Лекция 1 Общий обзор природы СНГ

Имени Франциска Скорины»

Г. Г. Ермакова

Физическая география России и сопредельных государств

Курс лекций

В 2 частях

Часть 1

Гомель 2009

УДК 911.2 (470) (4) (075.8)

ББК 26.82 (2РОС) (4) я 73

Е 721

Рецензенты:

Г.Н.Каропа, доцент, кандидат педагогических наук;

кафедра географии учреждения образования «Гомельский государственный университет имени Франциска Скорины»

 

 

Рекомендовано к печати научно-методическим советом учреждения образования «Гомельский государственный университет имени Франциска Скорины»

 

 

Ермакова, Г. Г.

 

Е 721 Физическая география России и сопредельных государств: курс лекций для студентов специальности 1-31 02 01 02 «География (научно-педагогическая деятельность)» / Г. Г. Ермакова; М - во образ. РБ, Гомельский гос. ун-т им. Ф. Скорины. – Гомель: ГГУ им. Ф. Скорины, 2009. – 89 с.

 

ISBN

 

Целью курса лекций является оказание помощи студентам в усвоении материала дисциплины «Физическая география России и сопредельных государств».

Курс лекций адресован студентам специальности 1–31 02 01 02 «География (научно-педагогическая деятельность)».

 

 

УДК 911.2 (470) (4) (075.8)

ББК 26.82 (2РОС) (4) я 73

 

ISBN © Ермакова Г. Г., 2009

© УО «Гомельский госуниверситет им.Ф.Скорины», 2009

 

Министерство образования Республики Беларусь

Учреждение образования

«Гомельский государственный университет

Имени Франциска Скорины»

Г. Г. Ермакова

Физическая география России и сопредельных государств

Курс лекций

для студентов специальности 1-31 02 01 02 «География (научно-педагогическая деятельность)»

В 2 частях

Часть 1

УО «ГГУ им.Ф.Скорины»

Гомель

СОДЕРЖАНИЕ

Введение
Лекция 1	Общий обзор природы СНГ
Лекция 2	Климатические условия
Лекция 3	Внутренние воды
Лекция 4	Почвы, растительность и животный мир
Лекция 5	Антропогенные изменения на территории СНГ
Лекция 6	Моря Северного Ледовитого океана
Лекция 7	Дальневосточные моря Тихого океана
Лекция 8	Европейские моря Атлантического океана и Каспийское море
Литература

Введение

 

Физическая география СНГ изучает природную среду как сферу жизнедеятельности населения в пределах указанных государствен­ных образований. Объектом ее исследования выступают при­родные территориальные комплексы (геосистемы) изучаемой территории. К ним, в частности, относятся выделы региональ­ного уровня от ландшафтной провинции до физико-географичес­кой страны включительно. Природную среду, представляющую собой сочетание геосистем разных рангов, изучают многие есте­ственные науки, в том числе региональная физическая геогра­фия, причем каждая наука ее рассматривает в строго определен­ном аспекте.

Целью курса лекций является оказание помощи студентам в усвоении материала дисциплины «Физическая география России и сопредельных государств».

Курс лекций адресован студентам специальности 1-31 02 01 02 «География (научно-педагогическая деятельность)».

 

Лекция 1 Общий обзор природы СНГ

1.1 Орографическое положение и границы

1.2 Особенности устройства поверхности

1.3 Тектоника и ее отражение в рельефе

1.4 Рельефообразующие процессы

 

Рельефообразующие процессы

Современный рельеф повсеместно есть результат взаимодей­ствия эндогенных и экзогенных процессов в течение геологичес­ки длительного времени.

Роль эндогенных процессов в формировании рельефа. Сре­ди важнейших эндогенных процессов, определивших основные черты современного макрорельефа, выделяются прежде всего новейшие тектонические (неотектонические) движения и вулка­низм. Неотектонические движения – это ритмичные колебатель­ные движения тектонических структур разных рангов, оказав­шие влияние на формирование современного рельефа. Время их проявления в достаточно крупных структурах охватывает четвертичный период и неоген, а в ряде случаев также палеоген и даже часть мезозоя.

Чешский исследователь 3. Кукол (1987) полагает, что средняя скорость поднятий в течение всей эпохи орогенеза (не менее не­скольких миллионов лет) равна приблизительно 0,4–0,6 мм/год, а в относительно стабильных областях – не более 0,1 мм/год. Одна­ко за более короткие отрезки времени (например, за последние 2000 лет) поднятие геологически молодых структур в горах в от­дельных случаях достигало 10 мм/год. К таким тектонически ак­тивным районам, вероятно, можно отнести осевую часть Большого Кавказа, большую часть Памира, южную окраину Тянь-Шаня.

В результате неотектонических движений возникли мощные горные системы сконтрастным рельефом, их высоты возросли за неоген и четвертичный период более чем в 2 раза. Суммарное новейшее поднятие в хребтах Памира и Тянь-Шаня, по-видимо­му, в отдельных районах составило около 500 м, а общее погру­жение в прилегающих Ферганской и Таджикской котловинах несколько превысило 3000 м. Относительно слабее новейшие дви­жения проявились на Кавказе, еще меньше их интенсивность была в горах Сибири и Дальнего Востока. На равнинах как под­нятие, так и погружение не выходило за пределы нескольких сот метров.

В современную эпоху тектонические движения наиболее сильно проявляются при землетрясениях. При этом разрушительные землетрясения интенсивностью 8–9 баллов по 12-балльной шка­ле наблюдаются в горах Средней Азии (Копетдаг, Памир, Тянь-Шань, Джунгарский Алатау), Кавказа, Крыма, а также на Ал­тае, в Туве, Восточном Саяне, Прибайкалье, Становом нагорье и хребте (нагорье) Черского. Наиболее сильные землетрясения (ме­стами более 9 баллов) периодически повторяются в юго-восточ­ных районах Камчатки и на Курильских островах, при этом в прибрежных водах наблюдаются подводные землетрясения (мо­ретрясения), вызывающие гигантские волны (цунами).

Менее значительные землетрясения силой 5–7 баллов довольно обычны на равнинах, прилегающих к сейсмически активным горам в зоне удаления от подножия последних до 100–250 км. Древние и молодые платформы, а также Урал и Казахский мелкосопочник отличаются слабой интенсивностью землетрясений, которая здесь обычно не превышает 5 баллов.

Формирование горного рельефа нередко сопровождалось ак­тивным вулканизмом и образованием разнообразных вулканических форм в горной части Закавказья, на Камчатке, Корякс­ком нагорье, Курильских островах. Небольшие потухшие вулка­ны отмечаются также в отдельных районах Восточного Саяна, Забайкалья и Северо-Восточной Сибири. Величественные вулка­ны Эльбрус (5642 м) и Казбек (5033 м) поднимаются на Большом Кавказе. Среди многих вулканов Камчатки возвышается Клю­чевская Сопка (4750 м).

Рельефообразующее значение экзогенных процессов. Экзогенные процессы повсеместно на суше предопределяют образование скульптурных, т.е. относительно мелких форм рельефа. Среди экзогенных процессов по своей рельефообразующей роли прежде всего выделяются четвертичные оледенения, деятельность водотоков, aккyмyляция континентальных осадков во внеледниковых областях и морские трансгрессии.

Четвертичные оледенения. В условиях контрастногорельефа в конце плиоцена – начале четвертичного периода в Северной Евразии произошло существенное похолодание климата, сопровождавшееся неоднократными оледенениями. При этом в ледниковые эпохи имели место интенсивные извержения вулканов взрывного типа (И. В. Мелекесцев, 1980).

По исследованиям ученых Института географии РАН, наи­более древним оледенением Северной Евразии было эоплейстоценовое преддонское (мичуринское) оледенение, установ­ленное по разрезам четвертичных отложений на Окско-Донской равнине. Затем после значительного перерыва во второй половине нижнего плейстоцена последовало максимальное донское оледенение Восточно-Европейской равнины, во время" которого ледниковый покров занимал практически всю Окско-Донскую равнину и, по-видимому, значительную часть Приднепровской низменности. Это оледенение в Восточной Европе превосходило по площади все последующие оледенения плейстоцена, включая днепровское оледенение. В конце нижнего плейстоцена наступило окское (шайтанское) оледенение. В среднем плейстоцене последовали днепровское (самаровское) и московское (тазовское), а в верхнем плейсто­цене ранневалдайское (раннезырянское) и поздневалдайское (сартанское) оледенения.

Четвертичные оледенения на Восточно-Европейской равнине и в Сибири отличались метахронностью (некоторой несогласованность во времени). При этом распространение ледников на юг в целом уменьшалось по мере нарастания континентальности климата. Наиболее благоприятные условия для материковых оледенении в плейстоцене складывались на Восточно-Европейской равнине, где во время днепровского оледенения льды по Приднепровской низменности распространялись на юг почти до 48° с.ш. На Окско-Донской равнине донской ледник захо­дил несколько южнее 50° с.ш. Однако на Западно-Сибирской равнине материковые льды продвигались лишь немного юж­нее 60° с.ш. во время самаровского оледе­нения, а на Средне­сибирском плоскогорье южная граница этого оле­денения отступала к северу и в бассейне реки Оленек находилась севернее по­лярного круга. Восточнее следы материковых плейсто­ценовых оледенений не обнаружены.

В ледниковые эпохи плейстоцена оледенение в горах Северо-Восточной и Южной Сибири, Средней Азии и Кавказа по площа­ди было несравненно больше современного. В частности, на за­падных склонах Верхоянского хребта горные ледники местами достигали подножий гор.

Плейстоценовые ледники как на равнинах, так и в горах создавали специфические формы рельефа. Так, в областях накопления и растекания масс льда.(Фенноскандия, Новая Земля, се­рверная часть Урала, горы Бырранга и плато Путорана) создавались экзарационные формы – котловины и ложбины выпахивания, а также курчавые скалы, в районах, где происходило замедление растекания льда возникали аккумулятивные формы – моренные равнины, моренные холмы и гряды, а близ краевых частей ледниковых покровов, в местах интенсивного таяния льда появлялись водно-ледниковые равнины, зандровые поля, камы и озы.

Деятельность водотоков. Контрастный рельеф, предопре­деленный новейшими тектоническими движениями и вулканизмом, в условиях достаточного увлажнения способствовал, развитию интенсивной деятельности рек и временных водотоков, осо­бенно в межледниковые периоды и в голоцене. В горах и на возвышенностях равнин это приводило к развитию эрозионного рельефа, а в межгорных котловинах, в предгорьях и понижениях, лежащих среди равнин, – к аккумуляции наносов и образова­нию пролювиальных, аллювиальных и озерно-аллювиальных равнин.

Аккумуляция континентальных осадков во внеледниковых областях. В условиях аридного климата в некоторых регионах Евразии в плёйстоцене развивался специфический процесс лёссообразования, по мнению Л.С.Берга, в определенной мере подобный почвообразованию. Он протекал в довольно мелких по механическому составу (близких к пылеватым) рыхлых породах. В результате формировались толщи лёсса и лёссовидных пород в частности, в степных и лесостепных ландшафтах на юге Вос­точно-Европейской равнины, Западной и Средней Сибири, а так­же в предгорных районах Средней Азии. В местах развития этих пород сформировался своеобразный равнинный рельеф с суффозионными западинами, которые образуются вследствие выщелачивания и выноса вещества из лёссовых пород в растворенном и во взвешенном состоянии.

Морские трансгрессии. Тектонические движения, колеба­ния уровня Мирового океана, а также уровней крупных внутрен­них (замкнутых) водоемов предопределили развитие морских трансгрессий и регрессий в новейшее время.

В среднем олигоцене море занимало равнинные террито­рии Средней Азии, южной части Казахстана и Восточно-Евро­пейской равнины. Но начавшееся альпийское горообразова­ние сопровождалось поднятием равнин и постепенным отсту­панием моря в верхнем олигоцене и неогене в сторону совре­менных Каспия и Черного моря. На фоне этой крупной рег­рессии имели место несколько трансгрессий в неогене и червертичном периоде.

При максимальном распространении четвертичных трансгрес­сий морские воды со стороны Северного Ледовитого океана достигали Сибирских Увалов Западно-Сибирской равнины, залива­ли Северо-Сибирскую низменность и глубоко проникали по древним долинам северных рек Восточно-Европейской равнины. Следы трансгрессий сохранились на берегах Балтийского моря. Чет­вертичные трансгрессии оставили после себя характерный рель­еф плоских морских равнин.

 

Климатообразующие процессы

 

Формирование климатических условий территории СНГ на­ходится в зависимости от ее размещения в основном в умерен­ных и полярных широтах, а также от устройства поверхности, при котором обширный массив равнин открыт для воздушных масс, поступающих с севера и запада, т.е. с Северного Ледовито­го и Атлантического океанов. В то же время горные поднятия на юге и востоке практически исключают проникновение воздуш­ных масс со стороны Индийского океана и в значительной мере ограничивают их вхождение с Тихого океана.

К основным климатообразующим процессам на территории СНГ относятся радиационные процессы, циркуляция воз­душных масс и атмосферный влагооборот.

Радиационные процессы. Климатические условия террито­рии тесно связаны с величиной суммарной солнечной радиации, поступающей к земной поверхности в течение года, и ее пре­вращениями. На равнинах ее показатель возрастает с севера на юг от 2500 МДж/м² в год на Земле Франца-Иосифа до 6700 МДж/м² в год на юге Средней Азии. В горах по сравнению с прилегающи­ми равнинами эта величина обычно становится несколько боль­ше. В то же время на Дальнем Востоке в результате усиления облачности отмечается ее снижение относительно внутриматериковых регионов.

Преобладающая часть поступающей к земной поверхности за год солнечной радиации отражается или расходуется на эффек­тивное излучение. При этом величина годового радиационного баланса земной поверхности на территории СНГ в целом с севера на юг увеличивается.

На льдах арктических морей она отрицательная и составляет около –100 МДж/м² в год. Но на тех же широтах в местах, где земная поверхность летом освобождается от снега и льда, со­ставляет 300-400 МДж/м² в год. Постепенно возрастая к югу, она приближается во влажных субтропиках Закавказья к 2500 МДж/м² в год.

Однако во внутренних районах пустынь Средней Азии отме­чается некоторое снижение величины годового радиационного баланса по сравнению с лежащими севернее полупустынями. Это в основном связано со значительным увеличением эффективного излучения в пустынях.

Энергия годового радиационного баланса земной поверхности гумидных ландшафтов, а также лесостепей и степей идет пре­имущественно на испарение, а в резко аридных ландшафтах – полупустынях и пустынях – главным образом на теплообмен с атмосферой.

Поле атмосферного давления и циркуляция воздушных масс. На территории СНГ поле атмосферного давления представ­ляет собой изменяющуюся по сезонам года систему областей вы­сокого и низкого давления (центров действия атмосферы), которые характеризуются преобладанием циклонической или антициклонической деятельности.

Зимой на большей части, пространства от арктических морей, омывающих северное побережье Евразии, до южных рубежей Закавказья и Средней Азии устанавливается высокое атмосфер­ное давление. Зимой здесь хорошо развит азиатский максимум атмосферного давления, центр которого лежит в Туве и сопредельных районах Монголии. Среднее давление воздуха в январе на уровне моря составляет более 1040 гПа. Отсюда широкий от­рог высокого давления направляется в сторону Северо-Восточной Сибири, причем в районе Оймяконского нагорья выделяется ме­стный максимум. Другой отрог высокого давления отходит от азиатского максимума на запад в полосе 45 – 50° с.ш., образуя на юге Восточно-Европейской равнины "большую ось" высокого давления и одновременно ветрораздел (по А. И. Воейкову).

Формированию, азиатского максимума благоприятствует уст­ройство земной поверхности. Обширные котловины и долины Тувы и северной части Монголии лежат среди высоких хребтов, что способствует застаиванию и охлаждению воздуха зимой.

Ложбина низкого давления (1003–1012 гПа), идущая от ис­ландского минимума, в январе охватывает Баренцево и Карское моря, но восточнее постепенно выклинивается.

Северо-восточная окраина Азии, прилегающая к Берингову и Охотскому морям, зимой находится в пределах краевой части алеутской депрессии. В связи с этим среднее давление воздуха в январе на юге Камчатки и на севере Курильских островов пада­ет ниже 1003 гПа.

Зимой севернее азиатского максимума и его отрогов домини­руют южные и юго-западные ветры, а на Восточно-Европейской равнине, южнее оси Воейкова, господствуют восточные.

Летом, в июле, атмосферное давление на побережье Северно­го Ледовитого океана составляет около 1009 гПа на всем протя­жении от Ямала до Чукотки. Отсюда по направлению к южным районам Средней Азии и Сибири оно снижается до 1006–1003, а на юге Памира до 1000 гПа. В то же время от Балтийского моря до Черного, западнее линии Вильнюс–Херсон, давление стано­вится более 1012 гПа. Поступающие периодически со стороны азорского максимума антициклоны летом образуют на юге Вос­точно-Европейской равнины полосу слабо выраженного повышен­ного давления, прослеживающуюся по линии Кишинев – Уральск.

В летнее время на севере СНГ, на большей части Сибири, Ка­захстана и Средней Азии доминируют северные, на Дальнем Вос­токе – юго-восточные и восточные ветры, а на Восточно-Европейс­кой равнине южнее 60° с.ш. – западные и северо-западные.

На территории СНГ в течение года циркулируют шесть ос­новных типов воздушных масс.

Континентальный воздух умеренных широт господствует на большей части СНГ. Некоторое исключение составляют районы Средней Азии, Закавказья и Дальнего Востока. Этот воздух обра­зуется преимущественно в результате трансформации воздушных масс, поступающих с Атлантического, Северного Ледовитого, в меньшей мере Тихого океана, а также отчасти со стороны Иран­ского нагорья и Центральной Азии. Для него характерна сравни­тельно низкая температура зимой (средняя месячная температу­ра в январе в зависимости от местных условий колеблется при­мерно от –10 до –50°С) и довольно высокая летом (средняя темпе­ратура июля от 13 до 25°С). Парциальное давление водяного пара (абсолютная влажность) воздуха в январе увеличивается по мере возрастания температуры в среднем в пределах от 1,5 до 5 гПа, а относительная влажность достигает 75–85%. В июле эти показатели соответственно составляют 11-16 гПа и 60 – 72 %.

Морской воздух умеренных широт поступает на западе с Ат­лантического, а на востоке с Тихого океана. Зимой это относи­тельно теплый воздух, отличающийся от континентального уме­ренного воздуха более высокими показателями влагосодержания и относительной влажности. Напротив, летом он обладает срав­нительно низкой температурой и высокой относительной влаж­ностью при значительном влагосодержании. При продвиже­нии в глубь континента морской воздух постепенно нагрева­ется и дополнительно увлажняется, трансформируясь в кон­тинентальный.

Континентальный арктическийвоздух формируется над ледяными полями Арктики. Обладая большой мощностью по вертикали (до 2000 м), он может в отдельных случаях распрост­раняться зимой над поверхностью снежного покрова на юг до Большого Кавказа и гор Средней Азии. При этом его трансфор­мация протекает слабо. Этот воздух отличается низкой темпера­турой (зимой около -30°С), высокой относительной влажностью (85–90%) и малым влагосодержанием. В теплое время года он трансформируется (прогревается и дополнительно увлажняется) в континентальный воздух умеренных широт в тундре и лесотун­дре.

Морской арктический воздух формируется над свободными от льда акваториями Арктики. Он обладает отрицательной (но более высокой, чем континентальный арктический воздух) тем­пературой и большой относительной влажностью. Однако влагосодержание его невелико. Этот воздух наиболее часто вторгается в северные районы Восточно-Европейской и Западно-Сибирской равнин в переходные сезоны года в циклонах, сопровождающих­ся свежими ветрами и снегопадами.

Континентальный тропический воздух вторгается в южные районы СНГ со стороны Иранского нагорья, Малой Азии, Ара­вии и Северной Африки, летом – с Балкан. Кроме того, он обра­зуется в летнее время на территории пустынь Средней Азии, осо­бенно южнее Аральского моря, и отчасти на юге Восточно-Евро­пейской равнины в результате трансформации континентально­го воздуха умеренных широт. Для него характерны высокая тем­пература и значительное влагосодержание при низкой отно­сительной влажности, а также нередко значительная запылен­ность. Летом он иногда проникает в пределы Восточно-Европей­ской и Западно-Сибирской равнин до 55° с.ш.

На юге Дальнего Востока этот тип воздушной массы летом заходит из Центрального Китая и Монголии.

Морской тропический воздух проникает зимой и летом в юго-западные и западные районы Украины из области азорского мак­симума, проходя при этом через Средиземное море. Он обладает высокими показателями температуры, влагосодержания и отно­сительной влажности. Этот тип воздуха проникает иногда летом в южные районы Дальнего Востока со стороны Тихого океана.

Взаимодействие воздушных масс, существенно различающихся по температуре и влагосодержанию, приводит к образованию циклонов и атмосферных фронтов. На севере Евразии, где аркти­ческие воздушные массы соприкасаются с воздухом умеренных широт, прослеживается арктический фронт, а южнее в результа­те взаимодействия тропических воздушных масс с воздухом уме­ренных широт выражен полярный фронт. При этом арктический фронт зимой может смещаться от окраинных морей Северного Ледовитого океана до северных предгорий Кавказа и гор Средней Азии. Летом же в связи с интенсивной трансформацией аркти­ческого воздуха над сушей этот фронт лишь в редких случаях смещается на юг до подтаежных лесов, например на Восточно-Европейской равнине. Полярный фронт зимой обычно находит­ся близ южных рубежей Закавказья и Средней Азии. Летом он на значительном протяжении размыт, но на Восточно-Европейс­кой и Западно-Сибирской равнинах местами фиксируется, сме­щаясь на север до 55° с.ш. В то же время на Дальнем Востоке этот фронт иногда может располагаться несколько северо-запад­нее низовья Амура (около 50° с.ш.).

Циклоническая деятельность проявляется как на атмосфер­ных фронтах, так и вне их. Так, в частности, циклоны развива­ются в зонах взаимодействия морского умеренного воздуха с кон­тинентальным умеренным на Восточно-Европейской равнине ле­том, а на Дальнем Востоке летом и зимой.

Антициклоны зимой идут в основном от Баренцева и Карско­го морей на юго-восток до Казахского мелкосопочника и Байка­ла, летом преимущественно с Атлантики на восток.

Атмосферный влагооборот. Над территорией СНГ в гигант­ских масштабах происходит обмен атмосферной влагой между регионами посредством горизонтального и вертикального ее пе­реноса.

При господствующем перемещении воздушных масс с запада на восток атлантическая влага, поступающая через Восточно-Европейскую равнину и Кавказ, участвует во внутреннем влагообороте, причем часть ее неоднократно выпадает в виде осадков и вновь испаряется с поверхности суши. В сущности, осадки вы­падают как из пара адвективного (т.е. принесенного извне), так и местного.

Влагосодержание атмосферы находится в прямой зависимос­ти от температуры воздуха. Зимой, в январе, когда суша в уме­ренных и полярных широтах покрыта снегом, испарение с зем­ной поверхности резко снижается. В это время Атлантический океан выступает практически единственным источником влаги.

В Северо-Восточной Сибири (бассейны рек Индигирки, Яны и частично Лены) влагосодержание атмосферы в январе снижается до крайне малых значений и составляет около 2 мм слоя воды. Оно увеличивается при следовании на юго-запад и во влажных субтропиках Закавказья и юго-восточной части Туркменистана достигает 11 мм слоя воды. На Дальнем Востоке от Чукотки до залива Петра Великого влагосодержание не превышает 3–5 мм слоя воды.

Летом влагосодержание атмосферы определяется поступлением влаги с притекающими воздушными массами, особенно с Атлан­тического океана, а также в результате довольно интенсивного испарения с поверхности суши. Влагосодержание атмосферы в июле на арктических островах (Земля Франца-Иосифа, Северная Земля и др.) составляет около 14 мм, по направлению к югу оно постепенно увеличивается до 26–28 мм в лесостепях и степях, в пустынях местами снижается до 20 мм, но во влажных субтро­пиках Закавказья, на юго-западе Туркменистана (на побережье Каспия) и на юге Дальнего Востока возрастает до 34-38 мм слоя воды.

Интенсивность переноса атмосферной влаги зависит от двух переменных – скорости перемещения воздушных масс и их влаго­содержания. Она определяется количеством водяного пара, переносимого за единицу времени в атмосфере через сечение еди­ничной ширины (килограмм на метр в секунду).

Величина средней годовой интенсивности переноса атмосфер­ной влаги в Северо-Восточной Сибири (бассейн Индигирки и вер­хней части бассейна Яны) обычно не превышает 50 кг • м/с. При следовании отсюда в юго-западном направлении этот показатель увеличивается и западнее линии Финский залив – Аральское море – западная часть Копетдага становится более 120 кг • м/с в Предкавказье и в ряде районов западного и восточного побере­жий Каспия достигает 140 кг • м/с. Примерно такие же значения интенсивности переноса влаги в атмосфере на юге Сихотэ-Алиня и Курильских островов. Однако она резко снижается в высоко­горных районах, в частности, на юге Памира составляет менее 40 кг • м/с.

Зимой интенсивность переноса влаги в атмосфере сильно сни­жается. Средняя январская ее величина восточнее линии Онежс­кое озеро – Алтай не превышает 20–50 кг • м/с, западнее стано­вится больше и в Предкавказье доходит до 100 кг • м/с. Летом, напротив, она сильно возрастает и в Северо-Восточной Сибири держится не ниже 100–120, на берегах Каспия около 200, а на юге Сихотэ-Алиня достигает 300 кг • м/с.

Атмосферный влагооборот тесно связан с такими составляю­щими водного баланса суши, как речной сток и испарение. Для замкнутого речного бассейна в среднем за многолетний период баланс горизонтального влагопереноса за год равен величине сум­марного речного стока или разности атмосферных осадков и ис­парения.

Соотношение между количеством влаги, циркулирующей в атмосфере, и суммарным речным стоком в среднем за год на тер­ритории СНГ существенно изменяется с запада на восток. По расчетам Л.П. Кузнецовой (1983), на Восточно-Европейской рав­нине и Кавказе в целом суммарный речной сток составляет око­ло 12% от объема влаги, переносимой в атмосфере. В сточной части Срединного региона (Западно-Сибирская равнина, Казах­стан и Средняя Азия) этот показатель снижается до 8%, а в Восточном регионе (Средняя и Северо-Восточная Сибирь и Даль­ний Восток), где влагосодержание атмосферы мало и атмосфер­ный влагоперенос ослаблен, достигает 49%.

В среднем за год на территории СНГ переносится с запада на восток 11 000–12 000 км³ атмосферной влаги. При этом суммар­ный речной сток, равный в среднем 4300 км³ за год, составляет 36% от общей величины атмосферного влагопереноса. Восточно-Европейская равнина, Урал, Кавказ и Срединный регион в це­лом за год обладают положительным балансом влаги, поступаю­щей главным образом со стороны Атлантического океана. Ее из­быток сбрасывается в пределы Восточного региона. На побере­жье Северного Ледовитого океана восточнее мыса Челюскин, на берегах морей Тихого океана и на южных рубежах Дальнего Востока и гор Южной Сибири сток атмосферной влаги превыша­ет ее приток. Исключение составляют территория, лежащая меж­ду северными отрогами Большого Хингана и Буреинским хреб­том, побережье залива Петра Великого и западная окраина Кам­чатки, где преобладает приток атмосферной влаги.

 

Лекция 3 Внутренние воды

3.1 Реки, озера, болота

3.2 Подземные воды

3.3 Многолетняя мерзлота

3.4 Современное оледенение

 

Реки, озера, болота

 

К внутренним водам относятся реки, озера, болота, подзем­ные воды и ледники. Они являются компонентами ландшафтов, в пределах которых происходит их формирование и развитие. Обычно решающее влияние на состояние внутренних вод ока­зывают климат и геолого-геоморфологическая основа терри­тории. Роль биоты (совокупности всех живых существ – рас­тений, животных и микроорганизмов) и почвы при этом за­метно скромнее.

Внутренние воды в той или иной мере несут в себе реликто­вые черты, унаследованные от прошлых геологических эпох. Нередко долины крупных рек, котловины значительных озер, артезианские бассейны были заложены многие тысячи и даже миллионы лет тому назад в условиях природной среды, суще­ственно отличной от современной.

Формирование внутренних вод тесно связано с водным балан­сом, который для территории СНГ в среднем за многолетний пе­риод характеризуется следую­щими показателями за год в км³ (мм слоя): осадки 10 960 (500), полный речной сток без транзитной его части – 4350 (198), испа­рение – 6610 (302). Соответственно 39,7% годовой суммы осад­ков идет на формирование стока, а 60,3% – на испарение.

Вместе с тем водный баланс существенно изменяется по ланд­шафтным зонам и отдельным регионам. В результате антропо­генного воздействия (зяблевая вспашка, задержание снега на полях, создание полезащитных лесных полос в степях и лесостепях и т.д.) может изменяться соотношение между испарением и полным речным стоком.

На территории СНГ находится около 2 940 000 рек. Подавля­ющее большинство (почти 99%) рек относится к категории самых малых (длиной до 25 км), больших рек (длиной более 500 км) всего 280.

Преобладающая часть территории СНГ имеет уклон к северу. В связи с этим большинство рек несет свои воды в моря Северно­го Ледовитого океана. Бассейны этих рек занимают несколько более половины территории СНГ. Почти 1/4 часть территории приходится на долю бассейнов рек Тихого и Атлантического оке­анов, примерно столько же относится к областям внутреннего (замкнутого) стока (Арало-Каспийский бассейн и др.).

Средний многолетний годовой сток рек на равнинах СНГ в зависимости от местных климатических условий подвержен значительным колебаниям. Наименьший его показатель ме­нее 0,1 л/с • км² отмечается в пустынях Средней Азии, где годо­вой слой стока не превышает 1-3 мм. Отсюда по мере продвиже­ния на север он увеличивается и достигает в северной тайге Восточно-Европейской равнины 12 л/с • км² (около 380 мм). При даль­нейшем следовании на север сток снижается. Так, в тундрах на севере Ямала он уже не превышает 6 л/с • км² (189 мм слоя за год).

В горах, особенно на наветренных склонах, средний много­летний сток значительно больше, чем на прилегающих равни­нах. Так, в отдельных западных районах Полярного и Припо­лярного Урала, на северо-западе Алтая, на западе Восточного Саяна и даже на западе Тянь-Шаня и северо-западе Памира сток местами превышает 30 л/с • км², а в западных частях Большого и Малого Кавказа он более 60 л/с • км² (1890 мм за год).

Наиболее крупные реки СНГ относятся к бассейну Северного Ледо­витого океана. Из них самая многоводная – Ени­сей (средний годовой расход в устье 19 800 м³/с), наиболее длин­ная – Лена (4400 км), а по площади бассейна на первом месте стоит Обь (2 990 000 км²).

На равнинах СНГ при сохранении развитой естественной ра­стительности относительно слабый речной сток предопределяет в общем невысокую интенсивность современной эрозии суши. По данным М. И. Львовича и других (1989), в тундрах, лесотундрах и лесах сток наносов составляет 1–5 т/км² (0,0005–0,0025 мм слоя) за год. В лесостепях и степях при значительной распаханности территории он резко возрастает на возвышенностях Сред­нерусской и Приволжской, достигая местами 100 т/км² (0,05 мм) за год. В полупустынях этот показатель подвержен резким коле­баниям, в частности, в зависимости от величины речного стока и других местных условий.

В горах увеличение речного стока, по сравнению с прилегаю­щими равнинами, сопровождается усилением интенсивности эро­зии. Сток наносов в горных районах Кавказа достигает 1000 т/км², в Средней Азии 1000–2000 т/км² (0,5–1,0 мм слоя) за год.

На территории СНГ, согласно М. И. Львовичу (1974), по пре­облада­ющему источнику питания и сезону половодья выделяют­ся четыре категории рек.

Реки снегового питания с весенним (в Сибири нередко с летним) половодьем. Реки этой категории характерны для се­верной части Евразии, где зимой формируется устойчивый снеж­ный покров. При этом для рек сухих степей, полупустынь и от­части северных пустынь свойственно почти исключительно сне­говое питание (более 80% от полного стока). Но севернее это питание составляет 50–80%, а на западе Восточно-Европейской равнины на его долю приходится менее 50% полного стока.

Реки дождевого питания с летним или весенним половодь­ем. Сюда относятся реки Дальнего Востока и южной части Забай­калья, где четко выражен летний максимум осадков. Кроме того, дождевое питание преобладает у ряда рек Северо-Восточной Сиби­ри (бассейны Яны, частич­но Индигирки и Колымы), на западе Восточно-Европейской равнины, а также местами на Кавказе (Кол­хидская низменность, северные предгорья Большого Кавказа).

Реки ледникового питания с летним половодьем. Эти реки формируются в местах развития ледников. Сюда относятся Земля Франца-Иосифа, Северная Земля, Северный остров Новой Земли, где реки имеют почти исключительно ледниковое питание. В рай­онах горного оледенения.

Северо-Восточной Сибири, Камчатки, Средней Азии и Большого Кавказа у рек доминирует ледниковое и высокогорное снеговое питание. Наиболее высокий уровень на ре­ках этой категории приурочен к самому теплому периоду года.

Реки с преобладанием подземного питания. У этих рек до­минирующее питание подземными водами не превышает 50% полного стока. Такие реки в наиболее типичном виде выражены в пределах широкой предгорной полосы, окаймляющей горы Средней Азии с севера. Обычны небольшие водотоки "карасу". Наиболее высокий уровень на них отмечается весной или летом.

Озера - в пределах СНГ насчитывается 2 845 166 озер. Общая пло­щадь их (без Каспийского и Аральского озер-морей) составляет 488 440 км². Подавляющее большинство (2 814 727) озер имеет площадь зеркала менее 1 км². Крупных озер площадью более 1000 км² всего 26. Среди них по своим размерам выделяются 3 озера:. Байкал (31 500 км², наибольшая глубина 1620 м), Балхаш (до строительства Капчагайского водохранилища на реке Или пло­щадь около 18 300 км², наибольшая глубина 26 м) и Ладожское озеро (17 700 км², наибольшая г