гидросферы, атмосферы и биосферы. В литосфере осуществляется круговорот вещества, охватывающий зону гипергенеза. В атмосфере круговорот представлен общей циркуляцией атмосферы, происходит образование воздушных потоков планетарного
масштаба. На общую циркуляцию атмосферы (ОЦА) накладываются региональные и местные круговороты. В гидросфере формируются большие и малые круговороты воды. В океане существуют горизонтальные и вертикальные круговороты водных масс; на суше
наблюдается стекание воды по руслам рек, образование озер, ледников и подземных вод. Большое значение имеет биологический
круговорот — образование и разложение органического вещества.
Круговороты различны по своей сложности. В одних круговоротах происходит механическое перемещение вещества (ОЦА, океанические течения), в других наблюдается изменение агрегатного
состояния вещества (круговороты воды), в третьих наблюдается
химическое превращение (реакция фотосинтеза).
Целостность и взаимосвязь компонентов можно проследить,
анализируя историю оледенений четвертичного периода. Этот пример подробно рассмотрен С. В. Калесником. В эпохи оледенений
большие объемы воды консервируются в ледниках, что вызывает
значительное понижение уровня всего Мирового океана (на 100—
110 м). Понижение уровня Мирового океана сказалось в свою
очередь на природе всей Земли: произошло осушение шельфа,
материки и океаны приобрели другие очертания, часть островов
присоединилась к материкам. В это время возникают «континентальные мосты», по которым происходила миграция видов, следовательно, растения и животные заселяют новые территории. Во
всех речных системах земного шара в результате понижения базиса эрозии активизируется глубинная эрозия.
362.

В теплые межледниковые периоды материковые льды таяли,
дополнительные объемы воды стекали в океан, что обусловливает
повышение уровня воды Мирового океана. Начинается затопление шельфа, уменьшение площади материков и увеличение плоШади океанов. В это время «континентальные мосты» разрушаются, что ограничивает миграцию наземных организмов, но может
вызвать миграцию водных. Если «континентальные мосты» в последующие ледниковые эпохи не восстанавливаются, на материках
могут сформироваться очень своеобразные флора и фауна.
Особенно большое воздействие на компоненты оказывает человеческая деятельность. Недостаток знаний о взаимосвязи компонентов приводит к возникновению проблем Каспийского,
Аральского морей, опустыниванию, деградации почв. Особенно
остро стоит проблема Аральского моря, уровень которого понизился на 13 м. К 90-м годам Сырдарья уже не впадала в море,
а сток Амударьи колебался от 0 до 10 км 3 в год. Соленость аральских вод возросла вдвое и составила 22 %0. Объем уменьшился на
600 км3, от воды освободился участок суши площадью 20 000 км2.
По данным космических снимков, площадь осаждения пылеватых
частиц на море достигла 250000 км2, в льдах горных ледников
обнаружена соль. Сейчас из-за уменьшения отбора речных вод ситуация улучшается, но проблема осталась.
Ритмичностью называется повторяемость во времени комплекса процессов, которые каждый раз развиваются в одном направлении. Различают две формы ритмики: периодическую — это
ритмы одинаковой продолжительности, и циклическую — ритмы
переменной длительности.
Ритмы бывают разной продолжительности: сверхвековые, внутривековые, годовые, суточные. Самый крупный ритм в истории Земли связан с движением Солнечной системы вокруг ядра Галактики и составляет 180—220 млн лет. В жизни Земли они представлены тектоническими этапами: каледонским (кембрий—ордовик—
силур, 200 млн лет), герцинским (девон—пермь, 180 млн лет),
мезозойским (триас—мел, 165 млн лет), кайнозойским. В это время активизируются тектонические движения, вулканизм, изменяются очертания материков, что в свою очередь обусловливает
изменение климата.
Из сверхвековых ритмов хорошо изучен ритм продолжительностью 1800 — 2000 лет. Ритм обусловлен изменением приливообразующих сил на Земле. Примерно раз в 1800 лет Солнце, Луна и
Земля оказываются в одной плоскости и на одной прямой; причем расстояние между Солнцем и Землей наименьшее. В ритме
выделяются три фазы. Первая фаза — трансгрессивная (прохладного и влажного климата), развивающаяся быстро, но имеющая
небольшую продолжительность в 300—500 лет. Вторая фаза — регрессивная (сухого и теплого климата), длительность этой фазы
363.

составляет 600 — 800 лет. Третья фаза — переходная, длительность
ее 700—800 лет. А. В. Шнитников считал, что в период прохладного влажного климата усиливалось оледенение, увеличивался сток
рек, повышался уровень озер; в сухой теплый период — реки мелели и ледники отступали. Исторические события подтверждают
существование этого ритма. Римляне в начале нашей эру пересекали Сахару, в то время она представляла собой степь. В IX—X вв.
в период теплого и сухого климата викинги пересекли Атлантический океан и открыли Гренландию и Северную Америку. В XII—
XIII вв. в период прохладного и влажного климата усилилась деловитость океана, льды перекрыли традиционные пути викингов и
их колонии исчезли.
Среди внутривековых ритмов наиболее четкими оказались циклы
продолжительностью в 11, 22 и 33 года, связанные с солнечной
активностью. А.Л.Чижевсщй считал, что на пике солнечной активности усиливаются вспь1шки эпидемий, увеличивается вулканическая активность, частота возникновения циклонов. В 2000 г.
на пике солнечной активности наблюдались выбросы солнечного
вещества, вызывавшие мощные магнитные бури на Земле.
А. Л. Чижевский сопоставил данные о солнечной активности с
важнейшими историческими событиями за длительный промежуток времени. Оказалось, что на пике солнечной активности усиливаются массовые волнения людей, народные восстания. Европейские революции, в том числе и революции 1905 и 1917 гг. приходились на время усиления солнечной активности. Чижевский
считал, что солнечная активность не управляет ходом исторических событий, а только влияет на общественно-психологический
фон: возрастает агрессивность людей, что и обусловливает военные конфликты. Интересно отметить, что события 1991 г. в России приходятся на начало спада солнечной активности, а события 2000 г. (войны в Чечне, Абхазии, Афганистане) точно соответствуют пику солнечной активности.
Годовая ритмика связана со сменой времен года и обусловлена
орбитальным движением Земли и наклоном оси. Сезонная ритмика наблюдается во всех геосферах: в атмосфере существует годовой ход влажности, температур, атмосферных осадков, формируются сезонные ветры — муссоны. В литосфере в течение года
изменяется интенсивность выветривания, других экзогенных процессов. В гидросфере наблюдается годовой ход температуры воды,
солености, плотности, сезонная миграция рыб. Наиболее ярко
сезонная динамика проявляется в живом веществе.
В разных природных регионах выделяется различное количество сезонов. В экваториальных широтах круглый год жарко и влажно, существует только один сезон года. В субэкваториальных широтах выделяется два сезона — сухой и влажный. В умеренных
широтах ярко выражены четыре сезона года — весна, лето, осень,
364.

зима. Ученые предлагают выделять еще два: предзимье (время
между переходом среднесуточной температуры воздуха через ноль
и образованием устойчивого снежного покрова) и предвесенье
(промежуток времени между началом таяния снега и его полным
таянием).
Причина сезонной ритмики в различных широтах различна: в
низких она связана с увлажнением, в умеренных обусловлена
изменением интенсивности солнечной радиации, в полярных —
зависит от освещения.
Суточная ритмика связана со сменой дня и ночи, возникающей из-за вращения Земли вокруг оси. Суточный ритм проявляется в суточном ходе всех метеоэлементов, фотосинтез идет только днем, на свету. Человек также живет по «солнечным часам»:
активность организма понижается с 2 до 5 ч утра и с 12 до 14 ч
солнечного времени; в это время уменьшается частота пульса,
ухудшается память, понижается температура. Наиболее активен
человек с 8 до 12 ч и с 14 до 17 ч.
Суточная ритмика на разных широтах имеет свою специфику.
Это связано с продолжительностью освещения и высотой Солнца
над горизонтом. На экваторе день равен ночи в течение всего года.
По направлению к полюсам летом длительность дня увеличивается, а ночи уменьшается. Зимой, наоборот, увеличивается длительность ночи. В дни летнего солнцестояния на полярных кругах длительность дня равна 24 часам. За полярным кругом летом наблюдается полярный день.
На разных широтах продолжительность сумерек различна. В низких широтах сумерки очень коротки, день быстро сменяется
ночью, так как Солнце под большим углом опускается за горизонт. В высоких широтах вечерние сумерки в дни летнего солнцестояния смыкаются с утренними, начинаются «белые ночи».
Экспозиция склонов на различных широтах имеет разное географическое значение. Подробный анализ влияния экспозиции
склонов приведен в брошюре К. В. Пашканга. В низких широтах
при высоком положении солнца склоны освещаются более равномерно, роль экспозиции невелика. В высоких широтах значение
экспозиции также невелико, так как солнце в течение суток освещает все стороны горизонта. Только в умеренных широтах значение экспозиции склонов очень велико: южные склоны получают
больше тепла, чем северные, что обусловливает повышение температуры поверхности и воздуха, быстрое таяние снега на южных
склонах, меньшее увлажнение летом. Северные склоны, наоборот, увлажнены лучше, снег на них тает медленнее, температура
почвы и воздуха в течение дня ниже. Зимой достаточно крутые
северные склоны могут вообще не освещаться солнцем, так как
угол подхода солнечных лучей к поверхности меньше, чем угол
самого склона.
365.

Основоположником учения о зональности был крупный русский почвовед и географ В.В.Докучаев (1846—1903). Он считал,
что зональность — это всеобщий закон природы. Основные причины зональности — шарообразная форма Земли и поток солнечной радиации. Зональность — закономерное изменение компонентов или комплексов от экватора к полюсам благодаря изменению угла падения солнечных лучей.
Географы разделяют понятия компонентная и комплексная
зональность. Представление о компонентной зональности сложилось с античных времен. Еще Аристотель выделил на Земле тепловые пояса. Комплексную зональность открыл и обосновал В. В.Докучаев. Ученые выделяют горизонтальную, широтную и меридиональную зональность. Очевидно, более общее понятие — горизонтальная зональность. На равнинах она проявляется как широтная зональность, в приокеанических секторах ориентация зон
становится почти меридиональной.
В атмосфере зональность проявляется в распределении атмосферного давления, осадков, влажности, температур, ветров и т.д.
В слое мощностью 22 — 25 км сформировались зональные воздушные массы, выделяются тепловые и климатические пояса
Земли. В гидросфере зональны поверхностные водные массы,
для них характерны определенные температура, соленость, плотность, содержание газов и разнообразие морских организмов.
В литосфере зональны почвы и коры выветривания, экзогенный рельеф, выделяются морфоклиматические зоны Земли. Особенно четко проявляется зональность в распределении растительного покрова. Для каждой зоны свойственен свой зональный тип растительности, который изменяется от северной к
южной границе. Так, в таежной зоне можно выделить северную, среднюю и южную тайгу. В деятельности людей тоже можно
говорить о чертах зональности, для определенных зон характерен свой набор культурных растений: в теплом влажном климате
выращивают кофе, виноград, цитрусовые, в более холодных —
зерновые. В более северных районах возможно только оленеводство. Строительство тоже имеет свою специфику в разных природных зонах.
Наиболее крупные зональные подразделения географической
оболочки — географические пояса. Они отличаются друг от друга
температурными условиями, особенностями циркуляции атмосферы, почвенно-растительного покрова и животного мира. Наиболее благоприятны условия для жизни людей в умеренном, субтропическом, субэкваториальном географических поясах. Они
интенсивнее других освоены человеком. Недаром наиболее развитые цивилизации Италии, Греции, Крита, Египта существовали
именно в субтропическом поясе. Географические пояса выделяются на материках и на океанах.
366.

Внутри поясов на суше по соотношению тепла и влаги выделяются географические зоны. Зоны делятся на подзоны по степени
выраженности зональных признаков. Следует отметить, что зональность хорошо выражена только на земной поверхности, с высотой и глубиной зональность быстро затухает.
Зональность — историческая категория. Наиболее древние зоны
расположены в пределах экваториального и тропического поясов,
наиболее молодые — в умеренном. По мере развития географической оболочки происходило усложнение зональности.
Для выявления закономерностей в расположении географических поясов и зон группой ученых (А. М. Рябчиков и др., 1972)
был построен гипотетический материк (рис. 32.1). Размеры материка соответствуют половине площади суши, конфигурация — ее
расположению по широтам, поверхность представляет собой невысокую равнину, омываемую океаном. Нанесенные на гипотетический материк границы поясов и зон отражают средние контуры
их на равнинах реальных материков, а на месте горных районов
они приведены к уровню этой равнины. Оказалось, что большее
распространение суши в Северном полушарии вызывает сильное
растягивание зон в континентальных секторах северных умеренного и субтропического поясов. В Южном полушарии эти секторы
выклиниваются.
В общих чертах зональность Южного полушария повторяет зональность Северного полушария. Большинство географических зон
располагается меридионально. Только на территории Канады и
России, преимущественно в континентальных секторах умеренного и субарктического поясов, преобладает широтное положение зон. Зональность прекрасно выражена на Восточно-Европейской равнине. Именно при изучении почвы этой равнины В. В.Докучаев открыл закон зональности.
Зональность — одна из важнейших закономерностей географической оболочки. Очевидно, одним из признаков принадлежности к географической оболочке является зональность. Обоснование
ее границ должно учитывать существование зональности.
Зоны не везде образуют сплошные полосы. Границы многих зон
отклоняются от параллелей, в пределах одних и тех же зон наблюдаются большие контрасты в природе. Поэтому наряду с зональностью выделяют другую географическую закономерность — азональность.
Азоналъностъ — изменение компонентов и комплексов, связанное с проявлениями эндогенных процессов. Причина азональности — неоднородность земной поверхности, наличие материков и океанов, гор и равнин на материках, своеобразие местных
факторов: состав горных пород, рельеф, условия увлажнения и др.
Азонален эндогенный рельеф, т. е. размещение вулканов и тектонических гор, строение материков и океанов.
367.

Пояс

Широта

80
4

С " у
— с —

д
у

Арктический
V

'Полярные пустыня

\^ГСубаркти
V \Субарк
Лиепгпй
XU

« Р Ы

*пгые

i лкЛ0л**ствен\

Т&1^7еса
Нв1

W S g ^
r 1 Лния&Ж,

^v^v

Г/У

Умерен

40е
Убтропип

.Тропический
ЙП!
on
Ж**

Л у Субэква/ г Л ториальный
Экватор

: Дистоп.
: В ечнозел
: леса^

Субэкваториальный

влажные

Тропический

30е

^Полупуст.
Ns^^ecTKa
4
>v<Ljiecaj

Субтропический
*

Умеренный
\g/JIyra011

^ ^jfy^f

Субантарктический
60е
Антарктический

с - Х Полярные

Материковые л е д н н ^
. - - Границы поясов
на суше и море
Границы зональных типов ландшафтов

-ч

Теплые

Холодные

течения

—
— •
течения

пустыни

70е

Господствующие
ветры
Границы секторов

Рис. 32.1. Схема географических поясов и основных зональных типов
ландшафтов на гипотетическом материке

368

Существует две основные формы проявления азональности —
секторностъ географических поясов и высотная поясность.
В пределах географических поясов выделяется три сектора —
материковый и два приокеанических. Наиболее ярко секторность
выражается в умеренном и субтропическом географических поясах. Слабее всего секторность выражена в экваториальном и субарктическом поясах.
Азональное влияние на географическую зональность проявляется в формировании высотной поясности. Высотная поясность —
закономерная смена поясов от подножия к вершине горы. Высотные пояса — не копии, а аналоги широтных зон. В основе их выделения лежит уменьшение температуры с высотой, а не изменение
угла падения солнечных лучей. Кроме того, в горах изменяется
спектр солнечной радиации: возрастает доля ультрафиолетовых
лучей. При подъеме в горы уменьшается давление. При подъеме в
горы не наблюдается изменения продолжительности дня и ночи,
как при перемещении от экватора к полюсам.
Нет единого мнения по поводу того, зональна или азональна
высотная поясность. Ф. Н. Мильков относил высотную поясность
к проявлению зональности. Он писал, что горные ландшафты
нельзя рассматривать как азональные образования. Есть географические зоны равнин, отличающиеся сравнительно простым
строением, и есть географические области горных стран, характеризующиеся более сложной структурой, изменяющейся в
горизонтальном и вертикальном направлениях. С. В.Калесник
полагал, что высотная поясность азональна. Н. АГвоздецкий считает, что наблюдаются как бы две формы географической
зональности: горизонтальная — на равнинах и высотная —
в горах. А.Г.Исаченко пришел к выводу, что существует три
зональные закономерности: широтная поясность (широтная
зональность), секторность (меридиональная зональность) и высотная (вертикальная) поясность.
Высотная поясность имеет много общего с горизонтальной зональностью: смена поясов при подъеме в горы происходит в той
же последовательности, что и на равнинах при движении от экватора к полюсам. Однако смена поясов в горах происходит быстрее, некоторых зон — аналогов высотных поясов на равнине нет.
Например, в горах существует пояс субальпийских и альпийских
лугов, которого нет на равнинах.
Структура высотной поясности в горах определяется тем, в каком секторе — континентальном или океаническом — располагаются горы. В континентальных секторах в горах сильно развиты
пояса пустынь и полупустынь (рис. 32.2). Климатическая снеговая
граница располагается на 700—1000 м выше, чем в приокеаническом секторе. В приокеаническом секторе преобладают пояса
лесов (рис. 32.3).
369.

u>
о

с.ш.

60'

50е

40е

30е

20е

10*

0е

10е

20*

30*

40'

50'

60*

70* 80*ю.ш.

Рис. 32.2. Структура высотной поясности ландшафтов в континентальных секторах материков:
1 — ландшафты листопадно-вечнозеленых (субэкваториальных) лесов; 2 — ландшафты муссонных лесов; 3 — ландшафты
саванн; 4 — колючие и суккулентные редколесья; 5 — буковое редколесье; 6 — травяные луга; 7 — хвойные леса с верещатниками; 8 — бамбуково-папоротниковые леса

с.ш. 80*

70*

60* 50*

* 50*

60*

70* 80* ю.ш.

Рис. 32.3. Структура высотной поясности ландшафтов во влажных приокеанических секторах материков:
1 — ландшафты листопадно-вечнозеленых (субэкваториальных) лесов; 2 — ландшафты субтропических муссонных лесов

Высотная поясность в горах зависит от особенностей рельефа
гор. Большое значение имеет экспозиция склонов. На южных и
северных, на наветренных и подветренных склонах формируется
разный спектр поясов. На наветренных склонах может произрастать лес, на подветренных склонах — в более засушливых условиях — степь. В межгорных котловинах формируется инверсия высотных поясов, обусловленная стеканием в котловины холодного
воздуха. В результате на дне котловины располагается тундра, на
склонах — хвойный лес.
Между горизонтальной зональностью и высотной поясностью
существует взаимосвязь. Высотная поясность начинается в горах с
аналога той зоны, в пределах которой находится подошва горы.
В горах, находящихся в степной зоне, первый высотный пояс —
горно-степной. Количество высотных поясов в целом зависит от высоты гор и широты места. Самый простой спектр наблюдается в горах полярных широт — там существует единственный пояс ледников. В умеренных широтах уже от трех до пяти поясов, в экваториальном поясе развивается самый полный спектр высотных поясов.
Наряду с высотной поясностью можно говорить о глубинной
поясности подводных ландшафтов. Ф. Н. Мильков выделяет мелководные ландшафты шельфа, батиальные ландшафты материкового склона, абиссальные ландшафты ложа океана и ультраабиссальные ландшафты глубоководных желобов.
По мнению академика К. К. Маркова, основной закономерностью географической оболочки следует считать полярную асимметрию. Она проявляется в неодинаковости строения и истории
развития обоих полушарий. Сама фигура Земли асимметрична, северная полярная полуось на 30—100 м длиннее южной и поэтому
сжатие Северного полушария меньше. Суша в Северном полушарии занимает 39 % площади, а в Южном — всего 19 %. Северному
Ледовитому океану Северного полушария соответствует материк
Антарктида Южного. В Северном полушарии находятся наиболее
приподнятые участки земной коры (щиты Балтийский и Канадский), а в Южном полушарии на этих широтах — цепочка океанических впадин (Африкано-Антарктическая, Австрало-Антарктическая). Большая часть южных материков занята древними платформами 72 — 90%, значительная часть северных материков образована палеозойскими и мезокайнозойскими горами. В Северном полушарии есть пояс молодых складчатых гор (АльпийскоГималайский), протянувшийся в широтном направлении. Аналога ему в Южном полушарии нет.
Асимметричность суши и океана влечет за собой асимметричность в распределении свойств других компонентов. Из-за преобладания водной поверхности в Южном полушарии климат ровнее, годовая амплитуда температур 6°, а в Северном — 14°. Теплые
течения в Северном полушарии распространяются в Северный
372.

Ледовитый океан, в Южном полушарии — не далее 35° ю.ш.
В Южном полушарии Антарктида имеет мощное материковое оледенение. В Северном полушарии мала площадь материкового оледенения, зато большая — многолетней мерзлоты.
Различие между Северным и Южным полушариями проявляется и в распределении растительности и животных: в Северном
огромную площадь занимает тайга, в Южном — аналога ей нет.
В Южном полушарии отсутствуют зоны тундры, лесотундры, лесостепи, пустынь умеренного пояса. Отдельные виды растительности встречаются только в Северном полушарии (сосновые, секвойи, таксодиевые). Отличия проявляются и в животном мире.
В Антарктиде живут пингвины, в Арктике — белые медведи. В Южном полушарии живут ламы, утконосы, ехидны, кенгуру, сумчатые волки, киви, коала. В Северном полушарии — двугорбые верблюды, яки.
Имеющиеся палеогеографические материалы свидетельствуют о том, что полярная асимметрия биосферы отмечалась и в
прошлые геологические эпохи. Например, в настоящее время в
Южном полушарии обитает 17 видов пингвинов. Остатки ископаемых пингвинов (22 вида) обнаружены только в Южном полушарии.
Глава

ДИФФЕРЕНЦИАЦИЯ ГЕОГРАФИЧЕСКОЙ
ОБОЛОЧКИ. П Р И Р О Д Н Ы Й КОМПЛЕКС
33.1. Природные комплексы
Дифференциация географической оболочки — разделение единого планетарного комплекса на объективно существующие природные комплексы разного ранга. Дифференциация зависит от зональных и азональных причин.
Природный комплекс (ПК) — саморегулируемая и самовоспроизводимая система взаимосвязанных компонентов и комплексов
более низкого ранга (определение Ф. Н. Милькова). В современной
географии учению о природных комплексах принадлежит важнейшая роль. Природные комплексы делятся на природно-территориальные (ПТК) и природно-аквалъные (ПАК). Наиболее изучены природно-территориальные комплексы суши. Изучение природно-аквальных и донных систем — дело будущего. Природный комплекс
характеризуется относительно однородным участком поверхности, единство которого обусловлено географическим положением,
единой историей развития, происходящими в его пределах природными процессами.
373.

Все природные комплексы образованы взаимодействием компонентов. К компонентам ПК относятся горные породы, вода,
воздух, растения, животные, почвы. Роль компонентов в природных комплексах учеными оценивается по-разному. Н. А. Солнцев
считает, что в зависимости от силы влияния компонентов друг на
друга они могут быть расположены в определенной последовательности, начиная с наиболее «сильных»: земная кора (литогенная основа), воздух, вода, растительность, животный мир. Он отводит литогенной основе роль ведущего фактора в формировании
и устойчивости ПК. Под литогенной основой понимается комплекс'геолого-геоморфологических особенностей изучаемой территории, включая стратиграфию, литологию горных породг тектонику, рельеф. По мнению Солнцева, «главной причиной, определяющей обособление и дальнейшее формирование физико-географических единиц, всегда является геолого-геоморфологическая
основа». Такого же мнения придерживались П. П. Семенов-ТянШанский, П.А.Тутковский и др.
Впервые мысль о равнозначности всех компонентов была высказана В.В.Докучаевым применительно к почве. Ученый считал,
что почва есть результат взаимной деятельности климата, растительности, животных, подпочвы (т.е. грунтов). Все они принимают равнозначное участие в образовании почвы. Позднее принцип
равнозначности развивался JI. С. Бергом. Докучаев сравнивал ландшафт с организмом, в котором части обусловливают целое, а
целое — части, и нельзя изменить какую-либо часть ландшафта,
не изменив ландшафт в целом (Л.С.Берг, 1947).
На определенном этапе развития природного комплекса роль
компонентов может изменяться. Например, при зарастании озера
и преобразовании его в болото ведущую роль приобретает растительность. На образование природных комплексов коралловых рифов большое влияние оказывает деятельность живых организмов.
Компоненты взаимосвязаны не только в пространстве, но и во
времени, т. е. их развитие происходит сопряженно. На всякое изменение климата обязательно реагируют водоемы, растительные и
животные сообщества, почвы и рельеф. Правда, реакция не бывает
мгновенной, каждому компоненту нужно время для перестройки.
Быстрее всего реагирует растительность, медленнее — рельеф. Важно
то, что компоненты обязательно перестраиваются и стремятся прийти в соответствие друг с другом. Поэтому природные комплексы
нередко определяют как пространственно-временные системы.
Ряд авторов выделяет полные и неполные природные комплексы: полные комплексы образуются всеми компонентами, в неполных присутствуют один или два компонента. Однако это деление условно, например, воздушные массы (неполный комплекс)
образуются благодаря взаимодействию всех компонентов, в них
есть вода, организмы и неорганическое вещество.
374.

Природные комплексы по своим размерам и сложности подразделяются на планетарные, региональные и локальные (типологические). Планетарным природным комплексом является сама географическая оболочка. К региональным относятся материки, физико-географические страны и области, физико-географические пояса и зоны. Локальные природные комплексы приурочены
к мезо- и микроформам рельефа — оврагам, речным долинам,
моренным холмам.
33.2. Понятие о геосистемах
В научной литературе используются термины природный комплекс, природно-территориальный комплекс, природно-географический комплекс, геосистема. По мнению ряда ученых, природный комплекс является синонимом геосистемы. Однако термин геосистема более широкий, к геосистемам можно отнести
как природные, так и производственные комплексы.
Термин геосистема предложил Б. В. Сочава в 1963 г. Он считал,
что понятие «геосистема» охватывает весь спектр географических
объектов — от географической оболочки до элементарных структурных подразделений. Понятие «геосистема» содержит особый
акцент на системную сущность объекта, на его принадлежность к
системам как универсальной форме организованности в природе.
Геосистема обладает одновременно свойствами континуальности (непрерывности) и дискретности (прерывистости). Континуальность в геосфере обусловлена взаимопроникновением ее компонентов, потоками вещества и энергии, глобальными круговоротами, т. е. процессами интеграции. Дискретность — проявление
процессов дифференциации компонентов, обусловлена внутренней структурой системы, в которой отдельные части выполняют
свои функции в составе целого. Дифференциация и интеграция
осуществляются в природе одновременно и должны рассматриваться в диалектическом единстве. Нередко один и тот же компонент выполняет обе функции. Например, рельеф создает большие
контрасты между геосистемами и он же направляет потоки воды,
проходящие по нескольким системам. Единый эрозионно-аккумулятивный процесс объединяет все разнообразие форм речной
долины. Однако внутри долины одни формы претерпевают размыв, на других начинается аккумуляция.
Геосистема обладает следующими свойствами: целостностью,
структурой, устойчивостью, функционированием, динамикой и эволюцией.
Важнейшим свойством геосистемы является ее целостность. Это
значит, что систему нельзя свести к простой сумме компонентов.
Из их взаимодействия возникает качественно новое образование.
К новым качествам геосистемы относится ее способность проду375.

цировать биомассу. Биологическая продуктивность — это результат работы сложного природного механизма, в котором участвуют все компоненты. Целостность системы проявляется в ее относительной автономности и устойчивости к внешним воздействиям, в наличии объективных внешних границ, упорядоченности
структуры, в образовании тесных внутренних связей.
Геосистемы относятся к категории открытых систем. Это значит, что они пронизаны потоками вещества и энергии, связывающими их с окружающей средой. При взаимодействии компонентов происходит их преобразование. Часть вещества, взятого из одной оболочки, может отдаваться в другую или выводиться из круговорота на миллионы лет.
Геосистемы характеризуются функционированием, динамикой
и развитием. Функционирование рассматривается как устойчивое,
повторяющееся изменение, связанное с суточными и годовыми
ритмами. Динамика выражается в существенных сменах состояния
систем, обусловленных, например, колебаниями климата. Однако природные комплексы при этом не меняются, остаются прежними. Динамические изменения говорят об определенной устойчивости систем, их способности возвращаться в первоначальное
состояние. Развитие — направленное (необратимое) изменение,
при котором начинается смена одного природного комплекса другим. Прогрессивное развитие присуще всем геосистемам. Перестройка локальных систем может происходить очень быстро, об этом
свидетельствуют такие процессы, как образование оврага, зарастание озера. Время трансформации систем регионального ранга
измеряется геологическими масштабами.
Геосистемы обладают сложной внутренней структурой. Для них
характерна вертикальная (ярусная) структура и горизонтальная.
Вертикальная структура образуется компонентами, горизонтальная — взаимными сочетаниями систем более низкого ранга. Структура предполагает не только взаимное расположение составных
частей, но и способы их соединения. Примерами вертикальных
системообразующих потоков могут служить выпадение атмосферных осадков, фильтрация их в грунт. К горизонтальным потокам
относится движение воды по руслу, стекание подземных вод,
переносы воздушных масс в горизонтальном направлении.
33.3. Ландшафт. Морфологическая структура ландшафта
Термин «ландшафт» имеет международное признание. Он взят
из немецкого языка (Land — земля и schaft — взаимосвязь).
В научную литературу термин «ландшафт» был введен в 1805 г.
немецким ученым А. Гоммейером. Под ландшафтом он подразумевал совокупность обозреваемых из одной точки местностей,
заключенных между ближайшими горами, лесами и другими
376.

частями земли. В нашей стране развитие ландшафтоведения связано с трудами выдающихся географов Л.С.Берга, А.А.Григорьева, С. В. Калесника, Ф. Н. Милькова и др.
Известны три трактовки географического ландшафта.
Ландшафт — территориально ограниченный участок земной
поверхности, характеризующийся генетическим единством и тесной взаимосвязью слагающих его компонентов. То есть ландшафт
имеет вполне определенное место в системе таксономических единиц. Этого определения придерживались А. А. Григорьев, Н. А. Солнцев, С. В. Калесник, А. Г. Исаченко. В этой трактовке ландшафт
близок к понятию физико-географический район.
Ландшафт — обобщенное типологическое понятие физико-географических комплексов. Эта точка зрения развивалась в трудах
Б. Б. Полынова, Н.АГвоздецкого. В одну типологическую единицу включаются территориально разрозненные, но сходные относительно однородные комплексы. Ландшафт характеризуется
однотипной растительностью, увлажнением, но территориально
может находиться на разных континентах. Ландшафт степей существует на разных материках в Северной Америке, Евразии.
Ландшафт — общее понятие, синоним региональных и типологических комплексов любого таксономического ранга. Его можно сравнить с такими понятиями как климат, рельеф, при определении которых не имеется в виду конкретная территория. Этого
определения придерживаются Ф . Н . М и л ь к о в , Д.Л.Арманд,
Ю. К. Ефремов.
В СССР существовал государственный стандарт понятий и терминов. В ГОСТе предусматривалось определение ландшафта как
общего понятия. Ландшафт — территориальная система, состоящая, из взаимодействующих природных и антропогенных компонентов и комплексов более низкого таксономического ранга.
При всех различиях определений ландшафта между ними есть
сходство в самом главном — признании взаимосвязей между элементами природы в реальных природных комплексах.
Ландшафт представляет собой сложное природное образование.
Он состоит из более мелких природных комплексов. Основные
морфологические части ландшафта: фации, урочища (дополнительные — подурочища и местности). Они определяют морфологическую структуру ландшафта, образуя в его пределах закономерные
сочетания.
Физико-географическая фация — самый простой природный
комплекс, характеризующийся наибольшей однородностью природных условий. Для нее характерно:
— положение в пределах одного элемента или микроформы
рельефа (склон, вершина холма, нижняя часть склона);
— одинаковый литологический состав почвообразующих пород и одна почва;
377.

— одинаковый режим тепла и влаги, один микроклимат;
— один биоценоз.
В условиях ненарушенной растительности границы фации хорошо отражает растительность — фация совпадает с фитоценозом.
Пример фации — пологий склон холма северной экспозиции с
дерново-среднеподзолистыми, суглинистыми почвами под елово-широколиственным лесом.
Урочище — природный комплекс, образованный закономерным сочетанием фаций или их групп (подурочищ). Обычно урочища соответствуют мезоформе рельефа. Для них характерно определенное сочетание почвообразующих пород, режимов тепла и
влаги и почвенно-растительного покрова. Примером урочища является урочище холма или оврага.
Ландшафты состоят из набора урочищ. Каждый ландшафт индивидуален, однако существуют похожие ландшафты, имеющие
общие черты.
Глава

ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ РАЙОНИРОВАНИЕ.
КАРТОГРАФИРОВАНИЕ ПРИРОДНЫХ КОМПЛЕКСОВ
Физико-географическое районирование заключается в выявлении
и картировании природных комплексов, обладающих внутренним
единством и своеобразными индивидуальными чертами и их всесторонней характеристике. По мнению Н.И.Михайлова (1955),
физико-географическое районирование включает «комплекс
вопросов, связанных с глубоким изучением причин дифференциации и обособления отдельных участков географической среды, с изучением характера структуры и процессов на этих локальных участках, выявление этих участков и их границ и изображение результатов работы на специальной географической карте...» Физико-географическое районирование позволяет установить сходство и различие природных комплексов, выявить общие
географические закономерности, показать сложность структуры
геосистем.
Физико-географическое районирование в 70-х годах XX в. считалось одной из важнейших задач физической географии. Трудность заключалась в том, что каждый природный комплекс
является частью комплекса более высокого ранга и включает
комплексы более низкого ранга. Потребовалась разработка системы таксономических (расположенных в определенном порядке) единиц. Сложность разработки единой системы таксономических единиц обусловлена тем, что дифференциация природных комплексов происходит под влиянием зональных и азональ378.

ных факторов, которые накладываются друг на друга. Единой
системы таксономических единиц не существует, районирование осуществляется по зональным или азональным признакам,
иногда используется система единиц, в которой чередуются оба
этих признака.
По зональным признакам географическая оболочка делится на
географические пояса, зоны и подзоны. Деление по зональному признаку разработано А. А. Григорьевым.
Географический пояс — широтно вытянутая полоса на земном
шаре, выделяемая по радиационным условиям. Границы их совпадают с границами климатических поясов. А. Г. Рябчиков считает, что «поскольку энергетической основой ландшафта является
солнечная радиация, проявляющаяся через дифференциацию тепла
и влаги, то нет ничего удивительного в том, что в основу классификации географических поясов положены климатические факторы в сочетании с подстилающей поверхностью...» С другой стороны, по мнению Н.А. Солнцева, зональные единицы не могут
служить единицами комплексного физико-географического районирования, так как они не являются полными природными комплексами. По геолого-геоморфологическому строению они разнородны и едины только в биоклиматическом отношении. На
Земле выделяются следующие географические пояса: экваториальный, два субэкваториальных, два тропических, два субтропических, два умеренных, субарктический, субантарктический, антарктический и арктический. Они опоясывают весь земной шар, проходя по материкам и океанам. С. В. Калесник выделяет пять поясов — два холодных, два умеренных и жаркий; Р. А. Ерамов не
выделял субэкваториальный пояс, включая его в тропический.
Географическая зона — полоса, выделяемая по соотношению
тепла и влаги, что приводит к общности биологических компонентов (биоценозов). Различия в соотношении тепла и влаги проявляются только на суше, на океане зоны не выделяются.
Географическая подзона — наименьшее зональное подразделение, выделяемое по степени выраженности зональных признаков.
Принимаются во внимание особенности растительного покрова.
Теоретически в каждой зоне, вытянутой в широтном направлении, можно выделить три подзоны: северную, центральную и южную.
Попытка установления количественных показателей при дифференциации поясов и зон была предпринята А. А. Григорьевым и
М.И.Будыко. Они разработали периодический закон географической зональности. На графике географические пояса выделяются
по радиационному балансу (рис. 34.1). Географические зоны
делятся по радиационному индексу сухости, т. е. по соотношению
радиационного баланса и теплоты, необходимой для испарения
годового количества осадков. Построенный график позволяет
379.

Пояс

R 6 , кДж/см 2

Экваториальный

Гилеи

Субэкваториальный 280

Муссонные/
леса

Тропический
Субтропический

Умеренный

Тюпичесюи
/ леса
|/

Сток,
см/год

/Саванны
Редколесья и
кустарники

Полупустыни

Пустыни

Широколиственые /
и смешанное /
леса
Тайга
/
/Лесотундры

Субарктический
Арктический

Арктичесю
— пустыни

1
1,5
2
2,5
Радиационный индекс сухости

Рис. 34.1. График географической зональности

проследить смену зон от пояса к поясу в зависимости от радиационного баланса и внутри поясов — в зависимости от условий
увлажнения. При одинаковом значении радиационного индекса
сухости в каждом географическом поясе развивается подобная зона.
Например, при индексе, равном 0,8, во всех поясах развивается
зона лесов. Однако экваториальные леса отличаются от лесов умеренного пояса. Следовательно, своеобразный облик географической зоне придает соответствующий географический пояс.
По азональному признаку выделяются следующие таксономические единицы: физико-географическая страна, физико-географическая область, физико-географический район.
Физико-географическая страна — часть материка, сформировавшаяся на основе крупной тектонической структуры и общности тектонического режима в неоген-четвертичное (N —Q) время, характеризующаяся единством орографии, макроклимата и
своей структурой горизонтальных зон и высотных поясов.
Следовательно, основными критериями при выделении физико-географической страны являются:
— приуроченность к определенной крупной тектонической
структуре (плита, щит);
— преобладающая тенденция новейших тектонических движений (N —Q);
— единая история развития в N —Q время;
— единство макрорельефа (обширные низменные равнины,
плоскогорья);
— единство макроклимата;
380.

— своеобразное проявление горизонтальной зональности и
высотной поясности.
Примеры физико-географических стран — Восточно-Европейская равнина, Западно-Сибирская низменность, Урал. Единицы
этого ранга рассматриваются в школьных курсах физической географии.
Приведем примерное описание физико-географической страны.
Восточно-Европейская равнина приурочена к древней докембрийской платформе, испытавшей в N—Q время преимущественно поднятия.
Она характеризуется небольшой высотой (170 м), чередованием низменностей и возвышенностей. Среди четвертичных отложений преобладают ледниковые и водноледниковые. Климат умеренно-континентальный,
мерзлоты практически нет. Развиты лесные зоны: на севере — тайга,
далее — смешанные и широколиственные леса, на самом юге — лесостепь
и степь.

Физико-географическая область — часть физико-географической страны, обособившаяся главным образом за N—Q время под
влиянием тектонических движений, морских трансгрессий, материковых оледенений или деятельности талых ледниковых вод, с
однотипной морфоскульптурой или их закономерным сочетанием,
с одним типом климата и своеобразным проявлением зональности
или высотной поясности (например, Мещерская низменность,
Среднерусская возвышенность, Окско-Донская низменность).
Физико-географический район (ландшафт) — часть области, однородная по зональным или азональным признакам. Это генетически единая территория, характеризующаяся специфической морфологической структурой.
Система таксономических единиц может быть образована чередующимися зональными и азональными комплексами. Например: материк—пояс —• страна—зона—область—подзона—район.
Здесь зональными единицами являются пояс, зона, подзона, остальные — азональные. По мнению Ф. Н. Милькова, этот подход
является единственно правильным, он отмечает, что в природе
существуют комплексы, несущие на себе в равной мере зональные и азональные признаки. Однако, по мнению А. Г. Исаченко,
есть серьезные недостатки при такой системе единиц. Он считает,
что нарушается реальное соотношение, соподчиненность единиц
районирования. Например, зона располагается ниже страны, следовательно, должна являться частью страны. Но хорошо известно, что «любая зона как проявление широких глобальных закономерностей особого рода ни в каком соподчинении со страной не
находится».
При районировании может быть использована двухрядная
система единиц: в одном ряду зональные, в другом — азональные.
Начиная с района они объединяются в один ряд. Например,
381.

зональные единицы: пояс—зона—подзона—район. Азональные единицы: материк—субконтинент—страна—область—район. На географических картах зональные единицы выделяются красочным
фоном, азональные — линиями разного цвета и толщины. Эта
система единиц была предложена А. М. Рябчиковым, Д.Л.Армандом, А. Г. Исаченко и др. По мнению А. Г. Исаченко, физико-географическое районирование должно вестись по двум рядам — зональному и азональному. Такое деление соответствует двум
основным закономерностям географической оболочки — зональности и азональности. Высокие единицы районирования (географический пояс или материк) не могут считаться однородными
сразу и в зональном и в азональном отношении. Только на более
низких единицах районирования наблюдается однородность по
двум признакам. Все карты физико-географического районирования отдельных материков в «Физико-географическом атласе мира»
(1964) построены по этому принципу. На картах показаны не связанные между собой системы таксономических единиц: красочным фоном выделены географические пояса, зоны и подзоны;
линиями разного цвета и толщины — физико-географические страны и области. Причем границы зональных и азональных единиц
не совпадают между собой.
В системе таксономических единиц Д.Л.Арманда вначале идет
два параллельных ряда единиц — по зональному и азональному
признаку. К зональным единицам относятся следующие: пояс,
зона, подзона, полоса, подполоса. К азональным единицам автор
относил материк, провинцию, подпровинцию, область, подобласть. Далее двухрядная система преобразуется в однорядную:
район, подрайон, урочище, подурочище, фация.
Помимо физико-географического районирования существует
и другой вид систематики природных комплексов — типологическая классификация. Систему таксономических единиц типологических комплексов разработал Ф. Н. Мильков. Типологические
комплексы, обладая морфологическим (внешним) единством, в
отличие от региональных единиц характеризуются разорванным
ареалом. В соответствии с типологической классификацией Мильков выделял классы природных комплексов (ландшафтов), типы,
роды и виды. Класс ландшафтов — совокупность различных типов
ландшафтов, сходных по интенсивности и направленности взаимного обмена веществом и энергией, определяемых гравитационной контрастностью. Выделяются горные, предгорные, межгорно-котловинные и равнинные классы. Все ландшафты суши — материков и островов — объединяются в отдел ландшафтов. Тип ландшафта — взаимосвязанная система ландшафтных комплексов,
сходных по своей морфологии и протекающим физико-географическим процессам, характеризующихся определенным соотношением тепла и влаги. Тундровый, лесостепной, степной — приме382.

ры типов. Роды и виды природных комплексов выделяются по характеру рельефа, растительности.
По мнению К. В. Пашканга, сравнивая физико-географическое
районирование и типологическую классификацию, можно заметить, что в системе физико-географического районирования чем
выше ранг природного комплекса, тем он своеобразнее. При типологической классификации получается наоборот: чем выше ранг
природного комплекса, тем меньше выражена его индивидуальность.
Изучение и картирование природных комплексов имеет не только научное, но и большое практическое значение. Результатами
картирования природных комплексов пользуются в сельском хозяйстве, в строительстве, при создании охраняемых территорий.
Оно должно стать основой для долгосрочного географического
прогноза.

Глава

НООСФЕРА
35.1. Понятие о ноосфере
Постепенное развитие живого вещества, появление человеческого общества приводит к изменению качественного состояния
географической оболочки, формирование нового этапа — ноосферного. Термин «ноосфера» предложил французский ученый
Э.Леруа в 1927 г. Ноосфера — сфера разума (ноос — разум).
В своей книге «Феномен человека» (1987) П.Тейяр де Шарден
определил ноосферу как «новый покров, мыслящий пласт, который, зародившись в конце третичного периода, разворачивается
над миром растений и животных — вне биосферы и над ней». Эволюцию человека он представлял как преджизнь — жизнь — мысль
и сверхжизнь.
Учение о ноосфере разработал русский ученый В.И.Вернадский. Он считал, что биосфера (в современном представлении —
географическая оболочка) на определенной стадии развития вступает в новый, ноосферный этап развития. На этой стадии развития во взаимодействие вступает новый компонент — человеческое общество. «Ноосфера, — писал В.И.Вернадский, — есть
новое геологическое явление на нашей планете. В ней впервые
человек становится крупнейшей геологической силой. Он может и
должен перестраивать своим трудом и мыслью область своей жизни, перестраивать коренным образом». Ряд ученых (В. А. Боков,
Ю.П.Селиверстов, И.Г.Черванев) предлагают термин антропосфера, считая его более широким, чем ноосфера. По мнению
383.
*6Ш

других, лучше употреблять термин техносфера. Ученые считают,
что современное состояние географической оболочки, экологические, экономические, энергетические кризисы, которые потрясают развитие общества, не позволяют говорить о сфере разума. Однако под ноосферой вовсе не понимается сфера, образованная рациональной с точки зрения человека деятельностью. Последствия деятельности могут быть как положительными, так и
отрицательными для самого человека.
В ноосфере человеческое общество, познавая законы природы
и развивая технику, становится крупнейшей планетарной силой,
превышающей по своим масштабам все известные геологические
процессы.
По мнению В. И. Вернадского, возникновение разума — естественный этап развития материи. «Жизнь ... является не случайным явлением в мировой эволюции, но тесно с ним связанным
следствием». Развивая учение Вернадского, Н.Н.Моисеев (1990)
писал: «жизнь... становится катализатором процесса развития». На
биосферном этапе катализатором явилось живое вещество. «Пленка жизни, возникшая на поверхности планеты, многократно
ускоряла все процессы ее эволюции за счет способности поглощать и утилизировать энергию космоса, прежде всего Солнца, и
трансформировать с ее помощью земное вещество». Таким образом, наша планета и космос представляют собой единую систему, в которой жизнь, живое вещество связывают в единое целое
процессы, протекающие на Земле, с процессами космического
происхождения.
С появлением человека, человеческого общества планета избрала еще более мощный катализатор мирового процесса развития. Появился новый компонент — разумная, целенаправленная
деятельность человека. По аналогии с термином «живое вещество»
его, вероятно, можно назвать «разумное вещество». Появление на
Земле разума, интеллекта — это столь же закономерный этап ее
развития, этап ее космической истории. Оно многократно ускорило темпы практически всех процессов, протекающих в географической оболочке. В результате взаимодействия появились новые
компоненты, структура и взаимосвязи самой географической оболочки стали сложнее.
Все компоненты географической оболочки несут следы воздействия человека: воздух и вода стали антропогенными, в них
появились радиоактивные вещества, нефтепродукты, другие загрязнители. Вместо почв, обладающих естественным плодородием, формируются урбаноземы, свойства их пока изучаются. Место естественной растительности и животных занимают культурные растения и домашние животные. К компонентам добавился
еще один — продукты человеческой деятельности, техновещество.
Аналогично зеленым растениям в техновеществе имеются про384.

дуценты, своеобразные технические автотрофы, вырабатывающие
энергию, добывающие полезные ископаемые. Второй уровень техновещества связан с обработкой продукции (выплавка металлов,
производство деталей, синтез материалов). Затем идет получение
продуктов потребления. Имеются технические системы, связанные с передачей, использованием и хранением информации. В последнее время появляются технические системы, утилизирующие
отходы производства, уменьшающие загрязнение географической
оболочки.
Очевидно, границы географической оболочки ноосферного
этапа должны расширяться. В результате антропогенного круговорота меняется состав газов атмосферы: увеличивается количество углекислого газа, уменьшается содержание озона. Спутники летают уже на высоте 1000 км, по оценке астрономов, в
любой точке Земли в зените каждые 48 минут проходит один
спутник. Одновременно в небе может находиться 1440 спутников, ракет-носителей, других деталей, нередко они падают на
Землю, образуя уже антропогенные метеориты. Антропогенный
круговорот охватывает верхний слой литосферы. Человек добывает полезные ископаемые с глубины 2—3 км, самые глубокие
шахты доходят до 4 км. На поверхности литосферы рассеиваются минеральные удобрения, накапливаются промышленные, бытовые отходы. Гидросфера полностью включается в антропогенный круговорот: загрязнение пронизывает всю толщу воды, на
дне океанов накапливаются разнообразные отходы, в том числе и радиоактивные. В перспективе, вероятно, человечество
выйдет в космос и ноосфера будет охватывать всю Солнечную
систему.
Качественные отличия географической оболочки ноосферного
этапа развития:
— оболочка характеризуется разнообразием вещественного
состава, первичное вещество преобразовывается, возникают новые почвы, породы и минералы, культурные растения и животные;
— возрастает количество механически извлекаемого материала
литосферы. Оно уже превышает массу материала, выносимого речным стоком;
— происходит массовое потребление продуктов фотосинтеза
прошлых геологических эпох, преимущественно в энергетических
целях. В ноосфере начинается уменьшение содержания кислорода
и увеличение углекислого газа. Среднегодовая температура планеты увеличивается, что обусловливает разогрев планеты;
— присутствуют различные виды энергий, используются ядерная и термоядерная энергия. В некоторых районах Земли величина потоков техногенной энергии приближается к солнечной
(табл. 35.1 составлена по материалам книги «Природа и цивилиза13 Савцова

385

Т а б л и ц а 35.1
Распределение техногенной теплоты и солнечной радиации
в некоторых районах Земли
Район

Фербенкс, С Ш А
Рурская область
Манхаттан, Нью-Йорк

Техногенная
энергия,
эрг/(см2 • с)

Солнечная
радиация*,
эрг/(см2 • с)

18,6 • 103

18,1 • 103

10296

10,7 • 103

50,4- 103

630 • 103

93,7 • 103

Площадь,
км2

* 1 эрг = Ю-7 Дж

ция», Р.К.Баландин, Л.Г.Бондарев). Нужно помнить о принципиальном различии солнечной и техногенной энергий. Первая
поступает на Землю от «дарового» источника, вторая возникает
при использовании солнечной энергии, накопленной былыми биосферами. По некоторым оценкам, человек расходует энергию в
10 раз быстрее, чем она аккумулируется. Процессы в ноосфере
приводят к рассеиванию энергии Земли, а не к ее накоплению,
как было в биосфере до появления человека;
— в пределах ноосферы наблюдается тесное взаимодействие
всех компонентов, приводящее к созданию новых систем: природно-территориальных и антропогенных;
— в ноосфере проявляется разумная деятельность человека. Благодаря появлению Разума возникает общество. Не общественные
формы бытия, они есть и у животных (термиты, муравьи), а общество, совокупность индивидуумов, личностей, способных к совместному труду, планомерной деятельности, кооперации, совместной духовной жизни;
— ноосфера выходит за пределы биосферы в связи с огромным
прогрессом научно-технической революции. Появляется космонавтика, обеспечивающая выход человека за пределы родной планеты. Происходит освоение космического пространства. Создается
возможность создания искусственных биосфер на других планетах.
Ноосфера — это сфера Солнечной системы. Она в будущем станет
особой областью Солнечной системы, созданной творческой деятельностью человечества.
35.2. Антропогенные и культурные ландшафты
В связи с воздействием человека на природу в географию
вошли понятия «антропогенный ландшафт» и «культурный ландшафт».
386.

Природный комплекс в настоящее время рассматривается как
сложная система, состоящая из двух подсистем — природной и
антропогенной. Природная подсистема образуется при взаимодействии природных компонентов — воды, воздуха, горных пород,
растений, животных, почв. Антропогенная подсистема включает
две части: хозяйственную и управленческую. Думается, что это
экономический подход, в нем единый комплекс разделяется на
два блока и они как бы противопоставляются друг другу. Комплексы ноосферного этапа должны обладать единством, они образуются взаимодействием всех компонентов, включая живое и разумное вещество.
Созданные людьми ландшафты называются антропогенными,
техногенными или искусственными. По мнению ряда авторов
(Л.П.Шубаев), термины «антропогенный и техногенный» не совсем удачны, поскольку ландшафты не созданы людьми, а только
ими преобразованы. Основные зональные компоненты — горные
породы, почвы, воздух, воду — человек пока изменяет мало. Сочетание естественных и искусственных ландшафтов Л. П. Шубаев
предлагает называть современными ландшафтами.
По другой концепции, антропогенными ландшафтами являются как вновь созданные, так неизмененные человеком природные комплексы. По мнению Ф. Н.Милькова (1990), антропогенный ландшафт — комплекс, в котором на всей площади или большей ее части коренному изменению подверглись все или один из
компонентов природногсицшдшафта. Антропогенные ландшафты
хотя и созданы человеком, однако находятся на поверхности Земли
и подвергаются воздействию природных факторов.
В развитии антропогенных ландшафтов различается две стадии:
ранняя, неустойчивая и зрелая, устойчивая. На первой стадии
происходит быстрая перестройка природного комплекса, приспособление компонентов к новой обстановке, возникшей при
вмешательстве человека. На второй стадии процесс развития комплекса замедляется, он переходит в устойчивое состояние. Природные комплексы, измененные человеком, но в дальнейшем его
воздействия не испытывающие, постепенно приобретают черты
естественных комплексов, однако к девственным ландшафтам их
относить нельзя.
Распределение антропогенных ландшафтов по поясам представлено в табл. 35.2.
Сложным остается вопрос о классификации измененных или
созданных человеком ландшафтов. Классифицируют антропогенные ландшафты по соотношению целенаправленных изменений,
по виду человеческой деятельности, по степени изменения по сравнению с исходным состоянием, по последствиям изменений.
По степени изменения все ландшафты можно разделить на шесть
групп (А.Г.Исаченко, 1965).
387.

Т а б л и ц а 35.2
Распределение антропогенных ландшафтов по поясам, в %

(по В.А.Бокову и др.)

Пояс

Земли промыш- ЗемледельЛеса,
Пастленного и
ческая
Непривключая
городского
площадь, бища насажде- годные
и луга
назначения,
села,
земли
ния
дороги
фермы

Экваториальный

Субэкваториальный

Тропический

Субтропический

Умеренный

Субарктический,
Арктический,
Антарктический

1. Неизмененные — ледники, нетронутые участки тропических
пустынь, заповедники.
2. Слабо измененные — естественные луга и пастбища, водоемы.
3. Нарушенные нерациональным использованием — вторичные
обедненные леса, маквис.
4. Сильно нарушенные и превращенные в бедленд — эродированные, вторично засоленные, вторично заболоченные земли, горные выработки.
5. Преобразованные или культурные — поля, сады, плантации,
парки.
6. Искусственные — города, села, дороги, плотины.
По виду человеческой деятельности выделяются:
1. Сельскохозяйственные ландшафты. В свою очередь внутри
них выделяют полевые, лугово-пастбищные, садовые, смешанные. По оценкам специалистов пашни, сады, плантации занимают 11 % обитаемой суши (14—19 млн км 2 ). Предельная площадь экономически выгодных для эксплуатации земель составляет 1,5 млрд га (15 млн км 2 ), т.е. все доступные земли уже
использованы. За последнее время площадь пахотных земель на
душу населения из-за роста численности людей и деградации
почв начала уменьшаться:
388.

Площадь пахотных земель на душу населения, га
1970 г.

1990 г.

В развивающихся странах

0,28

0,20

В экономически развитых странах

0,64

0,56

2. Промышленные ландшафты. Наиболее развиты карьерные и
отвальные комплексы, терриконы, псевдокарст в местах подземной добычи полезных ископаемых. На Земле на долю населенных
пунктов, промышленности и транспорта приходится 2 % суши, в
наиболее развитых странах этот процент достиг 5 %.
3. Линейно-дорожные ландшафты, связанные с железными, автомобильными и другого вида дорогами, нефте- и газопроводами.
На весь мир приходится 24000 тыс. км протяженности автомобильных дорог (18 млн км с твердым покрытием). Густота дорог
достигла 180 км/км 2 . Самая густая сеть дорог в Великобритании —
1580 км/км 2 , во Франции — 1480 км/км 2 . В мире длина железнодорожной сети составляет 1,2 млн км, в России — 87 тыс. км. Длина нефте- и газопроводов к началу 90-х гг. в мире достигла
1,5 млн км (в США — 325 тыс. км, России — 66 тыс. км).
4. Лесные ландшафты (лесокультуры и вторичные леса на месте
вырубок и антропогенных гарей). Доля вторичных лесов велика.
В Черноземном центре России лесокультуры составляют 30 %
общей площади лесов. Раньше в СССР ежегодно производилась
посадка лесов на площади 1,1 млн га.
5. Водные ландшафты (водохранилища, пруды, каналы). К началу 90-х годов на планете эксплуатировалось более 40 000 водохранилищ, их объем достигал 6 тыс. км3, площадь водного зеркала
400 тыс. км2. К крупнейшим водохранилищам мира относятся Виктория (Кения) — 204,8 км3, Братское (Россия) — 169,3 км3, Кариба (Замбия) — 160,3 км3. По переброске стока первое место занимает Канада. В бывшем СССР ежегодно перебрасывалось 60 км 3
воды. Протяженность искусственных водных путей в бывшем
СССР составляла 21 тыс. км (Волго-Балтийский канал 1100 км,
канал им. Москвы 128 км).
6. Рекреационные ландшафты, зоны отдыха населения и
активного туризма.
7. Селитебные ландшафты — ландшафты городов и других
населенных пунктов.
8. Беллигеративные (военные) ландшафты. Это сторожевые курганы, крепостные валы, засеки, воронки взрыва, траншеи. Подобные ландшафты имеют ограниченное распространение, связанное с местами боев. Под Тамбовом сохранился земляной вал
XVII в. длиной несколько километров и высотой 4—5 м. Он был
сооружен в качестве оборонительного рубежа против набегов
389.

татар. Остались земляные валы во многих городах Руси — Владимире, Суздале.
По последствиям изменений выделяются культурные и акультурные ландшафты (А. Г. Исаченко).
Воздействие человека на ландшафт следует рассматривать как
природный процесс, в котором человек выступает как активный
компонент. Сохранность антропогенного ландшафта, его устойчивость (способность сохранять преднамеренно нарушенное состояние) зависит от многих факторов, но в основном определяется постоянным, направленным воздействием человека. Степень
устойчивости зависит от того, на какой компонент воздействует
человек. Изменение растительного и животного мира не приводит
к изменению климата или рельефа. Если изменяется рельеф или
горные породы, то меняется весь комплекс в целом.
Устойчивость зависит и от того, какой уровень системы подвергается изменению. Если изменить фацию, то процесс может
оказаться необратимым. Труднее изменить крупные природные комплексы.
Создать искусственно устойчивую систему с внутренними и
внешними связями очень сложно, это возможно либо в неустойчивых природных ландшафтах, когда изменение уже подготовлено эволюцией, или благодаря перестройке биоценозов, когда одни
виды заменяют другие, находя себе экологические ниши.
Искусственно созданные устойчивые ландшафты называются
культурными ландшафтами. В них структура рационально изменена на научной основе и в интересах общества. Критерии культурного ландшафта определяются общественными потребностями. Они
характеризуются высокой производительностью и экономической эффективностью, являются оптимальной средой для жизни человека.
Для достижения этих условий необходимо эффективное использование возобновляемых «чистых» источников энергии, сокращение использования невозобновимых природных ресурсов, предотвращение загрязнения среды и нежелательных процессов природного и техногенного происхождения (эрозии почв, обмеление
рек).
В настоящее время необходимо «сотворчество» человека и природы — развитие потенциальных сил природы, активизация природных процессов, увеличение продуктивности геосистем.
Географические принципы организации культурного ландшафта
(А. Г. Исаченко):
— культурный ландшафт не должен быть однообразным, сложность структуры обеспечивает устойчивость системы. Например,
лучше чередовать небольшие массивы пашни и леса, чем укрупнять пашни с риском вызвать эрозию;
— в культурном ландшафте не должно быть свалок, пустошей,
карьеров. Все они должны быть рекультивированы;
390.

— из всех видов использования земель приоритет надо отдать
растительному покрову, необходимо стремиться к максимально
возможному увеличению площади лесов. В некоторых ландшафтах
целесообразно экстенсивное использование земель. Естественные
биоценозы полнее преобразуют солнечную энергию и при разумном подходе дают значительную выгоду. Например, на болотах
собирают до 0,5 т клюквы с 1 га;
— должно быть отведено место для сохранения естественных
ландшафтов. Заповедники — территории, полностью закрытые для
любого использования и посещения. Они сохраняют генофонд
планеты и естественные ландшафты. В резерватах и заказниках сохраняется определенный вид, в них разрешена частичная хозяйственная деятельность. Национальные парки открыты для массового посещения, служат центрами туризма и выполняют культурновоспитательную функцию.
Экологический потенциал культурного ландшафта — его способность удовлетворять потребность человека во всех первичных
средствах существования — воздухе, свете, тепле, воде, источниках пищи, а также в природных условиях для трудовой деятельности, отдыха и т.д. Следовательно, экологический потенциал
определяет степень комфортности территории.
35.3. Формирование этносов
На ноосферном этапе развития эволюционный процесс приводит к формированию различных общественных структур, появляются новые формы общественной организации. По мнению
Н.Н.Моисеева, индивидуальное развитие человека как биологического вида прекратилось, и естественный отбор переходит в
общественную сферу.
Одной из общественных структур, развивающихся в ноосфере,
является этнос (Jl. Н. Гумилев, 2000). Этнос — это природный коллектив естественно сложившихся общностей. В географическом аспекте этнос в момент возникновения представляет собой группу
сходных особей, которая приспособила определенный ландшафтный
регион к своим потребностям и сама приспособилась к нему. Силы
для развития черпаются в пассионарности, или повышенной активности популяции. С течением времени соотношение этнос —
ландшафт становится оптимальным для этноса и самого ландшафта.
Однако оптимальное соотношение сохраняется не вечно. С ростом
системы усиливается сопротивление среды, что приводит к снижению пассионарности и разрушению структуры этноса.
Продолжительность жизни этноса составляет около 1200—1500 лет.
Каждый этнос проходит в своем развитии несколько фаз.
Первая фаза — фаза подъема, начинается с пассионарного толчка и
продолжается около 300 лет. В это время происходит развитие этноса,
391.

усложнение его структуры, увеличение завоеванной им площади. Основной девиз этой фазы: «Будь тем, кем ты должен стать». Эта фраза характеризуется выдвижением личностей-пассионариев, которые поднимают
массы народа и ведут их на героические дела.
Вторая фаза — акматическая (максимального развития). Длительность
фазы 300—400 лет. В эту фазу пассионарии перестают бороться за общее
дело и начинают бороться между собой за власть. Они организуют вокруг себя группы сообщников, ставящих преданность вождю выше преданности общему делу. Основной девиз фазы: «Будь самим собой». Акматическая фаза характеризуются временными спадами и подъемами,
когда правительствам удается навести некоторый порядок. Но следующая вспышка ломает установившиеся нормы и начинается соперничество отдельных личностей. Общество может ограничивать деятельность
этих групп, отправляя их завоевывать новые земли в Америку или в
Сибирь.
Третья фаза — фаза надлома. Основной девиз: «Только не так, как
было».
За ней следует четвертая фаза — инерционная (золотая осень цивилизации). Длительность фазы 400—500 лет. Основной девиз: «Будь таким, как я». В эту фазу наблюдается стремление к ограничению распрей
и убийств. Возникает новый идеал — отвлеченный идеал человека, которому надо подражать. Идеалом может быть император, правитель, святой. Человек обязан стремиться к достижению идеала, однако быть лучше него он не может.
Пятая фаза — фаза обскурации (омрачения или затухания). Основной
девиз: «Будь таким, как мы». В это время ценятся не способности, а их
отсутствие; не образование, а невежество. Начинается упрощение структуры этноса и его распад.
Отношение к природе меняется в разные фазы этногенеза. В фазе подъема природу старались приспособить к своим потребностям и сохранить для
потомков. В акматической фазе природой заниматься было некогда.
В инерционной фазе силы населения направлялись не на борьбу между отдельными группами, а на борьбу с природой. Был провозглашен лозунг:
«Человек — царь природы». Началось интенсивное сведение лесов, распашка территории, что привело к опустыниванию и интенсивной эрозии почв.
В инерционной фазе население живет за счет ограбления природы. Начинается урбанизация, и этнос теряет связь с почвой, на которой он вырос.
Как любая система, этнос имеет свою структуру. Чем сложнее структура, тем устойчивее сам этнос. Он быстрее приспосабливается к окружающей обстановке и лучше переживает ее изменения. Сложность структуры — органичная деталь механизма этногенеза, она возникает в самом
процессе становления этноса.
По JI. Н. Гумилеву, российский суперэтнос (самая крупная единица в
структуре) получил толчок к развитию в XIII в., после распада Киевской Руси в результате междоусобных войн и набегов половцев. Фаза
подъема продолжалась около 300 лет до середины XVI в. Во время княжения Ивана I Калиты (?— 1340) были заложены основы политического и
экономического могущества Москвы. При Дмитрии Донском (1350—1389)
Москва утвердила свое руководящее положение в русских землях. Боль-

392.

шой вклад в становление Российского государства внесли Великий князь
Московский Иван III и его внук — первый русский царь Иван IV Грозный. При Иване III (1440—1505) сложилось территориальное ядро Российского государства, были присоединены Ярославль, Новгород, Тверь,
Вятка, Пермь. При Иване IV (1530—1584) были покорены Казанское и
Астраханское ханства, началось присоединение Сибири.
Российский суперэтнос в XIV в. имел следующую структуру. Он подразделяется на десять этносов: белорусы, мордва, великороссы, карелы и т.д. Этнос подразделяется на субэтносы. В этносе великороссов
имелось семь субэтносов: московиты, поморы, донское казачество и т.д.
Самыми малыми системами являлись конвиксии (купечество, дворяне, стрельцы) и консорции (ватаги, артели, землепроходцы). Консорции — это группы людей, объединенные одной исторической судьбой.
Чаще всего они распадаются, но иногда существуют столетиями, превращаясь в конвиксии — группы людей с однохарактерным бытом и семейными связями. Например, землепроходцы, вместе со следовавшими за
ними на восток крестьянами, образовали конвиксию сибиряков. В субэтносе московитов выделялось восемь конвиксий и шесть консорций.
В середине XVI в. Российский суперэтнос вступил в акматическую
фазу. Фаза продолжалась до конца XIX. При Петре I (1672—1725) произошло укрепление и расцвет Российского государства, развивалась торговля, промышленность, основан российский флот. При Екатерине II
(1729—1796) к Российскому государству были присоединены Северное
Причерноморье, Крым, Северный Кавказ, западные украинские, белорусские и литовские земли. Царствование Петра I и Екатерины II отмечены замечательными людьми: Ломоносов М.В., Потемкин Г.А., Суворов А.В. Дальнейшее расширение Российского государства происходило
при царствовании Александра I (присоединены Грузия, Финляндия,
Бессарабия, Азербайджан, герцогство Варшавское), Александра II (присоединена большая часть Сибири, завершилось присоединение Кавказа), Александра III (завершилось присоединение Средней Азии).
В конце XIX в. началась фаза надлома. В царствование Николая II была
проиграна русско-японская война, в результате к Японии отошли Квантунский полуостров с Порт-Артуром и Дальним и часть Сахалина южнее
50е ю.ш. Страна пришла к катастрофическому состоянию, закончившемуся Октябрьской революцией. С XX в. Российский суперэтнос вступил в
инерционную фазу.

Таким образом, этносы — системы, формирующиеся в результате взаимодействия природы и общества. Они приспособили природу для своего комфортного существования и сами приспособились к ней. Это устойчивые системы с внутренней структурой и
устойчивыми связями.
Контрольные вопросы
1. Что такое географическая оболочка, каковы ее границы?
2. Что такое компоненты географической оболочки, какие компоненты вы знаете? Что такое структурные уровни географической оболочки?

393.

3. Каковы этапы развития географической оболочки?
4. Ч т о т а к о е г е о г р а ф и ч е с к о е п р о с т р а н с т в о ?
5. Каковы основные закономерности географической оболочки?
6. В чем проявляется ритмичность в географической оболочке?
7. Какие факторы определяют зональность географической оболочки?
Каковы основные зональные природные комплексы?
8. Что такое полярная асимметрия? В чем она проявляется?
9. Что такое ландшафт? Какова морфологическая структура ландшафта?
10. Что такое ноосфера? Чем характеризуется ноосферный этап географической оболочки?
11. Каковы п р и н ц и п ы классификации антропогенных ландшафтов?
12. Что такое культурный ландшафт?

Раздел

ГЕОГРАФИЧЕСКАЯ СРЕДА И ЧЕЛОВЕЧЕСКОЕ
ОБЩЕСТВО. ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ ЧЕЛОВЕКА
И ПРИРОДЫ

Глава

ГЕОГРАФИЧЕСКАЯ СРЕДА И ЕЕ РОЛЬ
В РАЗВИТИИ ОБЩЕСТВА
Воздействие человека на географическую оболочку началось около 3 млн лет назад, а возможно и раньше. Особенно активно человек преобразовывает природу последние 3 тыс. лет благодаря появлению железных орудий труда. Появление и активная деятельность
человека ознаменовали начало важнейшего этапа в эволюции географической оболочки. Антропогенные ландшафты стали преобладающими во многих природных зонах и на отдельных материках.
К 2000 г. численность населения Земли достигла 6 млрд человек.
Процесс взаимодействия человека и природы имеет свои особенности. Человек не властен ни отменить, ни заменить законы
природы, ни создать новые. Могущество человека заключается в
том, что он способен познавать законы и использовать их в своей
деятельности. Воздействуя на природу, человек должен учитывать
как благоприятные, так и неблагоприятные последствия.
Современная природа сильно изменена человеком. Девственная природа, вероятно, уже нигде не сохранилась. Либо прямо,
либо косвенно — через воду или воздух происходит воздействие
человека на природу. Поэтому самая насущная проблема, стоящая
Перед человечеством — экологическая. Человек, чтобы выжить,
обязан приспособиться к изменяющейся природе; перейти к более рациональному природопользованию и охране природы.
Ход научного творчества является той силой, которой человек
меняет среду, в которой он живет. Это изменение природы есть
неизбежное явление, сопутствующее росту научной мысли.
Процесс взаимодействия общества и природы — двойственный процесс: природа как естественная, так и измененная человеком, влияет на общество, а общество влияет на природу. Результаты взаимодействия оцениваются по-разному: природная среда
не влияет на развитие общества, природная среда — определяющий фактор развития общества, природная среда — важный, но
не определяющий фактор развития общества.
395.

Географическая (природная) среда — часть природного окружения человеческого общества, с которой оно находится в данный
момент в непосредственном взаимодействии, т. е. которая ближайшим образом связана с его жизнью и производственной деятельностью (С. В. Калесник, 1955). Возникнув с появлением человеческого общества, географическая среда расширяется по мере его
развития, все большая часть географической оболочки становится географической средой. Границы географической среды, очевидно, в будущем будут совпадать с границами географической
оболочки. Географическая среда, по мнению С. В. Калесника, —
среда природная, ее элемедты, несмотря на изменения, вызванные человеком, сохраняют способность к саморазвитию. Искусственные сооружения, созданные человеком, не обладают способностью к саморазвитию, без постоянного контроля и ремонта быстро разрушаются. В географическую среду они не входят.
Еще в 460 г. до н.э. Гиппократ в книге «О воздухе, водах, местностях» проводит идею о влиянии географических условий и климата на особенности организма, свойства характера, общественный строй. Идея оформилась в географический детерминизм — учение, приписывающее первостепенную роль в развитии общества
и народов их географическому положению и природным условиям. Этой точки зрения придерживались крупнейшие ученые древности — Геродот, Страбон. В то время географический детерминизм имел прогрессивное значение, так как виды занятий, хозяйственное использование территории ставились в зависимость
от природных условий.
Наиболее полное развитие географический детерминизм получил в XVIII в. Один из основоположников научной концепции
французский философ Ш.Монтескье (1689—1755) считал, что
климат является решающим фактором развития общества. «Власть
климата есть первейшая в мире власть». Климат влияет на психику людей, психика — на быт, законы, общественный строй.
В своих книгах он писал: «чрезмерные жары подрывают силы и
бодрость людей, холодный климат придает уму и телу известную
силу, которая делает их способными к действиям продолжительным, трудным, великим...». Большое значение климату придавали географы Э.Хентингтон, С.Маркхейм. Они считали, что климат определяет энергию, а следовательно, и благосостояние
наций.
Г. Т. Бокль (1821 — 1862) утверждал, что на культуру людей
влияют климат, почвы, общий облик природы. Благоприятный
климат и природные почвы обеспечивают избыток пищи, что приводит к увеличению численности населения и, следовательно, к
снижению уровня заработной платы и уровня жизни населения.
Следовательно, климат определяет общественное неравенство людей, существование богатых и бедных стран.
396.

К сторонником географического детерминизма относились
К.Риттер (1779-1859), Э.Реклю (1830-1905), Ж.Брюн (1869 —
1930) и др. В России сторонником географического детерминизма
был JI.И.Мечников (1838—1888). Он считал, что географическая
среда является решающим фактором в развитии общества. «Благоприятные условия: почва, климат, форма и положение материка — вот что послужило для возвышения европейцев и дало им
возможность стать в авангарде человечества». В своей книге «Цивилизация и великие исторические реки» (1898) Л.И.Мечников
развивает идею о том, что определяющим фактором развития общества и распространения цивилизаций являются водные пути —
крупные реки, моря и океаны. Историю общества он делил на
следующие периоды: речной период культуры древних народов,
средиземноморский период культуры народов средних веков,
океанический период культуры современности.
В эпоху империализма учение о географическом детерминизме
переродилось в реакционную геополитику. Приписывая географической среде роль определяющего фактора в развитии человеческого общества, в формировании определенного строя, теория
пытается оправдать нищету одних и богатство других в капиталистических государствах. А поскольку общественное неравенство есть
следствие географических условий, оно может измениться только
при изменении географических условий.
Геополитики выдвинули идею о том, что каждое государство —
это живой организм, которое стремится к захвату «жизненного
пространства». Понятие «жизненного пространства» для государстворганизмов привело к захватническим войнам. Идеи геополитики
развивал немецкий ученый Ф. Ратцель (1844—1904). Он выдвинул
расистскую теорию деления народов в зависимости от того, в каком
климате они живут, на «руководителей и исполнителей». Он утверждал, что основным законом развития как органического мира, так и
человеческого общества является борьба за жизненное пространство. Недаром немецкий фашизм провозгласил Ф. Ратцеля отцом
геополитики. В Германии геополитика стала доктриной фашизма.
Противоположное учение — географический нигилизм — отрицает всякое влияние природных условий на человеческое общество. Особенное развитие данное учение получило в Советском
Союзе, когда преобладал девиз: не ждать милостей от природы.
Преобладание этой политики привело к попыткам выращивать
арбузы под Москвой и кукурузу в Мурманске.
По современным представлениям, географическая среда —
одно из постоянных и необходимых условий развития общества, но определяющего значения для развития общества не
имеет. Отрицать влияние природы на человеческое общество
нельзя. Из природной среды человек получает пищу, одежду,
энергию, различные минеральные ресурсы. Отдельные отрасли
397.

хозяйства могут развиваться только в определенной природной
среде. Горнодобывающая промышленность развивается там, где
есть запасы полезных ископаемых. Большое влияние оказывает
среда на специализацию сельского хозяйства. В жарких странах
выращивают кофе, рис, виноград; в более высоких широтах —
зерновые. В субарктических широтах возможно только оленеводство.
Очень ярко зависимость человеческой деятельности от природы описал В.В.Докучаев: «Человек зонален во всех проявлениях
своей жизни: в обычаях, религии, в красоте. Зонален домашний скот, культурная растительность, постройки». Адаптация
человека к окружающей среде обусловила выработку специфических особенностей в строении организма. У жителей пустынь
приспособления направлены на ослабление энергетических процессов и понижение теплопродукции. У них высокий рост, малый вес, удлиненные конечности, ослабленное жироотложение. Жители холодных территорий, как правило, имеют более
низкий рост и короткие конечности. Они употребляют пищу
высокой калорийности, у них повышено жироотложение. Красивой женщиной у жителей тундры считалась толстая женщина.
Интересно отметить, что и религиозные обычаи в какой-то степени обусловлены географической средой. Например, у жителей тундры не принято было хоронить покойников в землю,
они их относили в горы. Обусловлено это тем, что в тундре
распространена сезонная и многолетняя мерзлота, и все — камни, другие предметы, постепенно выталкиваются наружу. При
распространении христианства и его обрядов в этих местах начались религиозные бунты.
Однако подчеркивая влияние географической среды на развитие общества, не стоит преувеличивать ее значение. Изменение и
развитие человеческого общества могут происходить гораздо быстрее, чем изменение и развитие географической среды. Например,
за три тысячи лет на территории Восточной Европы сменились
первобытно-общинный, рабовладельческий, феодальный, капиталистический, социалистический строй, сейчас наблюдается
возврат капитализма. Для изменения географической среды необходимо несколько миллионов лет.
Развивая представление С. В.Калесника о географической
среде, В.С.Лямин (1978) пишет, что взаимодействие общества и
природы осуществляется на двух уровнях. Первый уровень — это
взаимодействие человеческого общества с включенной в его
состав географической средой. Человеческое общество представляет собой диалектическую систему, образованную людьми и средствами производства. Включение природы в общество бывает
разнообразным. Во-первых, материалы природы в процессе производства становятся социальными вещами (предметами). В этом
398.

случае человек меняет первоначальную форму природного материала и создает нужную ему вещь. Например, из руды выплавляется металл, из природных строительных материалов строится
здание. Во-вторых, общество использует энергию, заключенную
в угле, нефти, торфе. Это «энергетическое» включение природы
в общество. При этом географическая среда выступает как важнейший компонент его производства. Главная сила, движущая развитием общества, — это способ производства материальных благ.
Процесс материального производства связывает людей и включенную в производство природу в единую целостную систему —
человеческое общество.
Второй уровень взаимодействия общества и природы заключается в том, что внешняя природа и общество лишь воздействуют
друг на друга. Здесь географическая среда выполняет роль естественных условий жизни общества.
Часть географической среды, которая искусственно создана
человеком на основе материального производства, В.С.Лямин
предлагает назвать экономико-географической средой. В содержании экономико-географической среды можно выделить три группы объектов. К первой группе относятся преобразованные человеком объекты природы или искусственно созданные им
объекты, обладающие природными свойствами. Например, выведенные человеком животные и растения, обрабатываемые
почвы, искусственные водоемы, водохранилища. Человек только изменил свойства природных объектов в нужном направлении.
Вторую группу объектов составляют такие искусственно
созданные или измененные человеком природные предметы,
которые могут функционировать как средства труда только в
сочетании с техникой. К ним относятся реки с зарегулированным
стоком, ирригационные сооружения с различными техническими устройствами, искусственные формы рельефа: насыпи железных дорог, речные дамбы, молы.
К третьей группе объектов относятся искусственно созданные или преобразованные элементы природы, такие как городские парки, сады, скверы, культурные растения и животные. Экономико-географическая среда представляет собой важнейшую часть человеческого общества. В отличие от внешней
среды она возникает вместе с обществом и развивается вместе
с ним. Вне общества экономико-географическая среда не существует.
Физико-географическая среда есть совокупность различных компонентов географической оболочки, которая на данном историческом этапе развития выступает как материальные условия его
существования. Физико-географическая среда возникает и развивается на основе действия естественных «природных» законов.
399.

Однако по мере развития общества материальные условия, необходимые для жизни человека, не остаются постоянными. Общество начинает вступать в связи с такими явлениями, которые
ранее были для него безразличны. Например, для первобытного
общества были безразличны месторождения полезных ископаемых, сейчас без них невозможно существование общества. При
современном развитии авиации нас стала интересовать погода на
высоте 10 км. Постепенно физико-географическая среда превращается в экономико-географическую среду.
Однако общество не сможет существовать без внешней для него
природы. Физико-географическая среда оказывает разностороннее влияние на общество. Она имеет производственное значение,
является поставщиком энергии и материалов, необходимых для
развития общества. Научное значение природы заключается в том,
что человечество, познавая законы природы, учится их использовать для своих целей. Становится необходимым сохранение естественных «эталонов» ненарушенной природы. Они позволят восстановить, более полно изучить эволюцию природы и необходимы
для оценки результатов воздействия на природу хозяйственной
деятельности.
Природа имеет оздоровительное значение. Особенно важно для
здоровья сохранить естественный микроклимат здравниц, обладающий целебными свойствами, предохранить от загрязнения минеральные источники, сохранить леса. Наиболее полный отдых и
восстановление организма возможно только в естественной природе.
Природа имеет воспитательное и эстетическое значение. Многие поколения художников, писателей и композиторов воспитывались на чудесных пейзажах родной природы. Разнообразный ландшафт является источником вдохновения. Восприятие пейзажа всегда
связано с представлениями о Родине и развивает любовь к ней.
Поэтому сохранение физико-географической среды — важнейшая
задача человечества.
Задачей человечества является не превращение всей физикогеографической среды в экономико-географическую, а налаживание взаимоотношений с природой. На современном этапе все
больший интерес вызывают идеи Н. Н. Моисеева: «Человеческое
общество — элемент биосферы и может развиваться только в развивающейся биосфере».
Принцип коэволюции природы и общества — необходимое условие для сохранения человека на Земле. Моисеев пишет: «Если
человек не найдет нужного ключа к своим взаимоотношениям с
природой, то он обречен на погибель». Он предлагает несколько
направлений исследований:
— изучение структуры коэволюции как некоторого равновесного состояния природы и общества;
400.

Рис. 36.1. Природные ресурсы
— разработка возможных вариантов технико-технологического
преобразования производительных сил и выработка соответствующих рекомендаций для государств.
Природные ресурсы. Природные условия. Природные ресурсы —
тела и силы природы, которые на данном этапе участвуют в
хозяйственной деятельности человека. По сути, это экономикогеографическая среда в представлении В. С. Лямина. К телам природы относятся компоненты географической оболочки. Силами
природы, используемыми в деятельности человека, являются сила
ветра, воды, приливов и т.д.
По степени исчерпаемости природные ресурсы делятся на неисчерпаемые и исчерпаемые (рис. 36.1). К неисчерпаемым природным ресурсам относятся солнечная радиация, воздух, вода.
К исчерпаемым — полезные ископаемые. Деление это до известной степени условно. Например, неисчерпаемые природные
ресурсы — вода, воздух — могут так сильно измениться в результате хозяйственной деятельности, что использовать их будет уже
невозможно.
Исчерпаемые природные ресурсы делятся на невозобновимые,
относительно возобновимые и возобновимые. К невозобновимым
относятся, например, уголь, нефть, месторождения цветных
металлов. К относительно возобновимым — почвы. К возобновимым ресурсам относятся растительность, некоторое минеральное
сырье (соль).
Природные условия — тела и силы природы, которые на данном этапе не используются в хозяйственной деятельности человека, но определяют условия его существования.
401.

Глава

К О Н Ц Е П Ц И Я УСТОЙЧИВОГО РАЗВИТИЯ
Начало нового тысячелетия — время выдающихся достижений
в области различных наук. Генная инженерия, выход человечества
в космос, создание информационных технологий — вот примеры
научных достижений, обусловивших начало научно-технической
революции. Высокий научный потенциал вызывает коренные изменения в производстве. Наблюдается переход от крупного машинного производства к комплексно-автоматизированному производству. Автоматизированные системы управления внедрены на
многих промышленных предприятиях. Большое влияние на производственную деятельность человека оказывает компьютеризация. Компьютеры используются во всех отраслях производства, в
быту. Для научно-технического прогресса характерно (В. С.Жекулин, 1989):
— превращение науки в непосредственную производительную
силу, которая оказывает определяющее воздействие на развитие
техники и производства;
— расширение области использования науки, проникновение
ее в различные сферы социальной жизни, материального производства, организации и управления;
— опережающие по отношению к производству темпы развития науки;
— комплексность научных исследований, заключающаяся в
объединении усилий коллектива ученых;
— использование точных методов, математизация и автоматизация научного поиска.
Однако по мере развития человеческого общества возникали и
возникают сложные проблемы. На рубеже тысячелетий они стали
глобальными. Глобальность проблем обусловлена комплексом
причин. Для жизнеобеспечения растущего населения планеты
требуется все возрастающее количество природных ресурсов;
возвращаемые в географическую среду отходы приводят уже к
качественному изменению компонентов и природных комплексов. Наконец, нарастающая возможность ядерной войны может
подвести все человечество к рубежу самоуничтожения.
Термин «глобалистика» появился в 60—70-е годы XX в., когда
вышли в свет первые доклады Римскому клубу (международная
группа выдающихся ученых, государственных деятелей). В России
глобалистика начала развиваться в 80-х годах XX в. и совпала с
началом перестройки. Глобальность проблем заключается в следующем (В. П. Максаковский, 1996):
— они касаются всего человечества, затрагивают интересы и
судьбы всех стран, народов и социальных слоев;
402.

— приводят к значительным экономическим и социальным потерям, а в случае их обострения могут угрожать самому существованию человеческой цивилизации;
— требуют для своего решения сотрудничества в общепланетарном масштабе, совместных действий всех стран и народов.
В 80-е годы XX в. появилась первая классификация глобальных
проблем. Глобальные проблемы подразделяются на три большие
группы.
В первую группу включаются проблемы, связанные с основными общностями человечества: разоружение и предотвращение новой мировой войны, преодоление разрыва в уровнях социальноэкономического развития между экономически развитыми и развивающимися странами, обеспечение занятости населения и др.
Вторую группу образуют проблемы, связанные с отношениями в системе «человек—общество»: эффективное использование
достижений НТР, развитие культуры, образования, здравоохранения и др.
К третьей группе относятся проблемы, связанные с отношениями в системе «человек — природа»: сохранение и восстановление экологического равновесия, обеспечение потребностей человечества в природных ресурсах, использование ресурсов Мирового океана, освоение космоса.
В последние годы группировка проблем немного изменилась,
произошла переоценка иерархии приоритетных глобальных проблем. Некоторые ученые считают, что на первое место вышла экологическая проблема, другие называют демографическую, третьи —
продовольственную, четвертые — преодоление отсталости развивающихся стран.
Глобальные проблемы взаимосвязаны и требуют комплексного
подхода к решению. Они стали важным объектом междисциплинарных исследований, в которых участвуют общественные, естественные и технические науки. Важное место среди них занимает
география. В структуре географии появилось новое направление,
называемое «геоглобалистика», у ее основания стояли такие ученые, как И.П.Герасимов, В.С.Преображенский, В.М.Котляков,
Я. Г. Машбиц и др. Подробный и детальный анализ глобальных
проблем дан в книге В. П. Максаковского «Географическая картина мира». Развитию геоглобалистики способствовали ярко выраженные географические аспекты большинства глобальных проблем. Кроме того, географический подход предполагает комплексность, территориальность, историзм исследований.
В геоглобалистике сложились три уровня изучения: глобальный,
региональный и страновой. Глобальный уровень объединяет самые
сложные проблемы, касающиеся населения всей планеты и требующие совместных действий всех стран. Глобальные проблемы
проявляются и на региональном уровне. Региональные проблемы
403.

касаются группы стран, при их решении необходимо объединение усилий этих стран. Например, решение проблемы Каспийского моря возможно только на межгосударственном уровне с участием России, Азербайджана, Казахстана, Туркменистана, Ирана. В качестве третьего уровня выступает уровень отдельных стран.
В разных странах может быть своя специфика, своя приоритетность глобальных проблем.
Большое внимание населения всего мира уделяется экологическим проблемам. К ним относятся глобальное потепление климата Земли, формирование «озоновых дыр», загрязнение всех геосфер географической оболочки. Экологические проблемы рассмотрены в главах «Атмосфера и человек», «Гидросфера и человек»,
«Литосфера и человек» и «Биосфера и человек».
Постепенная деградация всех природных систем, увеличение
числа районов экологического бедствия привлекли внимание мирового сообщества. В 1972 г. ООН провела в Стокгольме первую
Всемирную конференцию по окружающей среде, в которой приняло участие 113 государств. В 1980 г. был принят важный документ «Всемирная стратегия охраны природы». В 1983 г. ООН создала Всемирную комиссию по окружающей среде и развитию. В отчете комиссии прозвучало предупреждение о неизбежности резкого ухудшения природной среды, если человечество не внесет
коррективы в свой образ жизни. Была принята концепция устойчивого развития общества. Под ней подразумевалось такое развитие человечества, которое удовлетворяло бы нужды людей и в то
же время не подвергало риску способность будущих людских поколений удовлетворять свои потребности.
Дальнейшее развитие концепция устойчивого развития получила на конференции в Рио-де-Жанейро (1992). Было заявлено:
«Для достижения устойчивого развития общества защита окружающей среды должна составлять неотъемлемую часть процесса развития и не может рассматриваться в отрыве от него». В документе
«Повестка дня на XXI век» предлагаются направления программной деятельности, среди которых: национальная политика и
международное сотрудничество в целях ускорения устойчивого развития в развивающихся странах, борьба с нищетой, изменение
структуры потребления, охрана и укрепление здоровья человека.
Во втором разделе этого документа рассматриваются вопросы
защиты атмосферы, комплексного подхода к использованию природных ресурсов, борьбы с обезлесением, засухой.
Конференция в Рио-де-Жанейро приняла решение о создании
организационного механизма в виде Комиссии устойчивого развития в системе ООН. Комиссия положила начало новой идеологии — идеологии выживания человечества на основе достижения
устойчивого развития, лучшей интеграции экономики и экологии. В России концепция устойчивого развития разрабатывается
404.

такими учеными, как В.М.Котляков, К.С.Лосев, В.И.ДаниловДанильян и др. В конце 1995 г. Г. В. Сдасюк предложила следующую
формулировку концепции устойчивого развития: «Устойчивое развитие — это многоуровенно-иерархический, управляемый (при
массовом осознанном участии населения) процесс коэволюционного развития общества и природы, цель которого заключается
в обеспечении благоприятных условий для здоровой и производительной жизни в гармонии с природой ныне живущих и будущих
поколений на основе охраны и обогащения культурного и природного наследия». Н.Н.Моисеев, разрабатывая концепцию устойчивого развития, предложил понятие «экологический императив». Под этим понятием подразумевается ограничение, которое накладывает на хозяйственную деятельность людей емкость
биосферы, ее способность справляться с последствиями такой
деятельности.
Концепция устойчивого развития принята большинством отечественных и зарубежных ученых и общественных деятелей. Предлагается два основных подхода к решению проблемы:
первый — тотальная очистка; использование «чистых энергий»,
безотходных технологий, замкнутые циклы производства; перестройка народного хозяйства, чтобы оно не угнетало природную
среду;
второй — стратегия ограниченного потребления. В настоящее
время человечество потребляет слишком много природных ресурсов и это вызывает истощение и деградацию природной среды.
Судьба концепции устойчивого развития решается на рубеже
нового тысячелетия. Если не удастся найти пути стабилизации и
улучшения мировой экологической, экономической и демографической ситуаций, если мы превысим максимальную емкость
биосферы, человеческую цивилизацию ждет гибель.
Контрольные вопросы
1. Каковы основные теории взаимодействия природы и общества?
2. В чем сущность теорий географического детерминизма и нигилизма?
3. Как влияют социальные факторы на отношение человека и природы?
4. Что такое физико-географическая и экономико-географическая
среда?
5. Что понимается под концепцией устойчивого развития?

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Основная литература
1. Боков В.А., Селиверстов Ю.П., Черванев И. Г. Общее землеведение. —
СПб.: Изд-во Санкт-Петербургского университета, 1998.
2. Вернадский В.И. Химическое строение Земли и ее окружения. — М.:
Наука, 1987.
3. Географический словарь / Под ред. Трешникова А.Ф. — М.: Советская энциклопедия, 1988.
4. Гереннук К.И., Боков В.А., Черванев И.Г. Общее землеведение. — М.:
Высшая школа, 1984.
5. Жекулин B.C. Введение в географию. — Л.: Изд-во ЛГУ, 1989.
6. Исаченко А.Г. География сегодня. — М.: Просвещение, 1979.
7. Исаченко А.Г. Ландшафтоведение и физико-географическое районирование. — М.: Высшая школа, 1991.
8. Калесник С.В. Основы общего землеведения. — М.: Учпедгиз, 1955.
9. Лямин B.C. География и общество. — М.: Мысль, 1978.
10. Максаковский В.П. Географическая культура. — М.: Владос, 1998.
11. Марков К.К., Добродеев О.П., Симонов Ю.Г., Суетова И.А. Введение в
физическую географию. — М.: Высшая школа, 1978.
12. Мильков Ф.Н. Общее землеведение. — М.: Высшая школа, 1990.
13. Мир географии / Под ред. Г. И. Рычагова. — М.: Мысль, 1984.
14. Моисеев Н.Н. Быть или не быть человечеству? — М.: Молодая гвардия, 1999.
15. Неклюкова Н.П. Общее землеведение. — М.: Просвещение, 1975. —
Т. 2 . - 1 9 7 6 . - Т . 1.
16. Половинкин А.А. Общая физическая география. — М.: Учпедгиз,
1952.
17. Половинкин А.А. Основы общего землеведения. — М.: Учпедгиз,
1958.
18. Шубаев Л.П. Общее землеведение. — М.: Высшая школа, 1977.

Дополнительная литература
1. Алисов Б.П., Полтараус Б.В. Климатология. — М.: Изд-во МГУ, 1974.
2. Арманд Д.Л. Наука о ландшафте. — М.: Мысль, 1975.
3. Бакулин П.И, Кононович Э.В., Мороз В.И. Курс общей астрономии. —
М.: Наука, 1966.
4. Баландин Р.К., Бондарев Л.Г. Природа и цивилизация. — М.: Мысль,
1988.

406.

5. Берг JI.С. Климат и жизнь. — М.: Географгиз, 1947.
6. Берг Л. С. Природа СССР. — М.: Гос. изд-во географической литературы, 1955.
7. Будыко М.И. Климат в прошлом и будущем. — JL: Гидрометеоиздат,
1980.
8. Великанов М.А. Общая гидрология. — Д.: Гидрометеоиздат, 1948.
9. Войткевин Г.В., Вронский В.А. Основы учения о биосфере. — М.:
Просвещение, 1989.
10. Войткевич Г.В., Закруткин В.В. Основы геохимии. — М.: Высшая
школа, 1976.
11. Воронов А.Г. Биогеография. — М.: Мысль, 1963.
12. Воронцов-Вельяминов Б.А. Очерки о Вселенной. — М.: Наука, 1980.
13. Григорьев А.А. Закономерности строения и развития географической среды. — М.: Мысль, 1966.
14. Гумилев Л.Н. Конец и вновь начало. — М.: Рольф, 2000.
15. Давыдов Л.К., Дмитриева А.А., Конкина Н.П. Общая гидрология. —
JL: Гидрометеоиздат, 1973.
16. Добровольский В.В. Геология. — М.: Владос, 2001.
17. Докучаев В.В. К учению о зонах природы. — Соч. — Т. 6. — М.:
Географгиз, 1954.
18. Дроздов О.А., Васильев В.А. и др. Климатология. — Л.: Гидрометеоиздат, 1989.
19. Забелин ИМ. Физическая география в современном естествознании. — М.: Мысль, 1978.
20. Кедров Б.М. Классификация наук. — М.: Мысль, 1978.
21. Криволуцкий А.Е. Голубая планета Земля. — М.: Мысль, 1985.
22. Леонтьев O.K. Д н о океана. — М.: Мысль, 1968.
23. Леонтьев O.K., Рычагов Г. И. Общая геоморфология. — М.: Высшая
школа, 1988.
24. Лукашов А.А. Рельеф планетных тел. — М.: Изд-во МГУ, 1996.
25. Львович М.И. Вода и жизнь. — М.: Мысль, 1986.
26. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. — М.: Изд-во
АН С С С Р , 1955.
27. Максаковский В.П. Географическая картина мира. В 3 т. — Ярославль: Верхне-Волжское книжное изд-во, 1996.
28. Маров М.Я. Планеты Солнечной системы. — М.: Наука, 1981.
29. Матвеев Н.П., Сераев Н.А. Воздушная оболочка Земли. — М.: Издво МПГУ, 1997.
30. Медоуз Д.Х., Медоуз Д.Л., Рандерс Й. За пределами роста. — М.: Прогресс, Пангея, 1994.
31. Михайлов В.Н., Добровольский АД. Общая гидрология. — М.: Высшая школа, 1991.
32. Михайлов Н.И. Физико-географическое районирование. — М.: Высшая школа, 1985.
33. Моисеев Н.Н. Человек и ноосфера. — М.: Молодая гвардия, 1990.
34. Небел Б. Наука об окружающей среде: Как устроен мир. В 2 т. — М.:
Мир, 1993.
35. Некрасов НА. Вечна ли вечная мерзлота. — М.: Недра, 1991.
36. Оллиер К. Тектоника и рельеф. — М.: Недра, 1984.

407.

37. Пашканг К.В. Комплексная физическая география. — Смоленск:
Изд-во Смоленского университета, 2000.
38. Пиотровский В.В. Геоморфология с основами геологии. — М.: Недра, 1977.
39. Погосян Х.П., Туркетти 3.J1. Атмосфера Земли. — М.: Просвещение, 1970.
40. Райе Р.Д. Основы геоморфологии. — М.: Прогресс, 1980.
41. Раковская Э.М., Давыдова М.И. Физическая география России. —
Ч. L — М.: Владос, 2000.
42. Рельеф земли (морфоструктура и морфоскульптура) / Под ред.
И.П.Герасимова и Ю.А.Мещерякова. — М.: Наука, 1967.
43. Рябчиков A.M. Структура и динамика геосферы. — М.: Мысль, 1972.
44. Смирнов П.Н. Океанология. — М.: Высшая школа, 1987.
45. Сочава Б.В. Введение в учение о геосистемах. — Новосибирск: Издво Новосибирского университета, 1978.
46. Степанов В.Н. Океаносфера. — М.: Мысль, 1983.
47. Хаин В.Е., Михайлов А.Е. Общая геотектоника. — М.: Недра, 1985.
48. Хромов С.П. Метеорология и климатология для географических
факультетов. — JI.: Гидрометеоиздат, 1983.
49. Чалов Р. С. Географические исследования русловых процессов. —
М.: Изд-во МГУ, 1979.
50. Чижевский A.JI. Земное эхо солнечных бурь. — М.: Мысль, 1976.
51. Шарден П.Т. Феномен человека. — М.: Наука, 1987.

ОГЛАВЛЕНИЕ

Предисловие
Введение

3
5

Раздел L ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ
ГЕОГРАФИЧЕСКОЙ ОБОЛОЧКИ
Глава 1. Космические факторы
1.1. Галактики. Движение галактик
1.2. Звезды. Излучение звезд и Солнца
1.3. Солнечная система. Взаимодействие планет и спутников
1.4. Луна — спутник Земли
1.5. Астероиды. Кометы. Метеориты
Глава 2. Планетарные факторы
2.1. Орбитальное движение Земли
2.2. Осевое вращение Земли
2.3. Форма и размеры Земли
2.4. Внутреннее строение Земли
2.5. Геофизические поля

12
12
20
30
36
41
45
45
50
54
57
59

Раздел И. ГЕОСФЕРЫ ГЕОГРАФИЧЕСКОЙ ОБОЛОЧКИ
Атмосфера
65
Глава 3. Состав газов атмосферы. Строение атмосферы
65
3.1. Состав газов атмосферы
66
3.2. Строение атмосферы
69
Глава 4. Воздушные массы. Атмосферные и климатические фронты ....71
4.1. Воздушные массы
71
4.2. Атмосферные и климатические фронты
72
Глава 5. Теплооборот в атмосфере
74
5.1. Солнечная радиация, ее распределение
на земной поверхности
74
5.2. Альбедо. Земная радиация
78
5.3. Радиационный баланс земной поверхности и атмосферы ....81
5.4. Тепловой баланс земной поверхности и атмосферы
83
5.5. Тепловой режим земной поверхности
84
5.6. Тепловой режим атмосферы
85
Глава 6. Влагооборот в атмосфере
94
6.1. Влагооборот, или круговорот воды на Земле
94
6.2. Испарение и испаряемость
95
6.3. Влажность воздуха
98
6.4. Конденсация водяного пара. Гидрометеоры
100

409
1

6.5. Туманы. Облака
6.6. Атмосферные осадки
6.7. Снежный покров
6.8. Увлажнение территории
Глава 7. Циркуляция атмосферы
7.1. Давление
7.2. Ветер
Глава 8. Погода
Глава 9. Климат
9.1. Процессы и факторы климатообразования
9.2. Классификация климатов
9.3. Характеристика климатов
Глава 10. Атмосфера и человек
Гидросфера
Глава 11. Строение гидросферы. Свойства природных вод
11.1. Структура гидросферы
11.2. Единая система «гидросфера — атмосфера»
11.3. Свойства природных вод
Глава 12. Теплооборот в гидросфере
Глава 13. Влагооборот в гидросфере
Глава 14. Мировой океан
14.1. Мировой океан. Структура Мирового океана
14.2. Водные массы. Океанические фронты
14.3. Физико-химические свойства вод Мирового океана
14.4. Температурный режим вод Мирового океана.
Ледовый режим
14.5. Циркуляция воды в Мировом океане
14.6. Климат водных масс
Глава 15. Воды суши
15.1. Подземные воды
15.2. Реки
15.3. Озера
15.4. Болота. Заболоченные земли
15.5. Водохранилища
15.6. Ледники
Глава 16. Гидросфера и человек
Литосфера
Дъ
Глава 17. Границы литосферы. Свойства горных пород.
Рельеф. Классификации рельефа
17.1. Литосфера. Границы литосферы
17.2. Свойства горных пород
17.3. Рельеф. Классификации рельефа
Глава 18. Коры выветривания
Глава 19. Теплооборот в литосфере
Глава 20. Влагооборот в литосфере
Глава 21. Д и н а м и к а литосферы
21.1. Понятие о геоморфогенезе
21.2. Факторы рельефообразования
Глава 22. Эндогенные процессы и рельеф

410.

101
106
110
111
112
112
118
131
134
135
136
138
149
153
153
153
156
157
160
161
163
163
166
168
173
178
190
191
192
198
215
226
228
230
235
239
239
239
241
242
244
246
250
251
251
253
255

22.1. Тектонические движения
22.2. Магматизм и вулканизм
22.3. Землетрясения
Глава 23. Экзогенные процессы и рельеф
23.1. Флювиальные процессы и рельеф
23.2. Эоловые процессы и рельеф
23.3. Криогенные процессы и рельеф
23.4. Гляциальные (ледниковые) процессы и рельеф
23.5. Склоновые процессы и рельеф
23.6. Карстовые процессы и рельеф
23.7. Береговые процессы и рельеф
23.8. Биогенные процессы и рельеф
Глава 24. Рельеф Земли
24.1. Общие закономерности формирования рельефа Земли
24.2. Рельеф суши
24.3. Рельеф дна океана
24.4. Влияние рельефа на перераспределение тепла и влаги
Глава 25. Литосфера и человек
.
Б иосфера
Глава 26. Понятие о биосфере. Состав, строение биосферы
26.1. Состав и строение живого вещества
26.2. Учение В. И. Вернадского о биосфере
26.3. Зарождение жизни на Земле и причины
ее быстрого распространения
Глава 27. Теплооборот и влагооборот в биосфере
27.1. Теплооборот в биосфере
27.2. Влагооборот в биосфере. Транспирация
Глава 28. Биологический круговорот вещества и энергии
Глава 29. Ж и з н е н н ы е сообщества организмов
29.1. Характеристика биоценоза
29.2. Распространение живых организмов в океане
29.3. Распространение живых организмов на суше
Глава 30. Биосфера и человек

255
259
261
261
262
276
279
282
287
290
294
298
299
299
303
313
317
318
322
322
323
326
328
329
329
331
333
340
340
345
349
354

Раздел III. ГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ОБОЛОЧКА. НООСФЕРА
Глава 31. Географическая оболочка. Строение, качественное
своеобразие
31.1. Понятие о географической оболочке
31.2. Географическое пространство
31.3. Компоненты, структурные уровни географической
оболочки
31.4. Этапы развития географической оболочки
Глава 32. Закономерности географической оболочки
Глава 33. Д и ф ф е р е н ц и а ц и я географической оболочки.
Природный комплекс
33.1. Природные комплексы
33.2. Понятие о геосистемах
33.3. Ландшафт. Морфологическая структура ландшафта

356
356
358
359
360
362
373
373
375
376

411.

Глава 34. Физико-географическое районирование.
Картографирование природных комплексов
Глава 35. Ноосфера
35.1. Понятие о ноосфере
35.2. Антропогенные и культурные ландшафты
35.3. Формирование этносов

378
383
383
386
391

Раздел IV. ГЕОГРАФИЧЕСКАЯ СРЕДА И ЧЕЛОВЕЧЕСКОЕ
ОБЩЕСТВО. ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ ЧЕЛОВЕКА И П Р И Р О Д Ы
Глава 36. Географическая среда и ее роль в развитии общества
Глава 37. К о н ц е п ц и я устойчивого развития

395
402

Список литературы

406

Учебное издание
Савцова Татьяна Михайловна

Общее землеведение
Учебное пособие
Редактор А. В. Бородина
Технический редактор О. С.Александрова
Компьютерная верстка: С. В. Иванова
Корректор Л. А. Богомолова
Изд. № 103103418. Подписано в печать 03.11.2006. Формат 60x90/16.
Гарнитура «Тайме». Бумага офсетная № 1. Печать офсетная. Усл. печ. л. 26,0.
Тираж 1500 экз. Заказ № 17992.
Издательский центр «Академия», www.academia-moscow.ru
Санитарно-эпидемиологическое заключение № 77.99.02.953Д:004796.07.04 от 20.07.2004.
117342, Москва, ул. Бутлерова, 17-Б, к. 360. Тел./факс: (495)330-1092, 334-8337.
Отпечатано в ОАО «Саратовский полиграфический комбинат».
410004, г. Саратов, ул. Чернышевского, 59.

ISBN 978-5-7695-3733-2

9 / бо /оу

Издательский центр «Академия»
w w w . academia-moscow.

Ф
S

Ш
CD
О
fl>
re
a
ю
о

ч:

S
S3
m

ш
CO

Ш
z
о
s
u
и
Ф
-6о

w
w
&

ф
ф

Савцова

ОБЩЕЕ
ЗЕМЛЕВЕДЕНИЕ

a
3
u
2

Т. M .

3-е издание

•

ж
wm

ШттШ

Естественные
науки

•
\