Тема 4. Климат

Климатом называется многолетний режим погоды региона; в применении к Северной Евразии – всей территории бывшего СССР или единиц его районирования. Климат, в отличие от погоды, обладает значительным постоянством. Погода же (состояние тропосферы в конкретный отрезок времени в данной местности) характеризуется крайней степенью изменчивости.

Радиационные факторыклиматообразования. Под солнечной радиацией подразумевается вся совокупность электромагнитного и корпускулярного излучения Солнца; это единственный источник энергии экзогенных процессов. Для характеристики радиации используются количественные показатели прямой, рассеянной и суммарной радиации, а также радиационного баланса земной поверхности. Основными единицами измерения радиации являются ккал/кв.см или мегаджоули/кв.м. (1 Дж = 0.2388 кал; 1 кал = 4.1868 Дж).

Прямая радиация доносится до поверхности непосредственно лучами Солнца, ее интенсивность зависит от угла падения лучей (следовательно, от географической широты) и от степени прозрачности атмосферы. Изолинии, показывающие распределение годовых сумм прямой радиации, имеют субширотное простирание, что, наряду с нарастанием величин от 10 – 15 ккал/кв.см в Арктике до 60 - 70 ккал/кв.см в южных районах России и до 110 ккал/кв.см на юге Средней Азии, свидетельствует о зональном распределении этого показателя. В то же время все изолинии заметно отклоняются к северу над Средней и Северо- Восточной Сибирью (господство антициклональных безоблачных погод) в сравнении с Европейской Россией и Дальним Востоком (преобладание циклональных облачных погод), что отражает определенные провинциальные отличия в распределении прямой радиации.

Рассеянная радиация претерпевает рассеяние в атмосфере и поступает на земную поверхность от всего небесного свода; она возрастает под влиянием облачности и запыленности атмосферы. Изолинии рассеянной радиации образуют концентрически расположенные замкнутые кривые, окружающие область минимальных величин в центральной Сибири и Алтае– Саянской стране (30 ккал/кв.см и менее). Выделяются и области максимальных величин (40 – 65 ккал/кв.см/год). Три из них: Дальний Восток, запад Восточно– Европейской равнины и Арктическое побережье отличаются высокой степенью облачности, а Приаралье – сильной пустынной запыленностью атмосферы до значительных высот.

Суммарная радиация почти не испытывает влияния рассеянной радиации и полностью наследует закономерности размещения прямой радиации: зональное распределение (от 60 – 70 ккал/кв.см/год над арктическими морями до 120 – 130 ккал/кв.см/год на юге России и до 150 ккал/кв.см/год на юге Средней Азии); несколько большие показатели в Азиатской части региона в сравнении с Европейской частью. Очень велики сезонные различия в приходе суммарной радиации (в ккал/кв.см/мес.): 13 – 22 в июне – 0 (в условиях полярной ночи) – 6 в январе.

Радиационный баланс – это разность между поглощенной земной поверхностью суммарной радиацией (приходная часть), отраженной радиацией (зависит от альбедо поверхности) и эффективным излучением (расход). Годовые величины радиационного баланса в ккал/кв.см изменяются от 5 – 10 над Арктикой до 40 –45 на юге России и до 55 – 60 на юге бывшего СССР. Наблюдается его зональное размещение, значительные отклонения имеются в горных районах, особенно на Северо– Востоке Сибири. Суммы радиационного баланса над Европейской частью несколько выше этих показателей для Азиатской России. Это противоречит распределению суммарной радиации и может быть объяснено более существенным возрастанием расходной части баланса над Азиатской Россией в связи с большей длительностью существования снежного покрова с его высоким альбедо.

Максимальные величины радиационного баланса достигаются в июле, при этом различия незначительны (в ккал/кв.см/мес.): 7 - 9 в России и до 9 – 10 в субтропиках. «Выравнивание» величин баланса объясняется спецификой поступления радиации: в южных районах она возрастает за счет большей высоты Солнца, а в северной определенную роль играет продолжительность солнечного освещения – вплоть до круглосуточной в условиях полярного дня. Расходная часть баланса высока в Арктике – до 60 – 70%, на материке же она возрастает в южном направлении от 10 – 13% в тундре, 12 – 16% в лесных зонах до 20 – 23 в лесостепях и степях и 25 – 30% в пустынях. Зато значительно нарастают в южном направлении величины баланса в переходные сезоны года за счет продвижения снежного покрова с его высоким альбедо. Так, в апреле в средней полосе России они возрастают от 1 до 5 ккал/кв.см то есть в 5 раз! В зимние месяцы показатели баланса отрицательные, слабоположительный баланс наблюдается только в южных территориях Средней Азии.

Циркуляционные факторы климатообразования. Циркуляция атмосферы – охватывающее огромные площади перемещение воздушных масс – оказывает существенное воздействие на климат Северной Евразии. Её наиболее значимыми характеристиками являются: западный перенос воздушных масс; особенности сезонной региональной циркуляции, обусловленной спецификой барического поля; генезис и свойства воздушных масс, роль циклонов и антициклонов.

Западный перенос проявляется в умеренном поясе как результат взаимодействия между субтропической зоной высокого давления и полярной областью низкого давления. Барический градиент направлен к северу, но под влиянием кориолисовых сил воздушный поток все больше отклоняется вправо и прибретает вначале юго– западное, а затем западное направление. Западный перенос лучше выражен в верхней тропосфере; в нижней тропосфере под влиянием местных барических центров он может испытывать заметные отклонения и выражен менее четко. Обычно осуществляется западный перенос воздушных вихрей – циклонов и антициклонов, в разных секторах которых одновременно наблюдается ветер различных направлений. Поэтому необходимо четко различать понятия «западный ветер» и «западный перенос».

Барическое поле значительно меняется в зависимости от сезона года. По усредненным многолетним данным зимой самым крупным образованием является Сибирский максимум (с центром близ г. Улан– Батора), который занимает большую часть азиатской России и образует северо– восточный (от Байкала до Чукотки) и западный (от Алтая до дельты Волги) отроги. Этот максимум формируется в начале зимы как многоядерное образование в связи с сильным выхолаживанием приземной тропосферы в орографических котловинах. Позднее по тем же причинам образуется единый антициклон, охватывающий большую площадь и распространяющийся в высоту в пределы верхней тропосферы. При этом возникает своеобразный порог, нарушающий западный перенос в верхней тропосфере и приводящий к нагромождению значительных избыточных масс воздуха, что способствует появлению особенно высокого давления. Таким образом, на ранних этапах развития Сибирский максимум является образованием термическим, на поздних – преимущественно динамическим.

Западнее располагается слабо выраженный отрог повышенного давления, играющий, однако очень важную роль ветрораздела европейской России – «ось Воейкова». В субполярных широтах размещаются минимумы давления – Карская ложбина Исландской депрессии и Алеутский. Над акваторией Черного моря образуется слабо выраженная, но играющая значительную роль «дороги циклонов» Черноморская депрессия.

В целом нетрудно заметить, что в зимний период барические градиенты направлены из центра Евразиатского материка на окружающие акватории, что способствует активному выносу воздуха с материка и адвекции холода на моря.

Диаметрально противоположная картина характерна для летнего периода. На континенте преобладают области низкого давления. Внутри континента господствует Южноазиатский минимум с центром над Пакистаном. В пределы бывшего СССР проникают его ложбины – Сибирская и Среднеазиатская. К ним примыкают континентальные области достаточно низкого давления. Алеутский минимум исчезает, так же как и Карская ложбина, что приводит к сильному ослаблению влияния Исландской депрессии. Возрастает влияние субтропических максимумов. Юго– западные районы Восточно– Европейской равнины захватывает восточная окраина Азорского максимума, сильно разросшегося за счет экваториального муссона из южного полушария. По той же причине приближается к континенту западная окраина Гавайского максимума. Сохраняется действие «оси Воейкова», как крайнего восточного выступа Азорского антициклона. Над Арктикой формируется двухядерный одноименный максимум. Барические градиенты направлены внутрь Евразиатского континента, что способствует глубокому проникновению на его территорию влажного (исключая Арктику) и относительно прохладного морского воздуха.

Воздушные массы. Области высокого и низкого атмосферного давления являются основными очагами формирования воздушных масс – значительных объемов тропосферного воздуха, обладающих качественным своеобразием и спецификой динамики. Выделяются географические типы воздушных масс, каждая из которых делится на подтипы – континентальный или морской.

Умеренный воздух преобладает на территории Северной Евразии, его свойства наиболее сильно подвержены сезонным изменениям. Очагами формирования морского умеренного воздуха (мУВ) являются субполярные минимумы. В течение всего года мУВ отличается высоким абсолютным влагосодержанием. Зимой его температуры относительно высокие (в сравнении с кУВ), летом – прохладные.

Основным очагом формирования кУВ в зимний период года является Сибирский максимум с его отрогами. Этот подтип отличается особенно низкими абсолютным влагосодержанием и температурами. В теплый период года кУВ формируется в Сибирской ложбине и над примыкающими к ним территориями. Он также сух, но обладает заметно более высокими температурами, нежели мУВ.

Арктический воздух в течение всего года сух в связи с низкими температурами. Но все- таки зимой над скованным льдом пространством преобладает кАВ, особенно холодный и сухой. Летом в Арктическом максимуме над относительно свободными ото льда акваториями преобладает мАВ, заметно более теплый и содержащий несколько больше влаги, чем кАВ.

Тропический воздух относительно редок в зимний период года, но летом его роль значительна. Очагами формирования мТВ являются субтропические антициклоны, особенно сильно влияние Азорского максимума. Этот подтип отличается высокими температурами и абсолютным влагосодержанием. Континентальный арктический воздух (кТВ) образуется в летних субтропических минимумах над центральной частью Евразии, поэтому он крайне сух и нагрет, а также чрезвычайно запылен.

Для динамики УВ особенно характерен западный перенос, такому переносу в различных секторах циклонов подвержены АВ и ТВ. Однако для этих типов возможна и иная динамика: субмеридианальные вхождения АВ и пассатная циркуляция ТВ. Есть сведения о наличии заключительных стадий экваториально– муссонной циркуляции экваториального воздуха (ЭВ) в верхней тропосфере в горах Средней Азии и даже в Помосковье. Воздействие ЭВ на погоду или ничтожно, или вообще отсутствует.

Роль циклонов и антициклонов. Важную роль в формировании климата играют зоны раздела разнородных воздушных масс – атмосферные фронты. Истинный климатический фронт – это очень динамичное образование, отразить положение которого на карте практически невозможно. Климатологический фронт определяется как среднее многолетнее положение истинных фронтов, наносимое на карту. В пределах бывшего СССР существует два типа фронтов. Арктический фронт разделяет арктические и умеренные воздушние массы, полярный – умеренные и тропические. Фронты не обазуют сплошного раздела, а распадаются на кулисообразно расположенные отрезки, называемые ветвями.

В холодную часть года над западной частью Арктики в районе Новой Земли возникает Атлантико– Европейская ветвь арктического фронта. Другая, Охотская ветвь того же фронта располагается над Охотским побережьем. Ветви полярного фронта – Черноморская, Южнокаспийская, Иранская – возникают зимой в- основном за пределами бывшего СССР. В теплую часть года сохраняется, несколько смещаясь на север, Атлантико– Европейская ветвь, восточнее, над дельтой Лены, образуются Восточно- Сибирская и над южным побережьем Чукотского моря – Чукотская ветви арктического фронта. Полярный фронт располагается над сушей и представлен Восточно- Европейской (средняя полоса европейской России), Монгольской (горы Южной Сибири) и Дальневосточная (Приморье) ветвями. Важное значение имеют фронтальные разделы, возникающие далеко за пределами бывшего СССР.

Прохождение атмосферных фронтов вызывает изменения погоды. Еще большее значение имеют происходящие на фронтальных разделах процессы циклонообразования и антициклогенеза. Эти процессы сводятся к возникновению и углублению фронтальной волны, а в дальнейшем – к отрыву частей этих волн и к возникновению в ложбинах волн циклонов а в гребнях – антициклонов. И те, и другие претерпевают дальнейшую эволюцию, что сказывается на характере погод. Пути – траектории – циклонов и антициклонов обычно диктуются западным переносом, при этом одновременно первые смещаются в северном, вторые – в южном направлениях. Однако, наблюдаются и случаи аномального отклонения траекторий циклонов: они движутся иногда к западу, возникают «ныряющие» циклоны, движущиеся непосредственно к югу и т.д.

Роль внетропических циклоновособенно велика в умеренных широтах. Они обладают крупными размерами (тысячи кв.км. по площади) и движутся быстро, со скоростью 30 – 50 км/ч. Внутрициклональными фронтами они разделяются на теплый и холодный секторы. Сформировавшиеся на арктическом фронте циклоны содержат в теплом секторе мУВ (атлантический воздух), на полярном – мТВ. Поэтому различаются атлантические и средиземноморские (теплые) циклоны; на Дальнем Востоке действуют тихоокеанские циклоны. В холодных секторах содержится либо АВ, либо кУВ. Холодный фронт внутри циклона всегда движется быстрее теплого, что приводит к окклюзии – отрыву теплого сектора от земной поверхности. Лишенный возможности прогреваться за счет термической конвекции воздух теплого сектора охлаждается, его температура уравнивается с температурой окружающего воздуха – происходит заполнение, гибель циклона. В пределах Северной Евразии атлантические и тихоокеанские циклоны действуют в течение всего года, средиземноморские – только в зимний период. На длительном пути нередко создаются условия, приводящие к возрождению связи теплого сектора с земной поверхностью, а следовательно и всего циклона (его регенерация). Чаще регенерация присходит в горных регионах в условиях притока новых масс холодного воздуха, усиливающего температурные контрасты между секторами.

Прохождение теплого сектора в течение всего года сопровождается сплошной низкой облачностью, затяжными, а потому обильными моросящими осадками и сменой температуры воздуха. В зимний период она повышается, иногда (особенно в средиземноморсих циклонах) до оттепели. Летом устанавливается относительно прохладная пасмурная погода. Прохождение теплого сектора нередко провоцирует прорыв в тыл ему холодного воздуха, что приводит к резкой смене описанных выше условий на типичную погоду холодного фронта.

Возникшие на атмосферном фронте молодые антициклоны отличаются малыми размерами и подвижностью. Но по мере дальнейшего развития они «расплываются» – увеличиваются в размерах и замедляют вращение и движение по траектории, все более превращаясь в малоподвижные. Наконец, в южных районах они практически останавливаются – стационируют, достигают максимальных размеров. В центре любого антициклона наблюдается нисходящее движение воздуха, приводящее к его адиабатическому прогреву, размыву облачности вследствие превращения облачных капель или кристаллов в водяной пар и к господству сухой погоды. В стационирующем антициклоне эти процессы доведены до крайности. Размыв облачности резко преображает радиационные процессы. Зимой происходит особенно сильное выхолаживание воздуха вследствие теплового (длинноволнового) излучения в космическое пространство, приводящее к возникновению минимальных температур воздуха. Летом, напротив, сильно возрастает радиационный прогрев и возникают максимальные температуры. Поскольку стационирующие антициклоны являются устойчивыми образованиями, сильные морозы зимой и сильная жара летом при солнечной безоблачной погоде и отсутствии осадков сохраняются долго.

Иные погодные условия возникают зимой на периферии антициклонов. Здесь наблюдается растекание воздуха от центра к окраинам, что обусловливает наличие ветра, нередко сильного, зимних буранов и метелей. При движении воздуха к окраинам антициклона наблюдается отклонение ветров вправо, по часовой стрелке. В связи с этим в расположенных западнее антициклона регионах происходит адвекция тепла с юго– восточными и южными ветрами. Напротив, на восточной периферии преобладают ветры северо– восточного и северного направлений и осуществляется адвекция холода.

Элементы климата. Теплообеспеченность. Для характеристики теплообеспеченности необходим анализ средних температур, сумм активных температур, продолжительности безморозного периода и других показателей.

Термический режим зимнего периода года. Для анализа средних температур января используется карта изотерм. Конфигурация изотерм очень сложна. Их субширотное простирание наблюдается лишь на отдельных участках. Зональное распределение средних температур обнаруживается лишь в пределах Туранской равнины, что объясняется влиянием как радиационных (относительно большие величины радиационного баланса), так и циркуляционных факторов (адвекция холода с севера). Сходная картина наблюдается в южных районах равнинной части Сибири.

На Восточно– Европейской равнине и в северной части Западной Сибири наблюдается субмеридиональная, переходящая в диагональную ориентировка январских изотерм, обусловленная явным преобладанием воздействия циркуляции. Происходит адвекция тепла из Северной Атлантики в общем русле западного переноса мУВ. По мере продвижения к востоку значительные количества переносимого атлантическим воздухом тепла расходуются на обогрев тропосферы и земной поверхности. Соответственно подвергается трансформации (охлаждается) сам атлантический воздух. Изотермы фиксируют эти изменения температуры и наличие положительной термической аномалии. Копирующие очертания береговой линии январские изотермы тихоокеанского побережья отражают быстро протекающую трансформацию тихоокеанского воздуха, сильно затрудняемую западным переносом и наличием орографических преград. Таким образом, решающее воздействие циркуляции на распределение зимних температур обусловлено влиянием океанов; зоны влияния Атлантического и Тихого океанов резко асимметричны благодаря западному переносу.

Наиболее сложная конфигурация изотерм (замкнутые, витиеватые, концентрически вложенные изотермы) характерна для горных районов Северо– Востока Сибири, Байкальской страны и других, а также для равнинных территорий Центральной Якутии и Среднесибирского плоскогорья. Здесь располагается «полюс холода» северного полушария, отрицательная термическая аномалия. Ее возникновению способствует целый комплекс причин: наименьшая степень влияния океанов, воздействие длительно существующего Сибирского максимума и его отрогов, обилие орографических котловин, северное – заполярное и приполярное – положение большинства территорий. Наиболее низкие средние январские (до –40... -50 градусов) и минимальные (ниже –70 градусов) температуры приурочены к орографически изолированным котловинам, в которых закономерно возникают и устойчиво сохраняются мощные температурные инверсии. В целом возникает крайне неблагоприятная обстановка как для поступления солнечной радиации, так и для адвекции тепла (практически полное отсутствие циклонов и обилие орографических барьеров). Под влиянием инверсий слой тропосферы с минимальными температурами занимает приземное положение, а не располагается на некоторой высоте, что характерно при нормальной стратификации.

Анализ распределения минимальных температур дает меньше информации. Выявляется несколько иная закономерность их пространственного распространения, нежели для средних температур. Они подчиняются в основном зональному распределению; провинциальные различия выражены слабее.

Слабоположительные средние январские температуры (до 5 градусов) наблюдаются в субтропиках Черноморского побережья в районе Сочи (в пределах России), Южного Крыма, Закавказья и Средней Азии (в зарубежье). Мягкие зимы с температурой выше –10 градусов свойственны западной части Восточно– Европейской равнины приблизительно до линии Онежское озеро – Астрахань и южной части Средней Азии до рубежа Астрахань – Кзыл- Орда – Алма- Ата. Холодные зимы со средней январской температурой до –20 градусов характерны для остальной части Восточно– Европейской равнины, юга Западной Сибири, Северного Турана и Казахского мелкосопочника, а также для прибрежных районов Дальнего Востока от южной Камчатки до Приморья. Морозные зимы (до –40 градусов) господствуют на крайнем северо– востоке Восточно- Европейской равнины, в преобладающей части Западной и Средней Сибири, гор Южной Сибири и Дальнего Востока. Жестокие зимы приурочены к замкнутым котловинам Северо– Восточной Сибири и Центральноякутской равнины.

Термический режим теплого периода года. Изотермы самого теплого месяца – июля - в пределах равнин имеют субширотное простирание, что наряду с закономерным возрастанием среднеиюльских температур в южном направлении свидетельствует о их зональном распространении. Однако на отдельных участках изотермы заметно отклоняются к северу или югу. Одной из причин отклонений является чередование участков суши и водной поверхности. Например, изотермы 4 и 8 градусов в основном копируют очертания береговой линии, отклоняясь к югу над водными пространствами и к северу – над сушей. Другая причина – влияние рельефа (фактора высоты): над горными сооружениями с высотой температура понижается, что отмечается отклонениями изотермы к югу. Лучше всего это видно при пересечении Урала изотермами 12 и 16 градусов. Зональное распространение температуры свидетельствует о возрастании роли радиации в теплую часть года.

В горах господство высотной поясности в распределении температуры фиксируется замкнутыми и концентрически располагающимися изотермами сложной конфигурации. Однако, в отличие от зимнего периода они оконтуривают горные хребты, констатируя наличие нормальной стратификации атмосферы (понижение температуры с высотой).

Самые низкие среднеиюльские температуры наблюдаются на арктическом побережье и островах (0... 3 градуса). Затем наблюдается быстрое нарастание температуры, отмеченное сгущением изотерм в интервале 4... 16 градусов. Между тем, в южной части региона нарастание температур в южном направлении заметно замедляется (изотермы разрежены). Объяснение этого феномена кроется в специфике прогрева часто вторгающегося в заполярные и приполярные широты АВ. В связи со слабо развитой термической конвекцией прогрев воздуха охватывает тонкий приземный слой воздуха, что осуществляется сравнительно легко. По мере продвижения к югу механизм конвекции охватывает все большие объемы тропосферы, прогрев которых требует значительных теплозатрат.

В средних широтах господствуют температуры 16... 20 градусов, в южных районах России они повышаются до 26, а Средней Азии – до 30... 33 градусов. В какой- то степени закономерности термического режима на равнинах подтверждаются анализом максимальных температур, возрастающих от 30 градусов в северной полосе до 48 градусов в Термезе.

Влагообеспеченность. Осадки. Генезис осадков. Как и во всем умеренном поясе, в пределах Российского региона преобладают фронтальные (циклональные) осадки. Конвективные осадки играют подчиненную роль и наблюдаются только в теплое время года. Определенную роль играют орографические осадки. Фронтальные осадки возникают благодаря взаимодействию контрастных воздушных масс, практически не зависящему от характера подстилающей поверхности. Они выпадают на громадных площадях одновременно, носят затяжной характер, преобладают осадки малой интенсивности, однако именно они дают основное количество осадков, особенно в холодный сезон года.

Осадки термической конвекции целиком обусловлены условиями прогрева подстилающей поверхности. Подымающийся вверх воздух адиабатически охлаждается, достигает насыщения водяными парами и выделяет осадки. Наибольшую роль конвективные осадки играют в южных районах и практически отсутствуют в северных. Наблюдается пестрое распределение осадков на малых территориях, они носят ливневый характер, однако суммарные их величины крайне малы. Орографические осадки обусловлены подъемом воздуха по склонам, которыми и ограничены области их выпадения.

Внутригодовое распределение осадков (режим). Для преобладающей территории региона характерен летний максимум и зимний минимум осадков. Этому способствует ряд причин: возрастание летом циклональной активности в связи с отсутствием Сибирского максимума; смена господствующего в холодный период внутреннего влагооборота (выпадение осадков за счет растекающегося из глубин материка континентального воздуха) на внешний (выпадение осадков за счет глубокого проникновения на материк морского воздуха) летом; определенная роль конвективных осадков летом при их отсутствии зимой. Такой режим типичен для континентального климата (континентальный режим).

Типичный морской режим в пределах региона не наблюдается. На крайнем северо– западе Кольско– Карельской страны и Русской равнины, а также на Камчатке и Курилах выявляется переходный от морского к континентальному режим осадков с сильным смещением во времени максимумов и минимумов – вплоть до зимнего максимума на юго– востоке Камчатки. Для юга Дальнего Востока характерен муссонный режим, внешне напоминающий континентальный, но принципиально отличающийся по генезису и большей выраженностью летнего минимума вследствие приморского положения областей муссонного климата. Наконец, средиземноморский режим (зимний максимум и летний минимум при положительных средних месячных температурах зимнего периода) наблюдается в субтропиках. Обусловлен он сменой циклональной циркуляции зимнего периода на антициклональную пассатную летом.

Распределение осадков по территории. В чрезвычайно пестрой картине распределения осадков по территории Российского региона можно проследить три закономерности, зависящие от воздействия провинциальности, широтной зональности и рельефа.

Провинциальные особенности – закономерное постепенное уменьшение количества осадков с запада на восток до бассейнов рек Лены и Колымы, а затем значительное его возрастание к тихоокеанскому побережью. Причина этого – уменьшение количеств влаги, переносимой с Атлантического и Тихого океанов в глубь Евразиатского материка. Влияние западного переноса приводит к асимметрии зон воздействия океанов. Меньшую роль в сильном смещении раздела зон к самому Тихоокеанскому побережью играют орографические рубежи. Следует иметь в виду две основных причины уменьшения количеств осадков в поясе западного переноса. Основная причина в условиях преобладания фронтальных осадков заключается в последовательном снижении степени циклональной активности по мере удаления от океанов. Вторая причина – процессы трансформации мУВ в том же направлении. Наряду с изменениями термики, рассмотренными ранее, эти процессы проявляются в последовательном снижении абсолютного влагосодержания движущихся внутрь материка воздушных масс.

Широтнозональное распределение осадков проявляется в пределах равнин, особенно Восточно– Европейской, Западносибирской и Туранской. При движении с севера на юг сначала количество осадков нарастает, достигает максимума в средней полосе, затем уменьшается до минимальных величин. Таким образом, могут быть выделены северная полоса с относительно малым количеством осадков, средняя полоса с наибольшим их количеством и южная с недостаточным количеством осадков, значительным уменьшающимся в южной части самой полосы. Малое количество осадков северной полосы объясняется круглогодичным господством сухого (в связи с низкими температурами) АВ. В холодную часть года в западной части полосы на побережье (к Карской ложбине) выносится сухой воздух с материка, в восточной – господствуют антициклональные погоды. В летнюю часть года часты вхождения сухого АВ, насыщающегося влагой за счет поверхности суши.

Относительно большое количество осадков средней полосы обусловлены в первую очередь значительной степенью циклональной активности; глубоким проникновением атлантического воздуха в теплых секторах циклонов (на западе – в течение всего года, в восточной части – в летний период). Входящий из северной полосы АВ успевает в ее пределах насытиться влагой и повысить количество осадков в средней полосе.

Малое и сильно убывающее в южном направлении количество осадков южной полосы объясняется круглогодичным господством континентальных сухих воздушных масс – зимой умеренных, летом тропических, преобладанием антициклональных погод.

Влияние рельефа на распределение осадков по территории сильнее сказывается в горах, но характерно и для равнин. Осадки перераспределяются под воздействием как орографии, так и фактора высоты. Возвышенности равнин и особенно горные сооружения являются барьерами для западного переноса воздуха. Поэтому на склонах западной экспозиции количество осадков возрастает, на противоположных склонах, а особенно в котловинах – уменьшается. С увеличением высоты местности количество осадков заметно возрастает. Самое большое количество осадков выпадает в высокогорьях на западных склонах. Увеличение количества фронтальных осадков обусловлено процессами активизации циклонов над орографическими препятствиями вследствие возрастания температурных контрастов между секторами циклонов, а также стационированием (задержками движения) циклонов. Определенную роль играют орографические осадки и обусловленная влиянием пересеченного рельефа активизация конвективных осадков.

При наложении всех трех закономерностей возникает сложная картина распределения осадков по Российскому региону. Наибольшее их количество – 800 – 2500 мм – выпадает в высокогорьях и среднегорьях. Абсолютный рекорд – до 3500 мм осадков – наблюдается в юго– восточной части Камчатки, в полосе воздействия не западного переноса с Атлантики, а мощнейшей циклональной циркуляции на рубеже крупнейших континента и океана мира. В областях воздействия низкогорного рельефа на количество осадков выпадает свыше 400 - 600 мм. На преобладающей части Восточно– Европейской равнины, в средней полосе Западносибирской равнины и западной окраины Средней Сибири количество осадков также находится в пределах 400 – 600 мм. В северной полосе выпадает от 500 до менее 100 мм, чувствительно снижаясь к востоку до Колымской равнины. В южной полосе суммы осадков снижаются от 500 мм в степях Причерноморья до нескольких десятков миллиметров, приносимых одним - двумя ливнями конвективного происхождения за несколько лет, в Прикаспийско – Приаральском регионе.

Снежный покров. Благодаря суровости климата Северной Евразии снежный покров превратился в важнейший компонент природы. На другие компоненты влияет само наличие снежного покрова. Не менее важное значение имеет сезонная миграция его южной границы. Снежный покров является специфичной горной породой, в ней сосредоточивается огромная масса вещества, создается особый рельеф поверхности снежного покрова. Велико его влияние на другие горные породы, на ход рельефообразования. Они особенно интенсивны в зоне мигрирующей южной границы снега, где агенты нивации (в системе лед – вода) исключительно агрессивны. В снежном покрове аккумулируются огромные объемы и массы воды, изымающиеся из влагооборота и поступающие при таянии снега в почвы (а в дальнейшем в атмосферу), в наземные и подземные воды. Высокое альбедо снега сильно снижает величины радиационного баланса. Затраты тепла на таяние и испарение замедляют наступление весны, меняют ход прогрева атмосферы. С другой стороны, снежное «одеяло» препятствует промерзанию почв и грунтов, гибели растений, животных, микрофауны.

Ряд исследователей считает снежный покров сезонным компонентом природы. Однако это вызывает сомнения на территориях с продолжительностью его существования, превышающей половину года, тем более ¾ года. Продолжительность наличия снежного покрова закономерно возрастает на равнинах в северном направлении, при этом на одних параллелях в азиатской части России снег сохраняется заметно дольше, чем в европейской. На юге Туранской равнины, в Крыму и Закавказье снег сохраняется от одной до четырех декад. Изолиния продолжительности существования в полгода проходит приблизительно через Архангельск – Средний Урал - Красноярск – Северо– Байкальское нагорье – Тынду – Хабаровск. Дольше всего - свыше 2/3 года – снежный покров сохраняется в заполярной части Западной и Средней Сибири, а также почти на всем Северо– Востоке Сибири.

Важнейшей характеристикой является средняя наибольшая декадная высота снежного покрова. В северной полосе она сравнительно невелика – как правило, меньше 50 см - в связи с малым количеством зимних осадков и уплотнением снега под влиянием частых и сильных ветров. На равнинах средней полосы снег достигает наибольшей мощности – от 30 до 90 см; здесь наибольшее количество зимних осадков и слабое уплотнение ветром снежного покрова, защищенного лесной растительностью.

Наименьшая высота снежного покрова наблюдается в южной полосе, что объясняется относительной мягкостью климата. В горах с возрастанием высоты закономерно удлиняется продолжительность сохранения снега и увеличивается его мощность, превышающая при благоприятной экспозиции склонов 1 – 1, 5 м.

Увлажнение. Приход осадков на поверхность суши является только одной – приходной – частью влагооборота. Расходной частью следует считать возможность данной территории возвратить выпавшую влагу в атмосферу и замкнуть внутренний влагооборот. Это осуществляется благодаря испарению – превращению воды в водяной пар. Распределение испарения по территории контролируется: а. величиной радиационного баланса поверхности, б. количеством воды, имеющейся на данной поверхности, то есть количеством осадков. Выше были установлены закономерности пространственного размещения обоих показателей. В итоге сохраняется широтнозональное размещение и испарения. Наибольшие величины (300 – 600 мм) наблюдаются в средней полосе территории. В северной полосе величина испарения снижается вследствие недостатка тепла при избытке влаги (150 – 300 мм). В южной полосе они тоже малы, но из- за недостатка влаги при избытке тепла (50 – 300 мм). Для устранения двойственности понятия испарения применяется термин испаряемость – условная теоретическая величина максимально возможного испарения с поверхности при допущении неограниченного запаса влаги. Этот показатель зависит только от количества тепла, расходуемого на испарение. Он наследует зональные закономерности размещения радиационного баланса: 250 – 300 мм в северной, 300 – 600 мм в средней и 1000 – 2500 мм в южной полосах.

Соотношение между приходной (осадки) и расходной (испаряемость) частями водного баланса и называется увлажнением. Предложены различные показатели увлажнения. Коэффициент увлажнения К – это отношение количества осадков (в мм) к испаряемости (в мм). При К, превышающем 1, фиксируется избыток, приблизительно равном 1 – оптимум и меньшем 1 – недостаток увлажнения. Этот показатель широко используется в средней школе. Средняя годовая разность осадков и испаряемости также доступна школьникам. Положительные значения этого показателя отражают избыток, близкие 0 - оптимум и отрицательные значения – недостаток увлажнения. Наиболее точным является радиационный индекс сухости, определяемый по формуле: К = R / (r L),где К – индекс сухости, R – радиационный баланс в ккал, r – осадки в мм; L – удельная теплота парообразования в ккал. Индекс менее 1 свидетельствует об избытке, приблизительно равный 1 – оптимуме и более 1 – недостатке увлажнения. Например, радиационный индекс сухости равен: в тундре – 0.3, в лесостепи – 1, в пустыне – 3. Это значит, что в тундре расходование всего радиационного баланса только на испарение позволяет испарить лишь 30% годового количества осадков, в лесостепи – все осадки и в пустыне - три их годовых суммы.

Распространение увлажнения по территории подчиняется зональности: в тундре, лесотундре, тайге оно избыточное; в южной тайге, хвойно– широколиственных и лиственных лесах, лесостепи близкое к оптимуму; в степи, полупустыне и пустынях недостаточное, с резким возрастанием дефицита увлажнения в южном направлении.

Климатическое и агроклиматическое районирование. В связи с разнообразием климатов Северной Евразии предложено много вариантов климатического районирования. В школьной практике широкое распространение получила генетическая схема районирования Б.П. Алисова. В основу выделения климатических поясов (единиц высшего ранга) им положен критерий господствующего географического типа воздушных масс, синтезирующих многие климатические характеристики. В таком случае роль границ поясов играют летние и зимние положения климатологических фронтов. Выделение климатических поясов производится с учетом комплекса критериев: роли подтипов (морских или континентальных) воздушных масс или степени их трансформации (атлантико– континентальные области, для которых характерны сильно трансформированные атлантические массы), характер рельефа (равнинные или горные области), характер растительности (лесные, степные и другие). Так же, но с учетом второстепенных отличий, производится выделение подобластей (третий ранг). Схема Б.П.Алисова хорошо иллюстрирует основные закономерности размещения климатов (зональность и провинциальность), но никак не отражает высотной поясности в горах; доступна пониманию школьников.

Крупным недостатком является полное отсутствие количественных критериев в легендах помещаемых в учебниках и пособиях картосхем. Б.П.Алисов приводит некоторые количественные характеристики (средние температуры по сезонам года, количество осадков, высота снежного покрова) в монографии, ставшей теперь библиографической редкостью. С учетом современных данных схема Б.П.Алисова уточнена и дополнена его ученицей Н.А. Мячковой. Количественные (суммарная радиация за год, разность осадков и испарения, сумма активных температур) и качественные (увлажнение + термика, растительность) характеристики сведены ею в таблицу– легенду.

Количественные характеристики широко используются в схеме А.А.Григорьева и М.И.Будыко. Единицы высшего ранга – климатические зоны - выделяются с учетом комплекса критериев: термических условий теплого периода года (они подразделяются в зависимости от значений суммы активных температур); условий увлажнения в течение года (показателем является индекс сухости); характера растительности (дающего название зоне). Для выделения единиц второго ранга – климатических областей используются различия среднеянварских температур и высота снежного покрова (или его отсутствие). Несомненное достоинство этой схема – опора на цифры. Она хорошо отражает все закономерности размещения климатов. Однако легенда карты (два ключа в форме таблиц) трудна для школьника, почему долгое время не использовалась в учебниках.

Практически те же характеристики (тепло- и влагообеспеченность), но с большей степенью детальности используются в схемах агроклиматического районирования. Дополняются они анализом качественных характеристик светообеспеченности растений и перечнем важнейших сельскохозяйственных культур, характерных для тех или иных подразделений схемы.

Тема 5. Внутренние воды.

Реки территории бывшего СССР относятся к бассейнам Северного Ледовитого, Атлантического, Тихого океанов и внутреннего стока. Они являются важным компонентом природы, тесно связанным с другими компонентами. Под влиянием геологического строения и рельефа закладываются направления речных русел, возникают особенности бассейна и многие характеристики речных вод. В свою очередь, реки являются важным агентом формирования морфоскульптуры.

Наиболее тесные связи устанавливаются между реками и климатом. В первую очередь под влиянием климата складываются гидрологические характеристики рек: питание и внутригодовой режим стока. Среди источников питания явно преобладает снег, что неудивительно для территории с суровым климатом. В зависимости от доли снегового питания в годовом стоке выделяются: реки почти исключительно снегового питания (свыше 80%), характерные для Прикаспийской низменности, севера Туранской равнины и Казахского мелкосопочника; преимущественно снегового питания (50 – 80%), распространенные на большей части Восточно– Европейской, Западно– Сибирской равнин, Средней Сибири и Дальнего Востока; смешанного питания с преобладанием снегового (35 – 50%), наблюдаемого в западных районах Украины, Беларуси, в Прибалтике, Карелии, юге Кольского полуострова, северо– западе европейской России, части Предкавказья, на Копетдаге, в бассейне Лены, в горах Алтая и Саян; на остальных территориях бывшего СССР снег тоже участвует в питании рек.

Дождевое питание присутствует на всей анализируемой территории, особенно в теплый сезон года. Севернее линии Минск – Пермь – Красноярск дождевое питание уступает только снеговому. Исключительное, преимущественное и преобладающее дождевое питание характерно для рек субтропического Закавказья; премущественно дождевое питание наблюдается в Приморье, Приамурье, Забайкалье, Восточном Саяне и Туве – под влиянием летнего муссона или его “отголосков” и малоснежья зим.

Ледниковое питание наблюдается только на коротких отрезках верховий рек, вытекающих из- под ледников высокогорий. Более распространено смешанное питание с преобладанием ледникового; это высокогорья Большого Кавказа, гор Средней Азии и Алтая. В связи со скудостью источников питания и низким гипсометрическим положением снеговой границы в Сунтар– Хаяте, а также таяния обширных наледей на равнинах выделяется район смешанного питания с преобладанием ледникового в Северо- Восточной Сибири.

Грунтовое питание присутствует по всей территории Северной Евразии, однако его роль снижается севернее линии Минск – Пермь – Красноярск. Южнее указанной границы на равнинах грунтовое питание выходит на второе место. В предгорьях Средней Азии и на Армяно– Джавахетском нагорье наблюдается смешанное с преобладанием грунтового питание рек. В обоих случаях области питания грунтовых вод находятся за пределами областей преобладания грунтового питания: в Малом, Большом Кавказе, Памиро– Алае и Тяньшане. Длительная миграция грунтовых вод осуществляется в рыхлых осадочных породах (Средняя Азия) или в трещиноватых эффузивах (Закавказье).

В зависимости от климата и контролируемого им питания рек находится внутригодовой режим стока рек. Для его анализа используются графики изменения средних расходов воды в течение года – гидрографы стока, в которых выделяются отрезки, соответствующие весеннему половодью, летним и осенним паводкам, зимней и летней межени. Выделяются три группы рек: реки с весенним половодьем, реки с весенне- летним паводком и реки паводочного режима. Явно преобладают реки первой группы, среди которых обособляются пять типов, отличающихся особенностями весеннего половодья.

Для рек казахстанского типа характерен очень высокий (превосходящий среднегодовой уровень воды в 70 раз) и кратковременный – немногим более двух недель - пик весеннего половодья. В остальное время реки несут ничтожное количество воды или пересыхают. Это объясняется господством исключительно снегового типа питания рек в условиях аридного климата (менее 400 мм осадков). Роль грунтового и дождевого питания ничтожна. Снежный покров держится 2 –3 месяца и достигает высоты менее 30 см. Аккумулированная в нем влага и составляет большую часть годового стока. Реки казахстанского типа исключительно маловодны; эталонными считаются протекающие в Казахском мелкосопочнике Нура и Сарысу.

Полноводные реки восточноевропейского типа отличаются высоким уровнем (превосходящим средний в 15 – 20 раз), кратковременностью (порядка месяца) и масштабностью половодья. Летняя межень прерывается и заканчивается осенью дождевыми паводками. Для зимней межени типичен особенно низкий уровень воды. Эталоном являются верховья Волги близ Твери.

Весеннее половодье на реках западносибирского типа вызывается сравнительно невысоким подъемом уровня воды над среднегодовым (в 5 раз), зато растягивается до двух месяцев и затапливает обширные площади. Равнинность поверхности, обширные болота и поймы поглощают огромные объемы талых вод и таким образом осуществляют естественную регуляцию стока. За эталон принята река Васюган.

Зато протекающие в условиях резко расчлененного рельефа реки восточносибирского типа имеют резкий пик быстро – за полмесяца – протекающего половодья (превосходящий средний уровень более чем в 10 раз). Половодье сменяется высокими летними дождевыми паводками. Осенней и зимней межени свойственны очень низкие уровни при почти полном отсутствии источников питания – вплоть до полного перемерзания живого сечения рек. За эталон приняты верховья реки Колымы.

Эталонной рекой алтайского типа считается река Томь в районе города Новокузнецка. Специфика весеннего половодья состоит в его многофазности и растянутости во времени (конец апреля – конец июня). Выявляются по меньшей мере три фазы, разделенные моментами снижения уровня половодья. Причина этого кроется в неодновременности таяния снега на разных высотных уровнях. Реки алтайского типа тяготеют к предгорьям Алтая, Кавказа, Памиро– Алая, Тяньшаня, Сахалина, исключительно многоводны, половодье иногда принимает катастрофический характер. На него иногда накладываются дождевые паводки, которые обычны для летне– осеннего времени. С ними перемежаются моменты летней межени. Зимняя межень выражена более четко.

Реки с паводком в теплую часть года делятся на два типа. Паводки рек дальневосточного типа обязаны происхождением дождевому питанию, роль которого возрастает в условиях муссонного климата. Малоснежная зима дает скудные количества талой воды, зато обильные летние дожди выпадают с мая по сентябрь включительно. В этот период наблюдается множество пиков подъема, разделенных периодами спада уровня в моменты ослабления дождей. Эталонной рекой являются верховья Зеи.

Реки тяньшаньского типа зависят от ледникового питания и свойственны высокогорьям Большого Кавказа, гор Средней Азии, Камчатки. Паводки длятся с апреля по сентябрь, постепенно повышаясь к июню – июлю по мере нарастания интенсивности таяния льдов, а затем снижаясь. Гидрограф стока в этот период напоминает пилу с обращенными вверх зубцами. Последние отражают колебания интенсивности таяния под влиянием кратковременных изменений погоды. За эталон приняты верховья Вахша.

Реки паводочного режима способны резко менять уровни воды независимо от времени года, что возможно для регионов с мягким климатом. Наименее связаны с климатом реки причерноморского типа, встречающиеся в предгорьях Западного Закавказья и Предкарпатья. Реки крымского типа (юг Крыма, Ленкоранская низменность), возникшие в условиях средиземноморского климата, подвержены паводкам преимущественно в холодную часть года. Зато на реках северокавказского типа (Восточное Предкавказье) паводки в условиях континентального режима осадков приходятся на теплый сезон. Эталонными реками паводочного режима являются соответственно Сочи, Салгир, Камбилеевка.

Озера – это чашеобразные водоемы, не являющиеся частью Мирового океана, но вместе с другими водоемами входящие в гидросферу. Каждое озеро представляет собой природно– аквальный комплекс (ПАК), то есть особую комплексную (ландшафтную) единицу типологического и регионального плана. Существует две основные характеристики озер: специфика озерной котловины (чаши, ложа) и особенности его водной массы.

По генезису озерной чаши выделяются котловинные впадины (тектонические, вулканические, дефляционные, термокарстовые, карстовые, каровые, ледниковые), плотинные (прибрежноморские, приречные, обвальные, антропогенные) и смешанные (ледниково– тектонические, карстово– тектонические и другие). Нередко образуются районы, в которых наблюдается множество котловин одинакового генезиса. Среди них четко выделяются озерные районы зональные (с озерами термокарстового, дефляционного, суффозионно– просадочного генезиса), к ним следует отнести и озерные районы, подчиняющиеся реликтовой зональности (ледниковые равнинные); высотнопоясные (каровые) и азональные (тектонические, карстовые, вулканические).

По особенностям водных масс выделяются озера соленые, солоноватые, пресные, что связано с полной, частичной бессточностью или с наличием стока. Независимо от этого в зависимости от содержания питательных веществ для водных организмов выделяются озера: дистрофные (бедные питательными веществами и кислородом), олиготрофные (малое количество питательных веществ при высоком содержании кислорода), мезотрофные (умеренное количество питательных веществ и кислорода), евтрофные (богатство питательными веществами, зимний дефицит кислорода, летом сильный прогрев и “цветение” воды за счет обилия планктона и бентоса).

Закономерности пространственного размещения озер. Для Северной Евразии характерно обилие озер. Среди них одни из крупнейших в мире по площади тектонические (Каспийское, Иссыккуль, Севан) и ледниково– тектонические (Ладожское, Онежское), уникальные по площади, глубине и объему тектонические (Байкал, Телецкое). Обычно множество озер сгруппированы в озерные районы. Среди зональных районов выделяются Западносибирский степной (остаточные озера: Чаны, Убинское, Силетытениз, Кулундинское, Кызылкак и другие, а также множество мелких мелководных озер суффозионно– просадочного генезиса; тундрово– лесотундрово– таежный (множество мелких и мелководных термокарстовых озер). Для альпийского пояса гор характерны многочисленные каровые озера.

Реликтово– зональные озерные районы сгруппированы на Северо- Западе Европейской России. Для реликтовой (плейстоценовой) зоны ледниковой экзарации характерны десятки тысяч крупных и глубоких тектонических многолопастных котловин сложной конфигурации, со сложным рельефом дна, обработанных ледником (Кольский полуостров и Карелия). В зоне моренной аккумуляции развились конечноморенные котловинные озера, характеризующие поозерья. Для них типичны сложнолопастная форма, относительно большие глубины (до 25 м) и многочисленность; примером может служить озеро Селигер. Наконец, отличительной чертой перигляциальных озер являются большая площадь при малых (редко более 8 м) глубинах с премущественно илистым, реже песчаным дном. Примером служит система Чудского и Псковского озер.

Озера Азово– Черноморского района относятся к прибрежноморским; это многочисленные лиманы, характерным примером которых является Сиваш. Для Горносреднеазиатского озерного района типично сочетание тектонических (Иссыккуль, Каракуль), обвально– плотинных (Сарезское, Яшилькуль) и бесчисленных каровых озер высокогорий. Многочисленные приречные, но откочевавшие далеко от Амура, сильно разросшиеся по площади и очень мелководные озера имеются в Нижне – и Среднеамурском районах. Только на Камчатке имеются кратерно– и кальдерно- вулканические (Кроноцкое, Курильское) озера; в том же районе встречаются лагунные озера (Нерпичье). Для Таймыро– Путоранского озерного района преобладающими являются тектонические озера (Таймыр, Кета, Лама, Пясино) нередко имеющие фьордообразную форму вследствие экзарационной обработки и моренного подпруживания рек (“путораны”).

Подземные воды подразделяются на верховодку, грунтовые и межпластовые напорные. Наиболее информативными являются грунтовые воды, располагающиеся в первом от поверхности постоянном водоносном горизонте. В их пространственном распределении выявляются зональные и азональные закономерности. Зональности подчинен ряд характеристик грунтовых вод: глубина залегания, температура, степень минерализации, состав минеральных примесей. Выделяются следующие зоны. а. Зона ультрапресных гидрокарбонатно– кремнеземистых вод, зеркало которых залегает близко к земной поверхности. Грунтовые воды сосуществуют с многолетней мерзлотой, что обусловливает их низкие температуры (не выше 5 градусов), вплоть до частичного промерзания зимой. Поскольку запасы грунтовых вод пополняются за счет просачивания атмосферных вод и частичного таяния многолетней мерзлоты, степень их минерализации очень низка. Зато содержание кислорода и органических веществ в водах исключительно велико. В итоге вода становится ядовитой для человека и животных. Зона занимает большую часть Азиатской России, где ее южная граница протягивается от северной оконечности Сихотэ- Алиня к устью Сунгари, далее уходит в пределы зарубежья, а затем по Енисею до 60- й параллели и выходит к Приполярному Уралу. В Европейской России эта граница протягивается до Мезенской губы. б. Зона пресных гидрокарбонатно- кальциевых и кремнеземистых вод, глубина залегания которых также мала, температура низка, содержание кислорода и органики значительно. Южная граница зоны проходит по линии Молдавия – Рыбинск – озеро Чаны – Красноярск. в. Зона пресных и слабозасоленых сульфатно– содовых, редко – хлоридных холодных вод с глубоким залеганием зеркала и очень малым содержанием органических веществ. Зона занимает юг Восточно– Европейской и Западносибирской равнин до северо– западной границы Прикаспийской низменности и до линии Волгоград – Омск - Алтай. г. Зона сильно соленых хлоридно– сульфатных и хлоридных теплых глубоколежащих грунтовых вод. Она располагается на Туранской равнине, Прикаспийской низменности и юге Западной Сибири.

Азональные закономерности размещения грунтовых вод возникают под влиянием литогенных факторов, приводящих к делению Северной Евразии на гидрогеологические бассейны равнин и гидрогеологические области горных территорий. Гидрогеологическим бассейнам присущи следующие признаки: расположение областей питания подземных вод по периферии, центростремительное движение вод с одновременным погружением на все большие глубины, изометричная в плане форма и значительные размеры. Классическим примером служит гидрогеологический бассейн Кузнецкой котловины, области питания которого располагаются в пограничных с Кузнецким нагорьем и Салаиром территориях, от которых подземные воды испытывают нисходящее движение к оси Кузнецкого прогиба, приблизительно совпадающие с руслом Томи, а затем вдоль оси к низовьям Томи с дальнейшей разгрузкой вод в пределы Западносибирского бассейна. Таким образом, бассейн Кузнецкой котловины, как и множество других, являются единицами второго ранга по отношению к громадному Западносибирскому гидрогеологическому бассейну. Области его питания приурочены к границам бассейна с Уралом, Казахским мелкосопочником, горами Южной Сибири и западным окраинам Среднесибирского плоскогорья. Нисходящее движение вод направлено к оси Западносибирской плиты с разгрузкой в Карское море.

В гидрогеологических горных областях области питания вод располагаются в осевой части складчатых структур, движение их нисходящее, центробежное, направленное в сторону соседних гидрогеологических бассейнов. Например, Уральская гидрогеологическая область разделяет бассейны Восточноевропейской и Западносибирской равнин. Как видим, азональные черты гидрогеологии (чередование бассейнов и областей) накладываются на зональную структуру.

Болота – это переувлажненные ландшафты с гидроморфными почвами и гидрофитной растительностью. Они подразделяются на олиготрофные, мезотрофные и евтрофные. Евтрофные или низинные болота пополняются влагой и питательными веществами (зольные элементы, азотистые вещества и др.) за счет главным образом грунтовых вод, а также атмосферных осадков. Растительность обильная и разнообразная: осоки, водно– болотное разнотравье в травяных болотах; береза пушистая, ольха, ивы в лесных болотах; зеленые гипновые мхи на моховых болотах. Растительность олиготрофных или низинных болот, питающихся только за счет атмосферных вод, обедненных зольными элементами, бедна. Господствуют сфагновые мхи, к которым примешиваются болотные кустарнички (вереск, багульник, голубика, клюква, карликовая березка). Мезотрофные или переходные болота имеют более высокую зольность. Травянистая растительность менее обильна по сравнению с эвтрофной, сосуществуют сфагновые и гипновые мхи. Различаются болота и по характеру мезорельефа.

Болота имеются во всех природных зонах, они характерны для интразональных ландшафтов. Заболоченность в тундрах достигает 50%, в них преобладает минеральное вещества и мало торфа, так как мало органического вещества и оно при низких температурах медленно разлагается. Широкое распространение процессов криогенного рельефообразования способствует сосредоточению торфа в определенных формах микрорельефа (ядра бугров пучения, морозобойные трещины).

Наибольшая степень заболоченности свойственна лесной зоне, особенно среднетаежной подзоне, где она достигает 80% и где сосредоточено огромное количество торфа. В лесостепной и степной зонах степень заболоченности снижается до 1 –10%, они сосредоточены в долинах и низовьях рек, где образуются плавни. В связи с оптимальным и недостаточным увлажнением возрастает роль низинных болот. В пределах полупустынь и пустынь болота сосредоточены в поймах и особенно дельтах крупных рек, где обычно формируются ландшафты тугаев. На широтнозональные закономерности распространения болот накладываются провинциальные, обусловленные воздействием литогенных факторов.

Долгое время болота считались безусловным злом, с которым надо решительно бороться. Постепенно возникло мнение о положительном ландшафтообразующем значении болот. Неоценима их водоочистная и водоохранная роль. Болотные ландшафты являются местообитаниями сообществ растений и животных, гибнущих или сокращающихся при уничтожении болот.