1. Локальная дифференциация 2. Факторы локальной дифференциации. 8. Локальная дифференциация

8. Локальная дифференциация
1. Локальная дифференциация
2. Факторы локальной дифференциации.
При последовательном анализе дифференциации эпигеосферы на природные территориальные комплексы мы подходим к некоторому естественному рубежу, за которым (т.е. ниже его) дальнейшие физикогеографические различия уже не удается объяснить действием универсальных зональных и азональных
факторов. А между тем такие различия, наблюдаемые на небольшом протяжении (нередко всего лишь сотен или десятков метров), могут быть более контрастными, чем между двумя соседними ландшафтными
зонами или секторами. В одних и тех же зональных и азональных условиях бок о бок располагаются сухие
сосновые боры и верховые или низинные болота, безводные пустынные равнины и буйные тугайные заросли, степные склоны и лесистые балки и т.п. Здесь мы сталкиваемся с принципиально иным типом географической дифференциации, которая не связана ни с широтным распределением солнечного тепла, ни с
континентально-океаническим переносом воздушных масс, ни с разнообразием структур земной коры.
1. Локальная, иначе топологическая или внутриландшафтная, дифференциация геосистем отличается от региональной не только территориальными масштабами своего проявления и относительно
ограниченным радиусом действия дифференцирующих факторов, но прежде всего различной сущностью,
или природой, последних. Если обособление геосистем регионального уровня определяется причинами
планетарно-астрономического характера, внешними по отношению к эпигеосфере и ко всем ее территориальным подразделениям, то в основе локальной мозаики геосистем лежат внутренние географические
причины. Локальная дифференциация - следствие функционирования и развития самих ландшафтов, процессов, внутренне присущих различным ландшафтам. Можно сказать, что локальная дифференциация
есть проявление активного начала, заложенного в каждом ландшафте. Многообразию ландшафтов соответствует многообразие факторов внутриландшафтной географической дифференциации и форм, в которых она проявляется.
2. Факторы локальной дифференциации. К наиболее активным факторам, обусловливающим мозаику локальных геосистем, относятся так называемые экзогенные геоморфологические процессы - механическое и химическое выветривание, эрозионная и аккумулятивная деятельность текущих вод, карст,
термокарст, дефляция, суффозия, оползни и др. Эти процессы формируют скульптуру земной поверхности, т. е. создают множество разнообразных мезо- и микроформ рельефа и, в конечном счете, элементарных участков, или местоположений, отличающихся по своему взаимному расположению (вершины, разные части склона, подножья, впадины и др.), относительной высоте, экспозиции, крутизне и форме склона.
При одних и тех же зональных и азональных условиях, т. е. в одном и том же ландшафте, происходит
перераспределение солнечной радиации, влаги и минеральных веществ по местоположениям вследствие
чего каждое местоположение будет характеризовать специфическим микроклиматом, тепловым, водным и
солевым режимами. Тем самым разные местоположения должны характеризоваться неодинаковым экологическим потенциалом, т. е. совокупностью условий местообитания для организмов. Благодаря избирательной способности организмов к условиям среды заселение территории происходит в строгом соответствии с этими условиями, и каждому местоположению должен соответствовать один биоценоз. В конечном счете в результате взаимодействия биоценоза с абиотическими компонентами конкретного местоположения формируется элементарный географический комплекс, который Л. Г. Раменский предложил
называть эпифацией, а Л. С. Берг — фацией. Фация рассматривается как однородная геосистема и как
последняя ступень физико-гeoгpафического деления территории.
Необходимо подчеркнуть, что локальная дифференциация осуществляется на фоне определенных
зонально-азональных условий, которые как бы создают среду для развертывания локальных процессов.
Поэтому ландшафтно-географический эффект одинаковых местоположений зависит от внешней зональноазональной среды. Склоны одной и той же экспозиции и одинаковой крутизны получают разное количество солнечной радиации в зависимости от широты; увлажнение однотипных местоположений зависит от
«фонового» количества осадков и «фонового» же субстрата. Знак и интенсивность современных тектонических движений существенно влияют на характер процессов денудации и на формирование скульптурных форм рельефа. Морфоскульптура в значительной степени связана с морфоструктурой. Хотя в ее создании активным началом служат экзогенные агенты, многое зависит от «пассивного» геологического
фундамента ландшафта - простирания и наклона пластов, петрографического состава и физикохимических свойств горных пород, их трещиноватости, текстуры и т. д. Таким образом, в разных ландшафтах на однотипных местоположениях формируются различные фации.
Внутриландшафтную мозаику фаций можно рассматривать как следствие трансформации в ландшафте зонально-азонального «фона», т. е. потоков энергии и вещества внешнего происхождения Первич1
ный механизм этой трансформации состоит в перераспределении солнечного тепла и атмосферной влаги
по местоположениям.
Количество прямой солнечной радиации зависит от экспозиции и крутизны склона. Зимой, когда
солнце стоит низко над горизонтом, различия особенно существенны; при этом относительные отклонения
величин прямой радиации на склонах от норм для горизонтальной поверхности возрастают с широтой.
Однако разница в абсолютных величинах годовых сумм прямой солнечной радиации растет в противоположном направлении, т. е. с севера на юг, поскольку увеличивается продолжительность теплого периода и
oбщая интенсивность прямой радиации. По данным Ю. А. Щербакова, разница в количествах годовой
прямой радиации, поступающей на южные и северные склоны ключевых участков, расположенных в разных зонах, составляет (в ккал/см2): в тундре 3,3; в лесотундре 13,5 -16,8; в тайге 21,3; в лесостепи 45,8; в
холодной высокогорной пустыне 61,4 (соответственно 138, 565—703, 892 1918 2570 МДж/м2).
Радиационный баланс в летние месяцы (VI—VII) на северных склонах крутизной 10—20° сокращается на 5—15% по сравнению с горизонтальной поверхностью, а на южных увеличивается на 1-10%.
Отсюда следует неодинаковая теплообеспеченность местоположений в зависимости от инсоляционной экспозиции, а также крутизны склона.
Локальные вертикальные градиенты температур в сотни и даже тысячи раз превышают региональные
(широтные, секторные, высотно-поясные) градиенты. Важно отметить, что локальные (топологические) и
высотно-поясные температурные градиенты имеют противоположный знак: на местных склонах температура воздуха не понижается, а повышается от подножия к водоразделу. Так, на склоне траппового холма в
Нижнем Приангарье (южная тайга) высотой 40-50 м температурный градиент составляет в январе 6,2°С на
100 м высоты, в июле 3,6°С; продолжительность безморозного периода увеличивается на 103,3 дня в расчете на 100 м высоты, сумма активных температур - на 20-50°С.
Формирование температурного режима различных местоположений определяется не только инсоляционным фактором; большую роль играет стекание холодного воздуха по склонам и его застаивание в локальных понижениях.
Особенно большой сложностью отличается внутриландшафтный механизм преобразования атмосферного увлажнения. Стекание атмосферных осадков по склонам служит одним из главных факторов
пестроты условий увлажнения, местообитаний и фаций. Величина склонового стока и ее соотношение с
той частью атмосферных осадков, которая впитывается в почву, зависит от многих причин: крутизны,
формы (выпуклая, вогнутая, прямая) и протяженности склона, интенсивности осадков, механического состава, фильтрационной способности и влагосодержания почво-грунта.
Песчаные и супесчаные почвы с более высоким коэффициентом фильтрации поглощают больше атмосферной влаги, чем суглинистые, и коэффициент склонового стока у этих почв на 10-30% меньше. На
южных склонах почвы поглощают больше влаги, чем северных; в нижней части склонов больше, чем в
верхней; на выпуклых склонах в верхней части в почву поступает больше влаги, чем в нижней, а на вогнутых - наоборот. За счет пepepacпpeдeлeния влаги по местоположениям у подножия прямых суглинистых
склонов почва получает примерно в 1,5 раза больше влаги по сравнению с величиной жидких осадков.
Перераспределение осадков внутри ландшафта наиболее ярко проявляется в условиях избыточного и достаточного атмосферного увлажнения; в аридных условиях практически все жидкие осадки поглощаются
на склонах.
Большую роль во внутриландшафтной дифференциации в умеренных и высоких широтах играет перераспределение снежного покрова. Основным фактором здесь служит ветер, поэтому распределение
снежного покрова подчинено главным образом ветровой экспозиции склонов. Снег сдувается с наветренных склонов и переоткладывается на подветренных. При этом на наветренных склонах мощность покрова
убывает от подножия к вершине, а на подветренном - наоборот. Таяние снега наиболее интенсивно протекает на склонах южной экспозиции и ускоряется по мере увеличения крутизны. При уклоне 10° на южных
склонах снег сходит на 2-8 дней раньше, чем на ровных участках, а на северных - на столько же позднее.
От мощности снега зависит глубина промерзания почвы, тогда как на оттаивание она влияет в меньшей степени. Поэтому на северных склонах почва может оттаять раньше, чем сойдет снег, и поглотить
большую часть талых вод, а на южных склонах, где снег сходит раньше, чем почва успевает оттаять, поступление талых вод в почву уменьшается. Поглощение талых вод почвой имеет наибольшее значение для
засушливых районов; в зоне избыточного увлажнения почва уже с осени насыщается влагой, и талые снеговые воды не имеют существенного значения для ее увлажнения.
Для оценки водного баланса и увлажнения на различных местоположениях необходимо учитывать
возможности затраты влаги на испарение. Разница в испаряемости, т.е. ее превышение между южными и
северными склонами, в сухом климате проявляется резче чем во влажном. Так, при крутизне 5° эта разни2
ца (за теплый пepиод) в избыточно влажном климате составляет 45 мм, а в аридном 163 мм; при уклоне
10° - соответственно 114 и 236 мм, при 20° 350 и 460 мм. Фактическое испарение также сильно варьирует
в зависимости от местоположения. Причем в верхних и средних частях южных склонов оно наименьшее, в
тех же частях северных склонов оно также меньше, чем на ровных участках, хотя разница не столь велика.
В нижней части склонов разных экспозиций во всех зонах испарение больше, чем на ровных участках.
Сочетание различных локальных факторов увлажнения обусловливает пестроту и контрастность в
распределении почвенных запасов влаги. Если принять запасы влаги в корнеобитаемом слое на ровном
участке избыточно влажной зоны за единицу, то, согласно Е. Н. Романовой, на вершинах и в верхних частях южного склона они составят 0,5-0,7 (минимум летом, максимум осенью), у подножий южных склонов - 1,3-1,4, а северных - около 2,0. Для cyxoй и засушливой зон соответствующие величины составляют
0,4-0,5; 1,1-1,2; 2.
Локальные гидротермические различия находят ясное отражение в растительном покрове. На южных
склонах все фазы развития растений начинаются раньше, чем на северных, и весь годовой цикл развития
проходит в более короткие сроки. В северной тайге, на южных склонах крутизной 100 вегетация протекает на 5 дней быстрее, чем на ровных площадках, а на аналогичных северных склонах - на 6-8 дней медленнее. В южных районах России контраст более значителен (соответственно 8-10 и 10-15 дней). Увеличение
крутизны приводит к усилению контрастности противоположных склонов.
Благоприятные термические условия южных склонов обусловливают появление на них сообществ,
свойственных более южной ландшафтной зоне еще до перехода через границу этой зоны («правило предварения»). У сообществ одного и того же зонального типа при достаточном увлажнении на южных склонах, как правило, выше продуктивность, у лесной растительности выше прирост и запас древесины.
Наибольшие локальные контрасты растительного пoкрова связаны с пестротой условий увлажнения; соседство сообществ, относящихся к разным типам растительности (например лесных и болотных) на смежных, местоположениях, — обычное явление.
Было бы неверно рассматривать растительность как пассивное отражение условий местообитания. В
геосистемах локального уровня растительности принадлежит важная системообразующая роль как наиболее активному началу, способному трансформировать внешние воздействия и создавать собственную,
внутреннюю среду, которая по основным параметрам резко отличается от первичной абиогенной среды.
Особенно мощная средообразующая роль присуща лесной растительности, которая способна накапливать
большую биомассу (до 300 т/га в тайге, до 500 т/га в широколиственном лесу) и пронизывает своими органами приповерхностный контактный слой (в почве и атмосфере) мощностью до 20—30 м. Под полог
темнохвойного леса проникает лишь около 5% приходящей солнечной радиации. В лесу сильно выравнивается температурный режим, сокращаются экстремальные значения температур, скорость ветра падает
практически до нуля, снежный покров распределяется равномерно, почти прекращается поверхностный
сток, кроны деревьев задерживают 150—180 мм атмосферных осадков.
Следствием подобной трансформации радиационного, теплового и водного режимов является сглаживание фациальных различий между разными местоположениями в лесу. Фактор местоположений
наиболее ярко проявляется в экстремальных гидротермических условиях, не допускающих произрастания
леса. Растительность тундры например, в большей степени зависит от характера местоположения, чем таежная. Здесь сильнее выражены скульптурные детали рельефа, связанные с геокриологическими, а отчасти с флювиальными и даже эоловыми процессами. Огромное экологическое значение приобретает ветровое перераспределение снега. На повышениях и крутых склонах его мощность не превышает 0,1-0,2 м, в
то время как во впадинах и ложбинах достигает 4 м и более. Соответственно; сильно колеблется по местоположениям продолжительность его залегания (местами даже сохраняются снежники-перелетки), а отсюда следуют различия в сроках и продолжительности вегетационного периода, глубине оттаивания сезонной мерзлоты, влагосодержания почв. Все эти обстоятельства в значительной степени обусловливают мозаичность почвенно-растительного покрова и фациальной структуры тундровых ландшафтов. Тем не менее, даже маломощный тундровый растительный покров выполняет определенную стабилизирующую
функцию, поддерживая в качестве теплоизолирующего слоя тепловое равновесие в мерзлом грунте и тем
емым сдерживает деградацию многолетней мерзлоты и развитие криогенных процессов, усугубляющих
внутриландшафтную мозаичность.
Существенное системоформирующее значение растительных сообществ на локальном уровне связано с их динамичностью. Соотношения между сообществами крайне подвижны во времени. Изменив среду,
они сами вынуждены перестраиваться или менять свое положение в пространстве, вступая при этом в
сложные конкурентные отношения с другими сообществами. Примером может служить процесс заболачивания таежных лесов, основным фактором которого служит мощный влагоемкий моховой покров. В
3
этом случае происходит смена фаций во времени без изменения местоположений. Яркий пример активной
роли растительности – зарастание озер и образование торфяников.
Фактором внутриландшафтной дифференциации могут выступать и животные. Наиболее характерный пример – роющая деятельность грызунов. В степях выбросы из нор – сурчины, бутаны – образуют
ефры высотой до 0,5 м и диаметром до 5-10 м, а просадки над брошенными норами ведут к формированию западин. В результате возникает мозаичность почвенно-растительного покрова. Внутриландшафтной
мозаичности тундровых ландшафтов способствует деятельность леммингов.
Контрастность местоположений и фаций создает предпосылки для развития многосторонних латеральных внутриландшафтных связей. Основные потоки, в том числе перемещение влаги, обусловлены
действием силы тяжести. С движением воды связана миграция химических элементов в сопряженных рядах фаций – вынос элементов из одних, транспортировка в других, аккумуляция в третьих фациях. Но
межфациальные связи не сводятся к одностороннему воздействию вышерасположенных фаций на нижерасположенные. Так, эрозионная сеть дренирует фации междуречий, понижая уровень грунтовых вод;
микро- и микроклиматическое влияние водоемов распространяется на прибрежные геосистемы; благодаря
миграциям организмов осуществляется обмен между геосистемами, который не подчиняется законам гравитации.
Кроме элементарных геосистем – фаций различаются некоторые другие системы локального уровня,
представляющие последовательные ступени интеграции фаций (геохоры по терминологии Э. ефа и В. Б.
Сочавы). Локальные геосистемы и их иерархические отношения подробнее рассматриваются при анализе
морфологии ландшафта.
4