На головну
Закон широтноїзональності
Під широтной (географічної, ландшафтної) зональністю мається на увазі закономірне зміна різних процесів, явищ, окремих географічних компонентів і їх поєднань (систем, комплексів) від екватора до полюсів. Зональність в елементарній формі була відома ще вченим Стародавньої Греції, але перші кроки в науковій розробці теорії світової зональності пов'язані з ім'ям А. Гумбольдта, який на початку XIX ст. обгрунтував уявлення про кліматичні і фітогеографічеських зонах Землі. У самому кінці XIX ст. В. В. Докучаєв звів широтну (по його термінології горизонтальну) зональність в ранг світового закону.
Для існування широтноїзональності досить двох умов - наявності потоку сонячної радіації і кулястості Землі. Теоретично надходження цього потоку до земної поверхні зменшується від екватора до полюсів пропорційно косинусу широти (рис. 3). Однак на фактичну величину інсоляції, що надходить на земну поверхню, впливають і деякі інші фактори, які мають також астрономічну природу, в тому числі відстань від Землі до Сонця. У міру віддалення від Сонця потік його променів стає слабкішим, і на досить далекій відстані різниця між полярними і екваторіальними широтами втрачає своє значення; так, на поверхні планети Плутон розрахункова температура близька до -230 ° С. При занадто великому наближенні до Сонця, навпаки, у всіх частинах планети виявляється занадто жарко. В обох крайніх випадках неможливе існування води в рідкій фазі, життя. Земля, таким чином, найбільш «вдало» розташована по відношенню до Сонця.
Нахил земної осі до площини екліптики (під кутом близько 66,5 °) визначає нерівномірне надходження сонячної радіації за минулими сезонами, що істотно ускладнює зональне распреде-
Мал. 3. Розподіл сонячної радіації по широті:
Ra - Радіація на верхній межі атмосфери; сумарна радіація: RI - На поверхні суші, R ° - на поверхні Світового океану, RI - середня для поверхні земної кулі; радіаційний баланс: Rc - На поверхні суші, R ° - на поверхні Океану, R3 - На поверхні земної кулі (середнє значення)
ня тепла і загострює зональні контрасти. Якби земна вісь була перпендикулярна до площини екліптики, то кожна паралель отримувала б протягом всього року майже однакову кількість сонячного тепла і на Землі практично не було б сезонної зміни явищ. Добове обертання Землі, що обумовлює відхилення рухомих тіл, в тому числі повітряних мас, вправо в Північній півкулі і вліво - в Південному, вносить додаткові ускладнення в схему зональності.
Маса Землі також впливає на характер зональності, хоча і побічно: вона дозволяє планеті (на відміну, наприклад, від «лег
кой »Місяця) утримувати атмосферу, яка служить важливим фактором трансформації і перерозподілу сонячної енергії.
При однорідному матеріальному складі і відсутності нерівностей кількість сонячної радіації змінювалося б на земній поверхні строго по широті і було б однаковим на одній і тій же паралелі, не дивлячись на все ускладнює вплив перерахованих астрономічних факторів. Але в складній і неоднорідному середовищі епігеосфери потік сонячної радіації перерозподіляється і зазнає різноманітні трансформації, що веде до порушення його математично правильної зональності.
Оскільки сонячна енергія служить практично єдиним джерелом фізичних, хімічних і біологічних процесів, що лежать в основі функціонування географічних компонентів, в цих компонентах неминуче повинна проявлятися широтная зональність. Однак прояви ці далеко не однозначні, і географічний механізм зональності виявляється досить складним.
Уже проходячи через товщу атмосфери, сонячні промені частково відбиваються, а також поглинаються хмарами. В силу цього максимальна радіація, що приходить до земної поверхні, спостерігається не на екваторі, а в поясах обох півкуль між 20-й і 30-й паралелями, де атмосфера найбільш прозора для сонячних променів (рис. 3). Над сушею контрасти прозорості атмосфери більш значні, ніж над Океаном, що знаходить відображення в малюнку відповідних кривих. Криві широтного розподілу радіаційного балансу дещо згладжені, але добре помітно, що поверхня Океану характеризується більш високими цифрами, ніж суша. До найважливіших наслідків ши-ротно-зонального розподілу сонячної енергії відносяться зональність повітряних мас, циркуляції атмосфери і волого-обороту. Під впливом нерівномірного нагріву, а також випаровування з підстильної поверхні формуються чотири основних зональних типу повітряних мас: екваторіальні (теплі і вологі), тропічні (теплі і сухі), бореальні, або маси помірних широт (прохолодні і вологі), і арктичні, а в південній півкулі антарктичні (холодні і відносно сухі).
Різниця в щільності повітряних мас викликає порушення термодинамічної рівноваги в тропосфері і механічне переміщення (циркуляцію) повітряних масс. Теоретично (без урахування впливу обертання Землі навколо осі) повітряні потоки від нагрітих пріекваторіальних широт повинні були підніматися вгору і розтікатися до полюсів, а звідти холодний і більш важке повітря повертався б в приземному шарі до екватора. Але відхиляє дію обертання планети (сила Коріоліса) вносить в цю схему істотні поправки. В результаті в тропосфері утворюється кілька циркуляційних зон або поясів. для екваторі-
ального пояса характерні низький атмосферний тиск, штилі, висхідні потоки повітря, для тропічних - високий тиск, вітри зі східної складової (пасати), для помірних - знижений тиск, західні вітри, для полярних - знижений тиск, вітри зі східної складової. Влітку (для відповідного півкулі) вся система циркуляції атмосфери зміщується до «свого» полюсу, а взимку - до екватора. Тому в кожній півкулі утворюються три перехідних пояси - субекваторіальний, субтропічний і субарктичний (субантарктичний), в яких типи повітряних мас змінюються по сезонах. Завдяки циркуляції атмосфери зональні температурні відмінності на земній поверхні кілька згладжуються, проте в Північній півкулі, де площа суші значно більше, ніж в Південному, максимум теплообеспеченности зрушать на північ, приблизно до 10 - 20 ° с. ш. З найдавніших часів прийнято розрізняти на Землі п'ять теплових поясів: по два холодних і помірних і один жаркий. Однак такий розподіл має чисто умовний характер, воно вкрай схематично і географічне значення його невелика. Континуальний характер зміни температури повітря у земної поверхні ускладнює розмежування теплових поясів. Проте, використовуючи в якості комплексного індикатора широтно-зональну зміну основних типів ландшафтів, можна запропонувати наступний ряд теплових поясів, що змінюють один одного від полюсів до екватора:
1) полярні (арктичний і антарктичний);
2) субполярні (субарктичний і субантарктичний);
3) бореальні (холодно-помірні);
4) суббореальний (тепло-помірні);
5) перед субтропічні;
6) субтропічні;
7) тропічні;
8) субекваторіальні;
9) екваторіальний.
З зональностью циркуляції атмосфери тісно пов'язана зональність влагооборота і зволоження. У розподілі опадів по широті спостерігається своєрідна ритмічність: два максимуму (головний - на екваторі і другорядний в бореальних широтах) і два мінімуму (в тропічних і полярних широтах) (рис. 4). Кількість опадів, як відомо, ще не визначає умов зволоження і вологозабезпечення ландшафтів. Для цього необхідно співвіднести кількість щорічно випадають атмосферних опадів з тією кількістю, яка необхідна для оптимального функціонування природного комплексу. Найкращим інтегральним показником потреби у волозі служить величина випаровуваності, т. Е. Граничного випаровування, теоретично можливого при даних кліматичних (і перш за все температурних
Мал. 4. Розподіл атмосферних опадів, випаровування і коефіцієнт зволоження за широтою на поверхні суші:
1 - Середні річні опади; 2 - Середня річна випаровуваність; 3 - Перевищення опадів над испаряемостью; 4 - Перевищення випаровування над опадами; 5 - коефіцієнт зволоження
них) умовах. Г. Н. Висоцький вперше використав ще в 1905 р зазначене співвідношення для характеристики природних зон Європейської Росії. Згодом Н. Н. Іванов незалежно від Г. М. Висоцького ввів в науку показник, який здобув популярність як коефіцієнт зволоження Висоцького - Іванова:
К = г / Е,
де г - Річна сума опадів; Е - річна величина випаровуваності1.
1 Для порівняльної характеристики атмосферного зволоження використовується також індекс сухості RfLr, запропонований М. І. Будико і А. А. Григор'євим: де R - річний радіаційний баланс; L - прихована теплота випаровування; г - річна сума опадів. За своїм фізичним змістом цей індекс близький до показника, зворотного К Висоцького-Іванова. Однак його застосування дає менш точні результати.
На рис. 4 видно, що широтні зміни опадів і випаровування не збігаються і в значній мірі мають навіть протилежний характер. В результаті на широтной кривої К в кожній півкулі (для суші) виділяються дві критичні точки, де К переходить через 1. Величина К 1 відповідає оптимуму атмосферного зволоження; при До> 1 зволоження стає надмірною, а при До < 1 - недостатнім. Таким чином, на поверхні суші в найзагальнішому вигляді можна виділити екваторіальний пояс надмірного зволоження, два симетрично розташованих по обидві сторони від екватора пояса недостатнього зволоження в низьких і середніх широтах і два пояси надмірного зволоження в високих широтах (див. Рис. 4). Зрозуміло, це сильно генералізована, осредненная картина, яка не відображає, як ми побачимо надалі, поступових переходів між поясами і істотних довготних відмінностей всередині них.
Інтенсивність багатьох фізико-географічних процесів залежить від співвідношення теготообеспеченності і зволоження. Однак неважко помітити, що широтно-зональні зміни температурних умов і зволоження мають різну спрямованість. Якщо запаси сонячного тепла в загальному наростають від полюсів до екватора (хоча максимум кілька зміщений в тропічні широти), то крива зволоження має різко виражений хвилеподібний характер. Чи не торкаючись поки способів кількісної оцінки співвідношення теплообеспеченности і зволоження, визначимо найзагальніші закономірності зміни цього співвідношення за широтою. Від полюсів приблизно до 50-ї паралелі збільшення теплообеспеченности відбувається в умовах постійного надлишку вологи. Далі з наближенням до екватора збільшення запасів тепла супроводжується прогресуючим посиленням сухості, що призводить до частої зміни ландшафтних зон, найбільшому різноманітності і контрастності ландшафтів. І лише у відносно вузькій смузі по обидві сторони від екватора спостерігається поєднання великих запасів тепла з рясним зволоженням.
Для оцінки впливу клімату на зональність інших компонентів ландшафту і природного комплексу в цілому важливо враховувати не тільки середні річні величини показників тепло- і волого-забезпеченості, а й їх режим, тобто внутрішньорічні зміни. Так, для помірних широт характерна сезонна контрастність термічних умов при відносно рівномірному внутріго-Довом розподілі опадів; в субекваторіальному поясі при невеликих сезонних відмінностях в температурних умовах різко виражений контраст між сухим і вологим сезонами і т.д.
Кліматична зональність знаходить відображення у всіх інших географічних явищах - в процесах стоку і гідрологічному режимі, в процесах заболочування і формування ґрунтових
вод, освіти кори вивітрювання і грунтів, в міграції хімічних елементів, а також в органічному світі. Зональність чітко проявляється і в поверхневій товщі Світового океану. Особливо яскраве, до певної міри інтегральне вираз географічна зональність знаходить в рослинному покриві і грунтах.
Окремо слід сказати про зональність рельєфу і геологічного фундаменту ландшафту. У літературі можна зустріти висловлювання, ніби ці компоненти не підкоряються закону зональності, тобто Азональні. Перш за все треба зауважити, що ділити географічні компоненти на зональні і азональні неправомірно, бо в кожному з них, як ми побачимо, проявляються впливу як зональних, так і азональні закономірностей. Рельєф земної поверхні формується під впливом так званих ендогенних і екзогенних факторів. До перших відносяться тектонічні рухи і вулканізм, що мають Азональні природу і створюють морфоструктурні риси рельєфу. Екзогенні фактори пов'язані з прямим або непрямим участю сонячної енергії і атмосферної вологи і створювані ними скульптурні форми рельєфу розподіляються на Землі зонально. Досить нагадати про специфічні форми льодовикового рельєфу Арктики і Антарктики, термокарстових западинах і горбах обдимання Субарктікі, ярах, балках і грунтах западинах степової зони, еолових формах і безстічних солончакових западинах пустелі і т.д. У лісових ландшафтах потужний рослинний покрив стримує розвиток ерозії і зумовлює переважання «м'якого» слаборозчленовані рельєфу. Інтенсивність екзогенних геоморфологічних процесів, наприклад, ерозії, дефляції, кар-стообразованія, істотно залежить від широтно-зональних умов.
У будову земної кори також поєднуються азональні і зональні риси. Якщо вивержені породи мають безумовно Азональні походження, то осадова товща формується під безпосереднім впливом клімату, життєдіяльності організмів, грунтоутворення і не може не носити на собі друку зональності.
На всьому протязі геологічної історії осадкообразованіе (літогенез) неоднаково протікало в різних зонах. В Арктиці й Антарктиці, наприклад, накопичувався несортоване уламковий матеріал (морена), в тайзі - торф, в пустелях - уламкові породи і солі. Для кожної конкретної геологічної епохи можна відновити картину зон того часу, і кожній зоні будуть притаманні свої типи осадових порід. Однак протягом геологічної історії система ландшафтних зон змінювалася неодноразові зміни. Таким чином, на сучасну геологічну карту наклалися результати литогенеза
всіх геологічних періодів, коли зони були зовсім не такі, як зараз. Звідси зовнішня строкатість цієї карти і відсутність видимих ??географічних закономірностей.
Зі сказаного випливає, що зональність не можна розглядати як якийсь простий відбиток сучасного клімату в земному просторі. По суті, ландшафтні зони - це просторово-тимчасові освіти, вони мають свій вік, свою історію і мінливі як в часі, так і в просторі. Сучасна ландшафтна структура епігеосфери складалася в основному в кайнозої. Найбільшою старовиною відрізняється екваторіальна зона, в міру віддалення до полюсів зональність відчуває все більшу мінливість, і вік сучасних зон зменшується.
Остання суттєва перебудова світової системи зональності, яка захопила в основному високі і помірні широти, пов'язана з материковими заледеніння четвертинного періоду. Коливальні зміщення зон тривають тут і в післяльодовиковий час. Зокрема, за останні тисячоліття був принаймні один період, коли таежная зона місцями просунулася до північної околиці Євразії. Зона тундри в сучасних кордонах виникла лише слідом за наступним отступанія тайги на південь. Причини подібних змін положення зон пов'язані з ритмами космічного походження.
Дія закону зональності найбільш повно позначається в порівняно тонкому контактному шарі епігеосфери, тобто в власне ландшафтної сфері. У міру віддалення від поверхні суші і океану до зовнішніх кордонів епігеосфери вплив зональності слабшає, але не зникає остаточно. Непрямі прояви зональності спостерігаються на великих глибинах в літосфері, практично у всій стратісфере, т. Е. Товщі осадових порід, про зв'язки яких з зональністю вже говорилося. Зональні відмінності у властивостях артезіанських вод, їх температурі, мінералізації, хімічному складі простежуються до глибини 1000 м і більше; горизонт прісних підземних вод в зонах надлишкового і достатнього зволоження може досягати потужності 200- 300 і навіть 500 м, тоді як в аридних зонах потужність цього горизонту незначна або він зовсім відсутній. На океанічному ложі зональність побічно проявляється в характері донних мулів, що мають переважно органічне походження. Можна вважати, що закон зональності поширюється на всю тропосферу, оскільки її найважливіші властивості формуються під впливом субаеральної поверхні континентів і Світового океану.
У вітчизняній географії довгий час недооцінювалася значення закону зональності для життя людини і суспільного виробництва. Судження В. В. Докучаєва на цю тему расценіва-
лись як перебільшення і прояв географічного детермінізму. Територіальної диференціації народонаселення і господарства притаманні свої закономірності, які не можуть бути повністю зведені до дії природних чинників. Однак заперечувати вплив останніх на процеси, що відбуваються в людському суспільстві, було б грубою методологічною помилкою, яка має небезпеку серйозними соціально-економічними наслідками, у чому нас переконує історичний досвід і сучасна дійсність.
Різні аспекти прояви закону широтноїзональності в сфері соціально-економічних явищ докладніше розглядаються в гл. 4.
Закон зональності знаходить своє найбільш повне, комплексне вираз в зональної ландшафтної структурі Землі, тобто в існуванні системи ландшафтних зон. Систему ландшафтних зон не слід уявляти собі у вигляді серії геометрично правильних суцільних смуг. Ще В. В. Докучаєв не мислив собі зони як ідеальної форми пояса, строго розмежовані по паралелях. Він підкреслював, що природа - НЕ математика, і зональність - це лише схема або закон. У міру подальшого дослідження ландшафтних зон виявилося, що деякі з них розірвані, одні зони (наприклад, зона широколистяних лісів) розвинені тільки в периферичних частинах материків, інші (пустелі, степи), навпаки, тяжіють до внутрішньоконтинентальним районам; кордони зон в більшій чи меншій мірі відхиляються від паралелей і місцями набувають напрямок, близький до меридіональному; в горах широтні зони начебто зникають і заміщаються висотними поясами. Подібні факти дали привід в 30-і рр. XX ст. деяким географам стверджувати, ніби широтная зональність - це зовсім не загальний закон, а лише окремий випадок, характерний для великих рівнин, і що її наукове і практичне значення перебільшене.
Насправді ж різного роду порушення зональності не спростовують її універсального значення, а лише говорять про те, що вона проявляється неоднаково в різних умовах. Всякий природний закон по-різному діє в різних умовах. Це стосується і таких найпростіших фізичних констант, як точка замерзання води або величина прискорення сили тяжіння: вони не порушуються тільки в умовах лабораторного експерименту. У епігеосфери одночасно діє безліч природних законів. Факти, на перший погляд не укладаються в теоретичну модель зональності з її строго широтними суцільними зонами, свідчать про те, що зональність - не єдина географічна закономірність і тільки нею неможливо пояснити всю складну природу територіальної фізико-географічної диференціації.
максимуми тиску. У помірних широтах Євразії відмінності в середніх січневих температурах повітря на західній периферії материка і в його внутрішньої вкрай континентальної частини перевищують 40 ° С. Влітку в глибині материків тепліше, ніж на периферії, але відмінності не настільки великі. Узагальнене уявлення про ступінь океанічного впливу на температурний режим материків дають показники континентальності клімату. Існують різні способи розрахунку таких показників, засновані на обліку річної амплітуди середніх місячних температур. Найбільш вдалий показник, що враховує не тільки річну амплітуду температур повітря, а й добову, а також недолік відносної вологості в самий сухий місяць і широту пункту, запропонував Н. Н. Іванов в 1959 р Прийнявши середню планетарне значення показника за 100%, вчений розбив весь ряд величин, отриманих ним для різних пунктів земної кулі, на десять поясів континентальності (в дужках цифри дані у відсотках):
1) вкрай океанічний (менше 48);
2) океанічний (48 - 56);
3) помірно-океанічний (57 - 68);
4) морський (69 - 82);
5) слабо-морський (83-100);
6) слабо-континентальний (100-121);
7) помірно континентальний (122-146);
8) континентальний (147-177);
9) різко континентальний (178 - 214);
10) вкрай континентальний (понад 214).
На схемі узагальненого континенту (рис. 5) пояса континентальності клімату розташовуються у вигляді концентричних смуг неправильної форми навколо вкрай континентальних ядер в кожній півкулі. Неважко помітити, що майже на всіх широтах контінентальност' змінюється в широких межах.
Близько 36% атмосферних опадів, що випадають на поверхню суші, мають океанічне походження. У міру просування в глиб суші морські повітряні маси втрачають вологу, залишаючи більшу частину її на периферії материків, особливо на звернених до Океану схилах гірських хребтів. Найбільша довготних контрастність в кількості опадів спостерігається в тропічних і субтропічних широтах: рясні мусонні дощі на східній периферії материків і крайня аридность в центральних, а почасти й у західних областях, що піддаються впливу континентального пасату. Цей контраст посилюється тим, що в тому ж напрямку різко зростає випаровуваність. В результаті на Прітіхоокеанская периферії тропіків Євразії коефіцієнт зволоження досягає 2,0 - 3,0, тоді як на більшій частині простору тропічного поясу він не перевищує 0,05,
Мал. 5. Пояси континентальне ™ клімату на узагальненому континенті:
1 - 10 - пояса контінентальное- ™ (пояснення в тексті). Штрихуванням позначені ландшафти з океанічних і морським кліматом, точками - з різко і вкрай континентальним кліматом
Ландшафтно-географічні слідства континентально-океанів-нічної циркуляції повітряних мас надзвичайно різноманітні. Крім тепла і вологи з Океану з повітряними потоками надходять різні солі; цей процес, названий Г. Н. Висоцьким імпульверізаціей, служить найважливішою причиною засолення багатьох аридних областей. Вже давно було помічено, що в міру віддалення від океанічних узбереж в глиб материків відбувається закономірна зміна рослинних угруповань, тваринного населення, грунтових типів. У 1921 р В. Л. Комаров назвав цю закономірність меридіональної зональностью; він вважав, що на кожному материку слід виділяти по три меридіональні зони: одну внутрішньоматерикові і дві пріокеанічеськие. У 1946 р цю ідею конкретизував ленінградський географ А. І. Яунпутнінь. У своєму
фізико-географічному районуванні Землі він розділив всі материки на три довготних сектора - Західний, східний і центральний і вперше відзначив, що кожен сектор відрізняється властивим йому набором широтних зон. Втім, попередником А. І. Яунпутніня слід вважати англійського географа А. Дж. Гербертсона, який ще в 1905 р розділив сушу на природні пояси і в кожному з них виділив по три довготних відрізка - західний, східний і центральний.
При подальшому, більш глибокому вивченні закономірності, яку стало прийнятим називати довготною секторностью, або просто секторностью, виявилося, що тричленне секторний поділ всієї суші занадто схематично і не відображає всієї складності цього явища. Секторная структура материків має ясно виражений асиметричний характер і неоднакова в різних широтних поясах. Так, в тропічних широтах, як вже було зазначено, чітко намічається двочленна структура, в якій домінує континентальний сектор, а західний скорочений. У полярних широтах секторні фізико-географічні відмінності виявляються слабо внаслідок панування досить однорідних повітряних мас, низьких температур і надмірного зволоження. В бо-реальному поясі Євразії, де суша має найбільшу (майже на 200 °) протягом по довготі, навпаки, не тільки добре виражені всі три сектори, а й виникає необхідність встановити додаткові, перехідні ступені між ними.
Першу детальну схему секторного поділу суші, реалізовану на картах «Фізико-географічного атласу світу» (1964), розробила Е. Н. Лукашова. У цій схемі шість фізико-географічних (ландшафтних) секторів. Використання в якості критеріїв секторної диференціації кількісних показників - коефіцієнтів зволоження і континентальне ™, а в якості комплексного індикатора - кордонів поширення зональних типів ландшафтів дозволило деталізувати і уточнити схему Е. Н. Лукашовій.
Тут підійдемо до істотного питання про співвідношення між зональністю і секторностью. Але попередньо необхідно звернути увагу на певну подвійність у вживанні термінів зона и сектор. У широкому сенсі, ці терміни використовуються як збірні, по суті типологічні поняття. Так, кажучи «зона пустель» або «зона степів» (в однині), часто мають на увазі всю сукупність територіально роз'єднаних площ з однотипними зональними ландшафтами, які розкидані в різних півкулях, на різних материках і в різних секторах останніх. Таким чином, в подібних випадках зона не мислиться як єдиний цілісний територіальний блок, або регіон, тобто не може розглядатися як об'єкт районування. Але разом з тим ті ж тер
міни можуть ставитися до конкретних, цілісним територіально відокремленим виділимо, що відповідає уявленню про регіон, наприклад Зона пустель Центральної Азії, Зона степів Західного Сибіру. У цьому випадку мають справу з об'єктами (таксонами) районування. Точно так же ми маємо право говорити, наприклад, про «західному пріокеанічеськом секторі» в найширшому сенсі слова як про глобальне феномен, що поєднує ряд конкретних територіальних ділянок на різних континентах - в приатлантической частини Західної Європи і пріатлан-тичної частини Сахари, уздовж тихоокеанських схилів Скелястих гір і т.д. Кожен подібний ділянку суші є самостійний регіон, але всі вони є аналогами і також іменуються секторами, проте розуміються в більш вузькому сенсі слова.
Зону і сектор в широкому сенсі слова, що має явно типологічний відтінок, слід трактувати як власну назву і відповідно писати їх назви з малої літери, тоді як ті ж терміни в вузькому (т. Е. Регіональному) сенсі і входять до складу власного географічної назви, - з великої. Можливі варіанти, наприклад: Західно-Європейський пріатлан-тичний сектор замість приатлантические сектор Західної Європи; Євразійська степова зона замість Степова зона Євразії (або Зона степів Євразії).
Між зональностью і секторностью існують складні співвідношення. Секторная диференціація в значній мірі визначає специфічні прояви закону зональності. Довготні сектори (в широкому розумінні), як правило, витягнуті хрестом простягання широтних зон. При переході з одного сектора в інший кожна ландшафтна зона зазнає більш або менш істотну трансформацію, а для деяких зон кордону секторів виявляються і зовсім непереборними бар'єрами, так що їх поширення обмежене строго визначеними секторами. Наприклад, середземноморська зона приурочена до західного пріокеанічеському сектору, а субтропічна влажнолесная - до східного пріокеанічеському (табл. 2 і рис. Б)1. Причини таких здаються аномалій слід шукати в зонально-секторних зако
1 На рис. 6 (як і на рис. 5) всі континенти зібрані воєдино в суворій відповідності з розподілом суші по широті, з дотриманням лінійного масштабу по всьому паралелей і осьового меридіану, т. Е. В рівновеликої проекції Сансона. Тим самим передається дійсне співвідношення всіх контурів по площах. Аналогічна, широко відома і увійшла в підручники схема Е. Н. Лукашовій і А. М. Рябчикова побудована без дотримання масштабу і тому спотворює пропорції між широтной і довготною довжиною умовного масиву суші і майданні співвідношення між окремими контурами. Істота пропонованої моделі точніше виражається терміном узагальнений континент замість часто вживається ідеальний континент.
вихідні положення | Епігеосфери як глобальна геосистема | Висотна поясність і азональні | Комплексне природне районування і територіальна інтеграція | ландшафтне | Макрорайонірованіе Росії | Топологічна диференціація і елементарний природний територіальний комплекс | Природні територіальні комплекси і ландшафти як просторово-часові системи | Показники відносної інтенсивності функціонування ландшафтів | Природні комплекси Світового океану |