Специфіка просторово-часової організації географічних систем

Вступ

Вчення про географічні системи (геосистеми) є одним з головних фундаментальних досягнень географічної науки. Воно як і раніше активно продовжує розроблятися і обговорюватися. Оскільки це вчення має не тільки глибокий теоретичний сенс в якості ключового базису для цілеспрямованого накопичення і систематизації фактичного матеріалу з метою отримання нового знання. Велика і його практична значимість, тому що саме такий системний підхід до розгляду інфраструктури географічних об'єктів лежить в основі географічного районування територій, без якого неможливо виявляти і вирішувати ні локально, а тим більш глобально, будь-які проблеми, що стосуються в тією чи іншою мірою взаємодії людини, суспільства і природи: ні екологічні, ні природокористування, ні взагалі оптимізації взаємовідносин людства та природного середовища.

Географічна оболонка - середовище проживання людини та об'єкт дослідження географів - знаходиться в зоні динамічного зіткнення і взаємодії ендогенних, екзогенних і космічних процесів, різних геосфер: літосфери, біосфери, гідросфери, атмосфери. У чому полягає на цьому тлі специфіка геосистем, чим визначається їх цілісність, функціонування, динаміка, еволюція, і як результат - їх просторово-часова організація? На розгляд цього кола питань у ракурсі сучасних уявлень і націлений даний реферат.

Розділ 1. Географічні системи (геосистеми) та їх основні властивості

географами вже давно було помічено, що природні компоненти, які складають природну середовище життя людини, перебувають у залежності один від одного і в своєму розміщенні по земній поверхні утворюють взаємозв'язані територіальні поєднання. В географічній літературі ці сполучення описувалися під різними назвами: типи, або пологів, місцевостей, ландшафти, природні територіальні комплекси, географічні комплекси, геокомплекси, геосистеми.

В реальності подібних територіальних комплексів, або систем, легко переконатися, перетинаючи будь-яку територію за якою-небудь напрямку, тобто по лінії профілю. Так, переміщаючись з півночі на південь, можна простежити, як слідом за змінами клімату відбувається поступова, але цілком погоджена, закономірна зональна зміна умов загальної обводнення території, характерних форм рельєфу, грунтів рослинності і тваринного світ.

Щоб помітити тісний взаємну просторову приуроченість перерахованих компонентів і реальність утворюваних ними сполучень, зовсім не обов'язково проробляти маршрути в сотні й тисячі кілометрів по меридіану. Наочне уявлення про географічних комплексах може дати невеликий профіль, прокладений від річкової долини до найближчого вододілу. Саме такі профілі ввели в практику географічних досліджень учні В. В. Докучаєва Г. І. Танфільєв (1857-1928), Г. Ф. Морозов (1867-1920) і Г. М. Висоцький (1865-1940) близько ста років тому. Як вдалого прикладі можна навести комплексний профіль ділянки лісостепу зі знаменитої книги Г. Ф. Морозова "Вчення про ліс", вперше виданої в 1920 році (рис. 1). Цей профіль супроводжується планом, так що в сукупності виходить ніби об'ємне тривимірне представлення порівняно невеликого простору, чітко диференційованого на послідовно змінюють один одного комплекси. Кожен з дев'яти комплексів відрізняється своїм положенням у рельєфі, материнською породою, грунтом, рослинністю. Якщо б по Цей блог проводились спостереження, над мікрокліматом, рівнем грунтових вод та іншими природними явищами, то в них неодмінно виявилися б різниці за ділянках профілю.

Географічні компоненти взаємопов'язані не тільки в просторі, але і в часі: їх розвиток відбувається сопряженно1. Так, коливання клімату викликають зміни органічного світу, рівня озер, водності річок, характеру грунтів і навіть рельєфу. Підняття і опускання земної кори тягнуть за собою зміни в кліматі, водному режимі, що, в свою чергу, неминуче викличе перебудову біоценозів, грунтів і географічних комплексів у цілому. Щоправда, зміни позначаться не відразу, скільки кому компоненту властива більша або менша інерційність, і потрібен час, щоб вони знову прийшли у відповідність між собою.

Таким чином, географічний комплекс (або Геосистема) являє собою певну цілісність не тільки в просторі, але і в часі, і його можна визначити як просторово-часову систему географічних компонентів, взаємообумовлених у своєму розміщенні і розвиваються як єдине целое2.

Що Щодо термінології, то в даний час в географічній літературі вживаються як синоніми природний територіальний комплекс (ПТК), геокомплекс і Геосистема. Останній термін, запропонований у 1963 р. В. Б. Сочавою, представляється найбільш удачним3.

До геосистемах відносяться і такі складні великі системи, як ландшафтні (природні) зони (наприклад, тундра, тайга, лісостеп), і відносно прості освіти, на зразок показаних на малюнку 1 (болота, дюнние пагорби з сосняком і т. п.). Треба, отже, розрізняти рівні організації геосистем. Тут ми вкажемо поки тільки три головних рівня геосістемной ієрархії: глобальна (інакше - планетарний), регіональний та локальний4.

Глобальний рівень представлений на Землі в однині, а саме - географічної оболонкою, яку коротше називають епігеосферой. Геосистеми регіонального рівня - це великі структурні частини епігеосфери, у тому числі ландшафтні зони, а також сектори, провінції, ландшафти і деякі інші. Нарешті, до геосистемах локального рівня відносять найбільш прості комплекси, з яких побудовані регіональні геосистеми. Саме до цього рівня належать виділю профілю (урочища), зображеної на малюнку 1.

Чим вище ранг геосистеми, тим складніше її будову, яка розкривається через характер поєднання підлеглих систем нижчих рангів. І чим нижчий ранг, тим простіше влаштована Геосистема, тим вона однорідні. Послідовно спускаючись "зверху вниз "по таксономічній сходах геосистем, ми врешті-решт прийдемо до останньому щаблі - до однорідної, географічно далі неподільної одиниці - так званої фації.

При всій різноманітності рівнів будови геосистем всі вони володіють деякими загальними властивостями, які виділяють їх серед безлічі інших систем об'єктивної дійсності (фізичних, біологічних, соціальних тощо) і визначають їх "Географічно". Перше властивість будь-якої геосистеми - її цілісність. Систему не можна звести до суми її частин - компонентів. З взаємодії компонентів виникає щось якісно нове, наприклад, здатність продукувати біомасу. "Продуктом" геосистеми, тобто результатом її функціонування як єдиного складного механізму, служить грунт - новий компонент, який не міг би утворитися від механічного додавання води, материнської породи і органічної маси, - саме цілісність геосистеми породжує грунт.

Цілісність геосистеми проявляється в її відносній автономності і стійкості до зовнішніх впливів, в наявності природних меж, впорядкованості структури. Геосистема, звичайно, не ізольована від зовнішнього середовища, її пронизують потоки енергії і речовини, що надходять ззовні. Але внутрішні зв'язки геосистеми більше тісні, ніж зовнішні. У ній відбуваються безперервний обмін і перетворення енергії та речовини. Всю сукупність процесів переміщення і трансформації енергії та речовини в геосистеми можна назвати її функціонуванням. Воно складається з поглинання і трансформації сонячної енергії, влагооборота, геохімічного кругообігу, біологічного метаболізму і механічного переміщення речовини під дією сили тяжіння.

Структура геосистеми визначається як її просторово-часова організація або впорядкованість взаємного розташування і з'єднання окремих частин. У геосистемах розрізняють вертикальну структуру (або радіальну) і горизонтальну (або латеральну).

Перша виражається в ярусним, тобто згруповані відповідно до закону всесвітнього тяжіння, розташування компонентів, які пов'язані вертикальної ж системою матеріально-енергетичних потоків. Прикладами вертикальних системоутворюючих потоків можуть служити випадання атмосферних опадів, їх фільтрація в грунт і грунтові води, підняття водних розчинів по капілярах грунту і материнської породи і по судинах рослин, випаровування з грунту, транспірація.

Під горизонтальною структурою геосистеми мають на увазі впорядковане розташування геосистем нижчих рангів всередині системи вищого рангу, наприклад урочищ в межах ландшафту, як це показано на малюнку 1. У даному випадку упорядковане розташування локальних геосистем (урочищ) визначається рельєфом. Рельєф ж спрямовує і основні латеральні потоки: водний (схиловий) стік, а разом з них - перенесення твердих частинок і речовини в розчиненому вигляді, стікання холодного повітря по схилах.

Крім просторової впорядкованості геосистемах властива і тимчасова впорядкованість структурних частин. Досить згадати про сніговому покриві -- це специфічно тимчасової компонент, який регулярно з'являється і зникає в багатьох геосистемах в холодну пору року. Зелена маса рослин, навпаки, з'являється і "працює" (тобто бере участь у функціонуванні) в геосистемах високих і помірних широт лише в теплу пору року. Таким чином, будь-якої геосистеми властивий закономірний набір станів, ритмічно змінюються в річному циклі. Один рік - це характерний час геосистеми, або час її виявлення.

Звідси ми підходимо до поняття динаміка геосистеми. Під динамікою маються на увазі такі зміни геосистеми, які мають оборотний характер і не призводять до перебудові її структури. Це перш за все циклічна зміна станів (сезонних, добових), а крім того, відновні зміни, що виникають після порушення геосистеми зовнішніми факторами, у тому числі і господарським впливом (наприклад, вирубкою лісу, розорюванням). Динамічні зміни свідчать про здатність геосистеми повертатися до вихідного стану (поки дію зовнішніх збурюючих факторів не перейшло деякого критичного порога), тобто її стійкості. Стійкість і мінливість - два важливих якості геосистеми, що знаходяться в діалектичній єдності.

Від динаміки слід відрізняти еволюційні зміни, або розвиток геосистем. Розвиток - направлені (незворотні) зміни, що приводять до корінної перебудові структури, тобто до появи нової геосистеми (наприклад, внаслідок глобальних змін клімату, інтенсивних тектонічних рухів і ряду інших причин). Еволюційні зміни властиві всім геосистемах. Перебудова локальних геосистем може відбуватися на очах людини, про що свідчать такі процеси, як заростання озер, заболочування лісів, виникнення ярів. Час трансформації систем регіонального рівня вимірюється геологічними масштабами (хоча і меншою мірою, тисячоліттями і навіть мільйонами років). Перебудова всієї географічної оболонки, природно, вимагає найбільш тривалих термінів.

Розділ 2. Особливості просторово-часової організації геосистем

2.1. Геосистема вищого рангу: географічна оболонка (епігеосфера) 5

Географічна оболонка вперше була визначена П. І. Броуновим ще в 1910 р. як "зовнішня оболонка Землі "6. Це найбільш складна частина нашої планети, де стикаються і взаємопроникають атмосфера, гідросфера і літосфера. Тільки тут можливо одночасне і стійке існування речовини у твердому, рідкому і газоподібному станах. У цій оболонці відбувається поглинання, перетворення та накопичення променевої енергії Сонця; тільки в її межах стало можливим виникнення та поширення життя, що, у свою чергу, стала потужним чинником подальшого перетворення й ускладнення епігеосфери. Нарешті, всередині цієї оболонки з'явилася людина, для якого вона стала географічним середовищем -- середовищем існування та перетворювальної господарської діяльності.

Епігеосфера не має різких меж, вона відкрита впливів як з Космосу, таки з глибинних товщ планети, в які поступово і переходить. Верхні межі епігеосфери зазвичай проводять за Тропопауза - прикордонного шару між тропосферою і стратосферою, який лежить в середньому на висоті 10-12 км від рівня Океану. Нижче цієї межі властивості повітряної оболонки значною мірою визначаються впливом підстилаючої поверхні суші і Океану, звідки надходять тепло і волога, а також тверді частки і жива речовина (бактерії, спори та пилок рослин та ін.)

Більше спірні нижні межі епігеосфери, у всякому разі, вони лежать не глибше 3-5 км, куди ще проникають гази атмосфери, вода в рідкому стані (щоправда, у вигляді дуже гарячих і сильно мінералізованих розчинів) та деякі бактерії. Гідросфера повністю входить в географічну оболонку - аж до самих великих глибин (11 км), де виявлені живі істоти (бактерії).

Цілісність епігеосфери визначається взаємообумовленість її компонентів, безперервним матеріально-енергетичним обміном між ними, який за своєю інтенсивністю значно перевершує обмін між епігеосферой в цілому, з одного боку, і відкритим Космосом і глибинними товщами планети - з іншого.

Структура епігеосфери надзвичайно складна, причому чітко виражені як її вертикальна, так і горизонтальна складові. Три основних структурних блоку - тропосфера, гідросфера і осадова оболонка земної кори (стратісфера) - розташовані у вигляді ярусів відповідно до їх щільністю. Четвертий блок (компонент) - біосфера як сукупність всіх організмів - не утворює самостійної оболонки, а пронизує всі три головних яруси. При цьому жива речовина в основному зосереджено в зонах безпосереднього контакту трьох неорганічних сфер, утворюючи, за висловом В. І. Вернадського, "плівки життя" 7. Таких "плівок", а по суті внутрішніх контактних структурних ярусів епігеосфери, виходить три: на стиках атмосфери - літосфери, атмосфери - гідросфери (точніше - Світового океану, або океаносфери) і океаносфери - літосфери (рис. 2).

Найбільшою складністю виділяється контактний шар, або сфера наземних ландшафтів (іноді звана ландшафтної оболонки), що включає поверхневу товщу земної кори -- зону гіпергенеза потужністю в десятки або сотні метрів (максимум до 500-800 м) і приземної шар тропосфери до висоти 30-50 м, пронизаний наземними частинами рослинного покриву. По суті, ця структурна одиниця географічної оболонки формується на контакті всіх трьох неорганічних сфер, оскільки і гідросфера широко представлена тут різноманітними скупченнями поверхневих і підземних вод. Тут же зосереджена переважна частина (не менше 99%) живої речовини Землі. У цієї тонкої "плівці життя" знаходяться основні механізми трансформації речовини та енергії Землі, це свого роду "головна кухня" епігеосфери, безперервно що поглинає і перетворює сонячну енергію; тут інтенсивно протікають процеси вологообмін, міграції хімічних елементів, руйнування гірських порід, перенесення та акумуляції пухких наносів, біологічного синтезу і розкладання, формування грунтів, різних форм рельєфу і т. д.

сфері наземних ландшафтів притаманна строкатість і контрастність від місця до місця, тобто яскраво виражена латеральна структура: ця сфера складається з безлічі геосистем регіонального і локального порядків, про що буде розказано нижче.

Другий контактний ярус приурочений до зони безпосереднього взаємопроникнення і взаємодії гідросфери і тропосфери, в неї входять поверхнева товща Світового океану (на глибину до 150-200 м) і що примикає до нього підводний шар тропосфери. Гази тропосфери проникають у водну товщу, рух повітряних мас сприяє її інтенсивного перемішування. Завдяки проникненню сонячних променів поверхневий шар Океану заселений зеленими рослинами, хоча щільність їх (на одиницю площі) значно менше, ніж на поверхні суші. Ця "плівка" є аналогом сфери наземних ландшафтів, і її можна назвати сферою океаністіческіх ландшафтів. Тут спостерігається також латеральна диференціація (в даному випадку її можнабез натяжок вважати горизонтальній, так як поверхню Океану, на відміну від суші, дійсно горизонтальна) і формуються особливі геосистеми, але не спостерігається такої строкатості і контрастності, як на суші.

Нарешті, контактний третій ярус епігеосфери - це сфера підводних ландшафтів. Вона включає океаністіческое дно разом з придонних шаром водної товщі Світового океану. Тут при великому участю залишків водних організмів формуються донні іли -- аналог грунту. Добре виражена латеральна диференціація, особливо на шельфі, де рясне надходження речовини з суші в поєднанні з сонячним освітленням і інтенсивним перемішуванням створює сприятливі умови для розвитку водоростей і різних безхребетних.

Функціонування епігеосфери здійснюється за рахунок енергії, що приходить в основному ззовні, і перш за все променевої енергії Сонця. Тепловий потік з глибин Землі еквівалентний усього лише 0.02-0.03% потоку сонячної енергії. Крім того епігеосфера має великі запаси потенційної енергії, накопиченої за рахунок тектонічних процесів і рівної приблизно половині щороку приходить до Землі потоку електромагнітного випромінювання Сонця. Ця енергія реалізується (перетворюється в кінетичну) при денудації, тобто переміщення твердих мас уламкового матеріалу (обвали, зсуви та ін.) Запас енергії іншого роду -- потенційної хімічної - накопичений в осадовою товщі організмами за всю історію їхнього існування і в даний час марнотратно витрачається людством.

Поглинена сонячна радіація витрачається головним чином на нагрівання поверхні Землі і океанів (при цьому між трьома головними блоками епігеосфери відбувається складний обмін) і на випаровування вологи з поверхні Світового океану і материків. Ці енергетичні взаємодії стимулюють інтенсивний кругообіг речовин, який, перш за все, виявляється в найбільш рухомих середовищах -- повітряної і водної.

В силу нерівномірного нагріву підстилаючої (субаеральной) поверхні на різних широтах, а також на суші і на океанах атмосфера отримує в різних регіонах неоднакова кількість тепла. З цієї причини над підстилаючої поверхнею утворюються повітряні маси з різною щільністю (атмосферним тиском), порушується Рівновага термодинамічної системи в тропосфері і відбувається переміщення (циркуляція) повітряних мас.

Аналогічні явища спостерігаються і в поверхневій товщі Світового океану, але головним фактором циркуляції водних мас і освіти системи морських течій виявляється вітер, тобто циркуляція повітряних мас.

Кругообіг речовини в епігеосфере не обмежується його механічним переміщенням в однорідному середовищі. Особливе географічне значення мають переходи речовини з геосфери однієї в іншу, що супроводжуються складними фізико-хімічними і біологічними перетвореннями і якісними змінами всіх блоків епігеосфери. Так, гази атмосфери постійно присутні в інших структурних ярусах географічної оболонки: розчиняються у водах Світового океану і суші, потрапляють туди у вигляді повітряних бульбашок у результаті хвилювання, проникають далеко в глибину земної кори. Атмосферний кисень бере участь у різноманітних окислювальних реакціях грунту, водойм, кори вивітрювання, використовується організмами для дихання; вуглекислий газ - основний "будівельний матеріал", з якого зелені рослини синтезують органічні речовини.

Циркуляція атмосфери - важливий передавальний механізм, за допомогою якого здійснюється обмін теплом, вологою, мінеральними солями між сушею і океаном. Волога, надходить в повітряні маси в результаті випаровування, циркулює разом з ними, складаючи найважливіша ланка світового влагооборота. Щороку в ньому бере участь 525 тис. км3 води. З них 412 тис. км3 становить водообмін між Світовим океаном і атмосферою (тобто кількість вологи, що випаровується з поверхні океанів і повертається на неї у вигляді атмосферних опадів), 41 тис. км3 переноситься повітряними масами з океанів на сушу і стільки ж повертається у вигляді стоку; влагооборот між сушею і атмосферою дорівнює 72 тис. км3.

Найбільш складний характер має влагооборот у сфері наземних ландшафтів. Із загальної кількості опадів 113 тис. км3 у вигляді поверхневого стоку видаляється 29 тис. км3, інша частина фільтрується у грунт і грунти, звідки частково також стікає у Світовий океан у вигляді підземного стоку, частково випаровується з поверхні грунту і рослин, але найбільша частина перехоплюється корінням рослин і бере участь в продукційного процесу. При цьому лише 1% всмоктуваному корінням вологи використовується на побудову живої речовини, решта ж "перекачується" в атмосферу шляхом транспірації. У ландшафтах з розвиненим рослинним покривом транспіріруется 50-80% опадів, що випадають.

Тверде речовина земної кори найбільш інертно внаслідок великої сили зчеплення частинок. Але під впливом атмосферних газів, води і організмів воно приводиться в рух і втягується у великий геохімічний кругообіг, у водне, повітряне та біогенну міграцію. З річковим стоком щорічно з суші в океан виносяться десятки мільярдів тонн зважених часток і кілька мільярдів тонн розчинених солей у вигляді іонів Ca +2, Mg +2, Na +, CO32ClSO42-та ін З океанів разом з водяною парою і бризками сольові частки надходять в атмосферу, і якийсь їх кількість з атмосферними опадами випадає на земну поверхню, частково компенсуючи їх винос із земної кори. Крім того, між сушею і океаном спостерігається інтенсивний пилеоборот: вітер здіймає у повітря десятки або навіть сотні мільярдів тонн пилу (у тому числі і сольовий) на рік. Частина цього пилу випадає над океаном, частина осідає на поверхні суші.

В геохімічному кругообігу речовини особливо слід виділити біологічну складову. На синтез живої речовини витрачається мізерна частка що поглинається епігеосферой сонячної енергії - не більше 0.1%. Та й сама маса його, здавалося б, незначна - приблизно одна мільйонна частка від загальної маси епігеосфери. Однак роль біоти у функціонуванні та розвитку географічної оболонки величезна внаслідок виключної хімічної активності організмів. Швидкість біологічного метаболізму (обміну речовин) у багато разів перевищує швидкість абіогенного кругообігу. Щорічно оновлюється приблизно 1/10 всієї живої маси Землі, а фітопланктон океану в середньому оновлюється кожну добу. Для порівняння відзначимо, що для повного оновлення всієї маси води Світового океану через випаровування було б потрібно 3200 років. Іншими словами, щорічно в обороті знаходиться лише 1/3200 води Світового океану, а що стосується речовини літосфери (у тій її частині, що розташована вище рівня океану, тобто при середній потужності 875 м), то в обіг через денудації залучається щорічно лише трохи більше 1/10 000000 її частини.

Організми використовують для побудови живої матерії майже всі хімічні елементи, особливо велика їхня роль у кругообігу вуглецю, азоту, фосфору, сірки. Відносне вміст вуглецю в організмах в 780 разів вище, ніж в осадових породах, азоту - У 150 разів. Залучаючи в круговорот елементи літосфери і накопичуючи їх у грунтовому гумусі і осадових породах, біота перешкоджає їх виносу в океан. За всю історію існування життя як би багато разів пропустила через тіла організмів речовина неорганічних оболонок Землі, повністю перетворивши їх. Вся осадова оболонка (стратісфера) створена при прямому чи непрямому участю живих істот; биогенное походження має основний газовий склад атмосфери.

Всі процеси в епігеосфере піддаються ритмічним і спрямованим (еволюційним) змінам. Динаміка епігеосфери складається з безлічі ритмічних коливань різної тривалості і різного походження. Найкоротші ритми - добовий і річний - мають астрономічну природу. Коливання сонячної активності викликають зміни магнітного поля Землі і циркуляції атмосфери, а через останню впливає на клімат, гідрологічні процеси, льодовитого морів, біологічну продуктивність (що фіксується, зокрема, в річних кільцях дерев). Відомі 11-річні, 22 - 23-річні ритми цього типу і більше тривалі (до 80-90 і 160-200 років).

З взаємним переміщенням тіл в системі Земля - Сонце - Місяць пов'язані періодичні зміни приливоутворюючої сил, що проявляється в кліматі, водності, розвитку льодовиків. Встановлено 1850-річний цикл подібного походження, а крім того, намічається декілька більш коротких (до 1-2 років) і більш тривалих (до 3500-4000) років ритмів. Коливання ексцентрісітета земної орбіти, нахилу земної осі до площини орбіти також позначається на кліматі. З цими факторами пов'язують ритми великої тривалості (41 000-45 000, 90 000, 370 000 років), одним з проявів яких є материкові заледеніння.

Найкращі тривалі ритми, з амплітудою в мільйони років, геологічні. До них відносять великі геологічні цикли (165-180 млн. років), у тому числі каледонскій, герцинського, мезозойських і кайнозойських. Початок кожного з них знаменувалося опускання земної кори і морськими трансгресії, вирівнюванням кліматичних контрастів; завершується цикл орогеніческімі рухами, розширенням суші, ускладненням її рельєфу, посиленням кліматичних контрастів, великими перетвореннями в органічному світі.

Різні ритми накладаються один на одного, причому багато хто з них повторюються не з строгою періодичністю, а мають циклічний характер. Тому окремі ритми не завжди бувають ясно виражені. Можливі автоколебательные ритмічні явища, зумовлені не зовнішніми по відношенню до епігеосфере процесами, а власними закономірностями, притаманними тих чи інших компонентів або процесів. Найпростіший приклад - цикли в житті лісу, пов'язані з тривалістю життя лісоутворюючих порід. Більш складний процес - автоколивання в системі льодовики -- атмосфера - Океан. Зростання льодовикових щитів супроводжується похолоданням і зниженням рівня океану. Це, у свою чергу, призводить до зменшення випаровування, опадів і скорочення льодовиків. Але скорочення льодовиків має своїми наслідками зростання площі океанів, потепління, збільшення кількості опадів, що сприяє нового наступу льодовиків, і т. д.

Ритмічні зміни не бувають замкнутими, і чим більше тривалість циклу, тим менше можливість повернення природних комплексів до колишнього стану. Кожен наступний цикл не є повним повторенням останнього, і в остаточному рахунку розвиток епігеосфери необоротно - воно має вигляд висхідної спіралі, кожен виток якої знаменує одночасно підняття на більш високий рівень розвитку. В якості найбільших "витків" можна розглядати тектонічні цикли.

Незворотність (спрямованість) розвитку епігеосфери виявляється у поступовому ускладненні її структури, появи нових компонентів і нових типів геосистем. Протягом останніх 550-600 млн. років, які відповідають фанерозой, еволюція епігеосфери простежується досить чітко. У земній корі за цей час відбувалося скорочення геосінкліналей і розростання платформних структур, посилення процесу осадкообразованія, збільшення потужності осадовою оболонки та ускладнення її речового складу, особливо біогенної акумуляції. У гідросфері збільшувалася солоність, причому на перших етапах Світовий океан збагачувався солями завдяки вулканізму, а згодом посилилося значення виносу солей з суші річковим стоком; відповідно на тлі переважних іонів Na + і Cl - зростала частка Ca2 + і CO32

В первинній атмосфері панували, мабуть, гелій і водень, потім вона збагачувалася газами глибинного (вулканічного) походження - парами води, двоокисом і окисом вуглецю, сірководнем і ін У міру розвитку рослинного покриву двоокис вуглецю стала вилучатися з атмосфери, і одночасно в неї надходило все більше кисню та азоту.

Прогресивна лінія розвитку - від нижчих форм до вищих - особливо очевидно виражена в органічному світі. Організми грали все більш істотну роль у перетворенні неорганічних геосфер. Це дає підставу розглядати життя, точніше її взаємодія з абіогенне середовищем, як головну рушійну силу розвитку епігеосфери.

2.2. Ієрархія регіональних геосистем: диференціація епігеосфери і фізико-географічне районування

Диференціація епігеосфери на геосистеми регіонального рівня обумовлена складними взаєминами двох головних енергетичних факторів - променевої енергії Сонця і внутріземной енергії, їх нерівномірним розподілом, як у просторі, так і в часі.

Кількість надходить короткохвильової радіації Сонця на одиницю площі земної поверхні зменшується від екватора до полюсів внаслідок кулястості Землі. З цим пов'язано закономірна зміна всіх фізико-географічних процесів і в цілому геосистем за широтою, зване географічної (широтної) зональністю Зональність мала б математично правильний характер, якби вся поверхня земної кулі була однорідною за своїм складом і не мала б нерівностей. У Насправді ж картина зональності виявляється багато сложнее8 ..

Вже в атмосфері потік сонячних променів піддається перетворенню. Тут частина його відбивається від хмар і розсіюється в світовому просторі. У силу рухливості повітряного середовища утворюються циркуляційні пояси з повітряними масами, володіють неоднаковою прозорістю по відношенню до сонячних променів. Над екватором в атмосфері багато хмар, які сильно відбивають і розсіюють короткохвильову радіацію, тоді як у тропіках повітря найбільш сухий і прозорий. Тому максимальну кількість променевої енергії Сонця припадає не на екватор, а на пояси між 20-й і 30-й паралелями в обох полушаріях9.

Найважливішим наслідком зональності радіаційного балансу і циркуляції атмосфери є зональний розподіл тепла і вологи. Запаси тепла на земній поверхні змінюються в загальному відповідності з радіаційним балансом, а також середньомісячних температур, особливо теплих місяців. Проте зональні зміни зволоження мають інший, більш складний характер. Атмосферні опади мають два максимуми -- головний на екваторі і друге в помірних широтах, і різкий мінімум в тропіках, тобто як там, де запаси сонячного тепла наібольшіе10.

Щоб судити про вологозабезпеченості геосистем, необхідно зіставити її з величиною випаровування. Випаровуваність - це та кількість вологи, яка могла б випаруватися в даних умовах при допущенні, що її запаси необмежені. Випаровуваність характеризує як би потреба геосистеми у волозі, її граничну кількість, яка може "працювати" в природному комплексі. У загальних рисах розподіл випаровуваності повторює зональні криві теплозабезпечення, з особливо різким максимумом в тропіках (до 4000-5000 мм в рік) і мінімумом в приполярних широтах (менше 100 мм на рік). Відношення річної суми опадів до річної випаровуваності - так званий коефіцієнт зволоження Г. Н. Висоцького - Н. Н. Іванова (К) - може служити найбільш об'єктивним показником атмосферного зволоження. При К? 1 зволоження надмірний (спостерігається у високих широтах - приблизно на північ і на південь від 50-й паралелі), а при К <1 - Недостатнє (це має місце в тропіках, де К практично наближається до нулю) 11.

Від співвідношення тепла і зволоження залежить інтенсивність інших фізико-географічних процесів і їх зональна диференціація. До найбільш вдалим з інтегральних кількісних показників належить показник біологічної ефективності клімату ТК, запропонований у 1959 р. М. М. Івановим. Він являє собою добуток суми активних температур Т (виражених в сотнях градусів Цельсія) і коефіцієнта зволоження К (причому граничної величиною До вважається 1.0, тому що збільшення надлишку вологи понад одиниці не надає позитивного впливу на біоту і на функціонування геосистем).

ТК змінюється від 0 до приполярних широтах до 100 в приекваторіальних. Багато інших приватні показники функціонування геосистем (гідрологічні, біологічні і ін) виявляють гарне відповідність з величиною ТК. Синтетичним показником, що найбільш повно відображає інтенсивність функціонування геосистем, може служити біологічна продуктивність, що змінюється від полюса до екватора також як і показник біологічної продуктивності клімата12.

Универсальное значення  закону зональності, встановленого ще В. В. Докучаєвим, наочно проявляється у грунтоутворенні і органічному світі. Не випадково більшість ресурсів (природних, ландшафтних) зон іменується за характерними типами рослинності (зони широколистяних лісів, лісостепу, екваторіальних лісів та ін.)

Деякі географи счітают13, що закон зональності не поширюється на рельєф і геологічну будову. Але це не так. Усі так звані скульптурні форми рельєфу (на відміну від структурних, пов'язаних з тектонічними рухами) формуються під впливом вивітрювання, діяльності льоду, вітру, текучих вод. А ці процеси мають виразно зональну природу. Тому спостерігаються чітко виражені зональні комплекси скульптурних форм рельєфу (наприклад, мерзлотние западини і горби, торф'яні горби в тундрі, різноманітні еолові форми, солончакові западини, передгірні шлейфи в пустелі і т. д.) 14.

осадова товща земної кори формується під впливом клімату, льодовиків, стоку, грунтоутворення, життєдіяльності організмів, і їй також притаманна зональність, хоча вона і простежується тільки при аналізі геологічної історії. Зональний донні іли в Світовому океані і континентальні відкладення на суші (льодовикові і водно-льодовикові в полярних областях, торф в тайзі, солі в пустелі і т. д.). Однак осадові товщі накопичувалися протягом багатьох мільйонів років. За цей час картина зональності багаторазово змінювалася у зв'язку зі змінами в положенні осі обертання Землі та іншими астрономічними причинами. Для кожної конкретної геологічної епохи можна відновити властиву їй систему зон з відповідною диференціацією процесів опадонакопичення. У будові сучасної осадовою оболонки ми, таким чином, спостерігаємо результати перекриття безлічі різночасних зональних систем. Кожна з них залишила свої осадові породи, які, по суті, представляють релікти минулих зональних умов і процессов15.

Закон зональності має універсальне географічне значення, прямо або побічно що виявляється у всій епігеосфере. Своє комплексне вираз він знаходить у формуванні ландшафтних зон - найбільших геосистем регіонального рівня. Схематично зональна структура всієї суші може бути представлена на малюнку 3 в вигляді узагальненого зонального поділу континенту. Таку форму мала б суша земної кулі, якщо її зібрати в єдиний масив шляхом підсумовування площ материків по всіх паралелях.

На тією ж схемою (рис. 3) виділені ландшафтні сектори - також регіональні геосистеми високого рангу, але що утворюються в силу прояву іншої універсальної географічної закономірності - секторальне, пов'язаної з взаємодією суші і океанів. Континентально-океанічний перенесення повітряних мас як би накладається на зональну циркуляцію і сильно її ускладнює. Досить згадати про Мусон - потужні повітряні потоки, які влітку вирушають з щодо холодного океану на більш прогріту сушу, а взимку - в протилежному напрямку. У міру видалено