Специфика пространственно-временной организации географических систем

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