Широтная зональность

Дифференциация эпигеосферы на геосистемы различных порядков
определяется неодинаковыми условиями ее развития в разных частях.
Как уже отмечалось, существуют два главных уровня физико-геогра-
фической дифференциации — региональный и локальный (или топо-
логический), в основе которых лежат глубоко различные причины.

Региональная дифференциация обусловлена соотношением двух
главнейших внешних по отношению к эпигеосфере энергетических
факторов — лучистой энергии Солнца и внутренней энергии Земли.
Оба фактора проявляются неравномерно как в пространстве, так
и во времени. Специфические проявления того и другого в природе
эпигеосферы и определяют две наиболее общие географические
закономерности — зональность и азональность.

Под широтной (географической, ландшафтной) зонально-
стью ' подразумевается закономерное изменение физико-географиче-
ских процессов, компонентов и комплексов (геосистем) от экватора
к полюсам. Первичная причина зональности — неравномерное рас-
пределение коротковолновой радиации Солнца по широте вследствие
шарообразности Земли и изменения угла падения солнечных лучей
на земную поверхность. По этой причине на единицу площади прихо-
дится неодинаковое количество лучистой энергии Солнца в зависи-
мости от широты. Следовательно, для существования зональности
достаточно двух условий — потока солнечной радиации и шаро-
образности Земли, причем теоретически распределение этого потока
по земной поверхности должно иметь вид математически правильной
кривой (рис. 5, R_а). В действительности, однако, широтное распре-
деление солнечной энергии зависит и от некоторых других факторов,
имеющих также внешнюю, астрономическую, природу. Один из
них — расстояние между Землей и Солнцем.

По мере удаления от Солнца поток его лучей становится все
слабее, и можно представить себе такое расстояние (например, на
какое отстоит от Солнца планета Плутон), при котором разница

¹ Далее эту закономерность будем называть просто зональностью.

между экваториальными и полярными широтами в отношении инсо-
ляции теряет свое значение — везде окажется одинаково холодно
(на поверхности Плутона расчетная температура около —230° С).
При слишком большом приближении к Солнцу, напротив, во всех
частях планеты оказалось бы чрезмерно жарко. В обоих крайних
случаях невозможно существование ни воды в жидкой фазе, ни
жизни. Земля оказалась наиболее «удачно» расположенной плане-
той по отношению к Солнцу.

Масса Земли также влияет на характер зональности, хотя и кос-

венно: она позволяет нашей планете (в отличие, например, от «лег-
кой» Луны) удерживать атмосферу, которая служит важным факто-
ром трансформации и перераспределения солнечной энергии.

Существенную роль играет наклон земной оси к плоскости эклип-
тики (под углом около 66,5°), от этого зависит неравномерное
поступление солнечной радиации по сезонам, что сильно усложняет
зональное распределение тепла, а также влаги и обостряет зональ-
ные контрасты. Если бы земная ось была перпендикулярна плоскости
эклиптики, то каждая параллель получала бы в течение всего года
почти одинаковое количество солнечного тепла и на Земле практиче-
ски не было бы сезонной смены явлений.

Суточное вращение Земли, обусловливающее отклонение движу-
щихся тел, в том числе воздушных масс, вправо в северном полуша-
рии и влево — в южном, также вносит дополнительные усложнения
в схему зональности.

Если бы земная поверхность была сложена каким-либо одним
веществом и не имела неровностей, распределение солнечной радиа-
ции оставалось бы строго зональным, т. е., несмотря на осложняю-
щее влияние перечисленных астрономических факторов, ее количест-
во изменялось бы строго по широте и на одной параллели было бы
одинаковым. Но неоднородность поверхности земного шара — нали-
чие материков и океанов, разнообразие рельефа и горных пород
и т. д.— обусловливает нарушение математически регулярного рас-
пределения потока солнечной энергии. Поскольку солнечная энергия
служит практически единственным источником физических, химиче-
ских и биологических процессов на земной поверхности, эти процес-
сы неизбежно должны иметь зональный характер. Механизм геогра-
фической зональности очень сложен, она проявляется далеко не
однозначно в разной «среде», в различных компонентах, процессах,
а также в разных частях эпигеосферы.

Первым непосредственным результатом зонального распределе-
ния лучистой энергии Солнца является зональность радиационного
баланса земной поверхности. Однако уже в распределении приходя-
щей радиации мы наблюдаем явное нарушение строгого соответст-
вия с широтой. На рис. 5¹ хорошо видно, что максимум приходящей
к земной поверхности суммарной радиации отмечается не на эква-
торе, чего следовало бы ожидать теоретически, а на пространстве
между 20-й и 30-й параллелями в обоих полушариях — северном
и южном. Причина этого явления состоит в том, что на данных
широтах атмосфера наиболее прозрачна для солнечных лучей (над
экватором в атмосфере много облаков, которые отражают солнечные

¹В СИ энергия измеряется в джоулях, однако до недавнего времени тепловую
энергию было принято измерять в калориях. Поскольку во многих опубликованных
географических работах показатели радиационного и теплового режимов выражены
в калориях (или килокалориях), приводим следующие соотношения: 1 Дж =
= 0,239 кал; 1 ккал = 4,1868 • 10³Дж; 1 ккал/см² = 41,868 М Дж/м².

лучи, рассеивают и частично поглощают их). Над сушей контрасты
в прозрачности атмосферы особенно значительны, что находит чет-
кое отражение в форме соответствующей кривой. Таким образом,
эпигеосфера не пассивно, автоматически реагирует на поступление
солнечной энергии, а по-своему перераспределяет ее. Кривые ши-
ротного распределения радиационного баланса несколько более
сглажены, но они не являются простой копией теоретического графи-
ка распределения потока солнечных лучей. Эти кривые не строго
симметричны; хорошо заметно, что поверхность океанов характери-
зуется более высокими цифрами, чем суша. Это также говорит об
активной реакции вещества эпигеосферы на внешние энергетические
воздействия (в частности, из-за высокой отражающей способности
суша теряет значительно больше лучистой энергии Солнца, чем
океан).

Лучистая энергия, полученная земной поверхностью от Солнца
и преобразованная в тепловую, затрачивается в основном на испаре-
ние и на теплоотдачу в атмосферу, причем величины этих расходных
статей радиационного баланса и их соотношения довольно сложно
изменяются по широте. И здесь мы не наблюдаем кривых, строго
симметричных для суши и океана (рис. 6).

Важнейшие следствия неравномерного широтного распределения
тепла — зональность воздушных масс, циркуляции атмосферы и вла-
гооборота. Под влиянием неравномерного нагрева, а также испаре-
ния с подстилающей поверхности формируются воздушные массы,
различающиеся по своим температурным свойствам, влагосодержа-
нию, плотности. Выделяют четыре основных зональных типа воздуш-
ных масс: экваториальные (теплые и влажные), тропические (теплые
и сухие), бореальные, или массы умеренных широт (прохладные
и влажные), и арктические, а в южном полушарии антарктические
(холодные и относительно сухие). Неодинаковый нагрев и вследст-
вие этого различная плотность воздушных масс (разное атмосфер-
ное давление) вызывают нарушение термодинамического равновесия
в тропосфере и перемещение (циркуляцию) воздушных масс.

Если бы Земля не вращалась вокруг оси, воздушные потоки
в атмосфере имели бы очень простой характер: от нагретых приэква-
ториальных широт воздух поднимался бы вверх и растекался к по-
люсам, а оттуда возвращался бы к экватору в приземных слоях
тропосферы. Иначе говоря, циркуляция должна была иметь мериди-
ональный характер и у земной поверхности в северном полушарии
постоянно дули бы северные ветры, а в южном — южные. Но откло-
няющее действие вращения Земли вносит в эту схему существенные
поправки. В результате в тропосфере образуется несколько циркуля-
ционных зон (рис. 7). Основные из них соответствуют четырем
зональным типам воздушных масс, поэтому в каждом полушарии их
получается по четыре: экваториальная, общая для северного и юж-
ного полушарий (низкое давление, штили, восходящие потоки возду-
ха), тропическая (высокое давление, восточные ветры), умеренная

(пониженное давление, западные ветры) и полярная (пониженное
давление, восточные ветры). Кроме того, различают по три переход-
ные зоны — субарктическую, субтропическую и субэкваториальную,
в которых типы циркуляции и воздушных масс сменяются по сезонам
вследствие того, что летом (для соответствующего полушария) вся
система циркуляции атмосферы смещается к «своему» полюсу, а зи-
мой— к экватору (и противоположному полюсу). Таким образом,
в каждом полушарии можно выделить по семь циркуляционных зон.

Циркуляция атмосферы — мощный механизм перераспределения
тепла и влаги. Благодаря ей зональные температурные различия на
земной поверхности сглаживаются, хотя все-таки максимум прихо-
дится не на экватор, а на несколько более высокие широты северного
полушария (рис. 8), что особенно четко выражено на поверхности
суши (рис. 9).

Зональность распределения солнечного тепла нашла свое выра-

жение в традиционном представлении о тепловых поясах Земли.
Однако континуальный характер изменения температуры воздуха
у земной поверхности не позволяет установить четкую систему
поясов и обосновать критерии их разграничения. Обычно различают
следующие пояса: жаркий (со средней годовой температурой выше
20° С), два умеренных (между годовой изотермой 20° С и изотермой
самого теплого месяца 10° С) и два холодных (с температурой
самого теплого месяца ниже 10°); внутри последних иногда выделя-
ют «области вечного мороза» (с температурой самого теплого меся-
ца ниже 0° С). Эта схема, как и некоторые ее варианты, имеет чисто
условный характер, и ландшафтоведческое значение ее невелико
уже в силу крайнего схематизма. Так, умеренный пояс охватывает
огромный температурный интервал, в который укладывается целая
гамма ландшафтных зон — от тундровой до пустынной. Заметим, что
подобные температурные пояса не совпадают с циркуляционными,
а также, как будет показано далее, с поясами увлажнения.

С зональностью циркуляции атмосферы тесно связана зональ-
ность влагооборота и увлажнения. Это отчетливо проявляется в рас-
пределении атмосферных осадков (рис. 10). Зональность распреде-

ления осадков имеет свою специфику, своеобразную ритмичность:
три максимума (главный — на экваторе и два второстепенных в уме-
ренных широтах) и четыре минимума (в полярных и тропических
широтах).

Количество осадков само по себе не определяет условий увлажне-
ния или влагообеспеченности природных процессов и ландшафта
в целом. В степной зоне при 500 мм годовых осадков мы говорим
о недостаточном увлажнении, а в тундре при 400 мм — об избы-
точном. Чтобы судить об увлажнении, нужно знать не только количе-
ство влаги, ежегодно поступающей в геосистему, но и то количество,
которое необходимо для ее оптимального функционирования. Наи-
лучшим показателем потребности во влаге служит испаряемость,
т. е. количество воды, которое может испариться с земной поверхно-
сти в данных климатических условиях при допущении, что запасы
влаги не ограниченны. Испаряемость — величина теоретическая. Ее

следует отличать от испарения, т. е. фактически испаряющейся
влаги, величина которой ограничена количеством выпадающих осад-
ков. На суше испарение всегда меньше испаряемости.

На рис. 10 видно, что широтные изменения осадков и испаряемо-
сти не совпадают между собой и в значительной степени даже имеют
противоположный характер. Отношение годового количества осад-
ков к годовой величине испаряемости может служить показателем
климатического увлажнения. Этот показатель впервые ввел Г. Н. Вы-
соцкий. Еще в 1905 г. он использовал его для характеристики природ-
ных зон европейской России. Впоследствии ленинградский климато-
лог Н. Н. Иванов построил изолинии этого отношения, которое
назвал коэффициентом увлажнения (К), для всей суши Земли и пока-
зал, что границы ландшафтных зон совпадают с определенными
значениями К: в тайге и тундре он превышает 1, в лесостепи равен

1,0—0,6, в степи — 0,6—0,3, в полупустыне — 0,3—0,12, в пусты-
не — менее 0,12¹.

На рис. 10 схематично показано изменение средних значений
коэффициента увлажнения (на суше) по широте. На кривой имеются
четыре критические точки, где К переходит через 1. Величина, рав-
ная 1, означает, что условия увлажнения оптимальны: выпадающие
осадки могут (теоретически) полностью испариться, проделав при
этом, полезную «работу»; если их «пропустить» через растения, они
обеспечат максимальную продукцию биомассы. Не случайно в тех
зонах Земли, где К близок к 1, наблюдается наиболее высокая про
дуктивность растительного покрова. Превышение осадков над испа
ряемостью (К > I) означает, что увлажнение избыточное: выпада-
ющие осадки не могут полностью вернуться в атмосферу, они стека-
ют по земной поверхности, заполняют впадины, вызывают заболачи-
вание. Если осадки меньше испаряемости (К < 1), увлажнение не-
достаточное; в этих условиях обычно отсутствует лесная раститель-
ность, биологическая продуктивность низка, резко падает величина
стока, в почвах развивается засоление.

Надо заметить, что величина испаряемости определяется в пер-
вую очередь запасами тепла (а также влажностью воздуха, которая,
в свою очередь, тоже зависит от термических условий). Поэтому
отношение осадков к испаряемости можно в известной мере рассмат-
ривать как показатель соотношения тепла и влаги, или условий теп-
ло- и водообеспеченности природного комплекса (геосистемы). Су-
ществуют, правда, и другие способы выражения соотношений тепла
и влаги. Наиболее известен индекс сухости, предложенный М. И. Бу-
дыко и А. А. Григорьевым: R/Lr, где R — годовой радиационный
баланс, L — скрытая теплота испарения, r — годовая сумма осад
ков. Таким образом, этот индекс выражает отношение «полезного
запаса» радиационного тепла к количеству тепла, которое нужно
затратить, чтобы испарить все атмосферные осадки в данном месте.

По физическому смыслу радиационный индекс сухости близок
к коэффициенту увлажнения Высоцкого — Иванова. Если в выраже-
нии R/Lr разделить числитель и знаменатель на L, то мы получим не-
что иное, как отношение максимально возможного при данных ради-
ационных условиях испарения (испаряемости) к годовой сумме
осадков, т. е. как бы перевернутый коэффициент Высоцкого — Ива
нова — величину, близкую к 1/R. Правда, точного совпадения не
получается, поскольку R/L не вполне соответствует испаряемости,
и в силу некоторых других причин, связанных с особенностями рас-
четов обоих показателей. Во всяком случае, изолинии индекса су-
хости также в общих чертах совпадают с границами ландшафтных
зон, но в зонах избыточно влажных величина индекса получается
меньше 1, а в аридных зонах — больше 1.

¹ См.: Иванов Н. Н. Ландшафтно-климатические зоны земного шара // Записки
Геогр. об-ва СССР. Нов. серия. Т. 1. 1948.

От соотношения тепла и увлажнения зависит интенсивность мно-
гих других физико-географических процессов. Однако зональные
изменения тепла и увлажнения имеют разную направленность. Если
запасы тепла в общем нарастают от полюсов к экватору (хотя
максимум несколько смещен от экватора в тропические широты), то
увлажнение изменяется как бы ритмически, образуя «волны» на
широтной кривой (см. рис. 10). В качестве самой первичной схемы
можно наметить несколько главных климатических поясов по соотно-
шению теплообеспеченности и увлажнения: холодные влажные (к се-
веру и к югу от 50°), теплые (жаркие) сухие (между 50° и 10°)
и жаркий влажный (между 10° с. ш. и 10° ю. ш.).

Зональность выражается не только в среднем годовом количестве
тепла и влаги, но и в их режиме, т. е. во внутригодовых изменениях.
Общеизвестно, что экваториальная зона отличается наиболее ров-
ным температурным режимом, для умеренных широт типичны четыре
термических сезона и т. д. Разнообразны зональные типы режима
осадков: в экваториальной зоне осадки выпадают более или менее
равномерно, но с двумя максимумами, в субэкваториальных широтах
резко выражен летний максимум, в средиземноморской зоне —
зимний максимум, для умеренных широт характерно равномерное
распределение с летним максимумом и т. д.

Климатическая зональность находит отражение во всех других
географических явлениях — в процессах стока и гидрологическом
режиме, в процессах заболачивания и формирования грунтовых вод,
образования коры выветривания и почв, в миграции химических
элементов, в органическом мире. Зональность отчетливо проявляется
в поверхностной толще океана (табл. 1).

Географическая зональность находит яркое выражение в орга-
ническом мире. Не случайно ландшафтные зоны получили свои
названия большей частью по характерным типам растительности. Не
менее выразительна зональность почвенного покрова, которая послу-
жила В. В. Докучаеву отправным пунктом для разработки учения
о зонах природы, для определения зональности как «мирового
закона».

Иногда еще встречаются утверждения, будто в рельефе земной
поверхности и геологическом фундаменте ландшафта зональность не
проявляется, и эти компоненты называют «азональными». Делить
географические компоненты на «зональные» и «азональные» непра-
вомерно, ибо в любом из них, как мы увидим в дальнейшем, сочета-
ются как зональные черты, так и азональные (мы пока не касаемся
последних). Рельеф в этом отношении не составляет исключения.
Как известно, он формируется под воздействием так называемых
эндогенных факторов, имеющих типично азональную природу, и эк-
зогенных, связанных с прямым или косвенным участием солнечной
энергии (выветривание, деятельность ледников, ветра, текучих вод
и т. д.). Все процессы второй группы имеют зональный характер,
и создаваемые ими формы рельефа, называемые скульптурными

(в отличие от структурных, обусловленных тектоникой и вулка-
низмом), распределяются на Земле зонально, что доказано трудами
многих отечественных и зарубежных геоморфологов.

Достаточно напомнить о специфических формах рельефа ледяной
зоны (нагорные ледниковые равнины, ледниковые шапки, леднико-
вые потоки, снежные заструги и др.), тундры (термокарстовые
впадины, бугры пучения, солифлюкционные и торфяные бугры
и др.), степи (овраги, балки, просадочные западины), пустыни
(эоловые формы разных типов, бессточные солончаковые впадины,
конусы выноса у подножий гор). В лесных зонах обилие осадков
и интенсивный сток способствуют развитию эрозии и плоскостного
смыва, но лесная растительность сдерживает эти процессы, поэтому
преобладают мягкие формы рельефа с пологими склонами. Процессы
зарастания озер ведут к нивелированию рельефа и формированию
болот. Болотам присущи своеобразные мезо- и микроформы (бугры,
гряды и др.). В тайге, кроме того, широко распространены реликто-
вые формы ледниковой и водно-ледниковой аккумуляции.

Даже такие, казалось бы, «азональные» процессы, как карсто-
образование и формирование морских берегов, подчинены закону
зональности, т. е. протекают неодинаково в разных зонах. Например,
карстовые формы особенно энергично развиваются во влажных
тропиках, а также в средиземноморской зоне. В тайге не наблюдает-
ся такой полноты развития этих форм, как в двух предыдущих зонах,

а в тундре условия для карстовых процессов еще менее благоприят-
ны; в пустынях карст также мало распространен и обычно сочетает-
ся с интенсивным механическим выветриванием.

В строении земной коры также сочетаются азональные и зональ-
ные черты. Если изверженные породы имеют безусловно азональное
происхождение, то осадочная толща формируется под непосред-
ственным влиянием климата, почвообразования, стока, органическо-
го мира и не может не носить на себе печати зональности. Известный
специалист в области литогенеза (осадкообразования) Н. М. Стра-
хов показал, что на всем протяжении геологической истории осадко-
образование неодинаково протекало в разных зонах. Например,
в арктических и антарктических условиях накапливается обломоч-
ный несортированный материал (морена); в пустынях откладывают-
ся обломочные породы и соли; в зонах гумидных (с достаточным
и избыточным увлажнением) литогенез особенно разнообразен, при-
чем он неодинаково протекает в условиях холодного, умеренного,
субтропического и экваториального климата (достаточно, например,
напомнить о торфообразовании в тайге).

Действие закона зональности наиболее полно сказывается в той
части эпигеосферы, где солнечная радиация вступает в непосред-
ственное взаимодействие с ее веществом, т. е. в сравнительно тонкой
активной пленке, которую иногда называют собственно ландшафт-
ной сферой. Отсюда влияние зональности постепенно затухает по
направлению к внешним пределам эпигеосферы, однако косвенные ее
проявления прослеживаются далеко по обе стороны поверхности
суши и гидросферы.

Благодаря проникновению воздуха и воды по трещинам горных
пород, а также через отложение горных пород, в которых аккумули-
руется солнечная энергия, косвенные следствия зональности прони-
кают на значительную глубину в литосферу. Исследования
Н. И. Толстихина показали, что зональность обнаруживается в свой-
ствах глубоко залегающих артезианских вод. Прежде всего это
выражается в изменении их температуры по широте: глубина изотер-
мических поверхностей (т. е. поверхностей, характеризующихся оди-
наковой температурой) возрастает в северном полушарии с юга на
север. Так, артезианские воды с температурой 20° С в Каракумах
залегают на глубине нескольких десятков метров, а на юге Западной
Сибири — на глубине 650—700 м, в Центральной Якутии —
900 м и более. Воды с температурой 0° С в Забайкалье встречены на
глубине менее 100 м, в Центральной Якутии — 150—200 м, а в Ха-
тангском бассейне — лишь на глубине 400—600 м.

На одной и той же глубине, но на разных широтах артезианские
воды отличаются по минерализации и составу растворенных солей.
Горизонты пресных вод встречаются только в зонах избыточного
и достаточного увлажнения и могут достигать там мощности 200—
300 м и даже 500 м, причем на Крайнем Севере они проморожены.
В зонах сухого климата они отсутствуют или имеют незначительную

мощность. Все это свидетельствует о том, что воды глубоких (до
1000 м и более) толщ литосферы связаны через питание и испарение
с процессами, происходящими на ее поверхности.

В Мировом океане зональность ярко выражена в поверхностной
толще, но даже на океаническом ложе она косвенно проявляется
в характере донных илов, имеющих преимущественно органическое
происхождение.

Однородный состав и большая подвижность воздуха атмосферы
способствуют сглаживанию зональных различий с высотой, но свой-
ства всей тропосферы можно считать зональными, поскольку они
формируются под воздействием подстилающей поверхности суши
и океанов. Что касается верхних слоев атмосферы, расположенных
за пределами географической оболочки, то они формируются в ре-
зультате непосредственного взаимодействия потока солнечной ради-
ации с газами атмосферы. Поэтому здесь в отличие от тропосферы
температура с высотой не понижается, а повышается.

Итак, зональность — подлинно универсальная географическая
закономерность, проявляющаяся во всех ландшафтообразующих
процессах и в размещении геосистем на земной поверхности. Однако
ее нельзя рассматривать как некий простой отпечаток современного
климата. Анализ явлений зональности требует генетического подхо-
да. Зоны не возникают мгновенно, они имеют свой возраст и свою
историю. Они существовали на Земле, очевидно, еще в архее, но
современные зоны не имеют ничего общего с зонами архея или
палеозоя. Современная зональная структура складывалась в основ-
ном в кайнозое. Наибольшей древностью отличается экваториальная
зона, которая существовала на той же территории уже, во всяком
случае, до начала неогена. С приближением к полюсам картина
зональности становится все менее стабильной. Зоны умеренных
и полярных широт претерпели сильные преобразования на протяже-
нии неогена и четвертичного периода. Основные направления их
развития связываются с аридизацией и похолоданием.

Особенно существенные трансформации системы ландшафтных
зон происходили в связи с материковыми оледенениями. Как извест-
но, процессы оледенения имели колебательный характер; ледниковые
эпохи сменялись межледниковьями. В эпоху своего максимального
развития ледяные зоны в обоих полушариях охватили площадь
примерно в 40 млн. км² (в настоящее время — 14 млн. км²). Насту-
пание и отступание материковых льдов сопровождалось широтными
смещениями границ других зон, которые измерялись тысячами кило-
метров. Ритмические смещения зон в умеренных и высоких широтах
продолжаются и в послеледниковое время. В частности, был по
крайней мере один период, когда таежная зона местами продвину-
лась до северной окраины Евразии (первичная зона тайги возникла
в Сибири в миоцене или плиоцене). Зона тундры в современных
границах существует только в последние тысячелетия.

Основной непосредственной причиной смещения зон служат мак-

роклиматические изменения, которые, в свою очередь, могут быть
связаны с астрономическими факторами (колебания солнечной ак-
тивности, изменение положения оси вращения Земли, изменчивость
приливообразующей силы в результате взаимного перемещения тел
в системе Земля — Луна — Солнце). Вслед за климатом должны
перестраиваться другие компоненты геосистем, но вследствие прису-
щей каждому из них степени инерционности изменения компонентов
происходят с разной скоростью. Еще Л. С. Берг указывал, что
растительность и почвы не поспевают за климатом. Поэтому на
территории «новой» зоны в течение более или менее длительного
времени могут сохраняться реликтовые почвы и растительные со-
общества (например, степные реликты в современной тайге).

Наибольшей инерцией отличаются самые консервативные компо-
ненты ландшафта — рельеф и особенно геологическое строение.
Формы рельефа и горные породы, созданные при иных зональных
условиях, также входят в новую зону в качестве реликтов. Так,
ледниковые формы рельефа в современной тайге достались ей «в на-
следство» от некогда бывшей здесь ледяной зоны. Еще долговечнее
горные породы — они могут сохраняться на протяжении многих
миллионов лет. Вот почему, глядя на геологическую карту, мы
никакой зональности не обнаружим: на эту карту наложились
результаты зональных процессов многих геологических периодов,
когда зоны были совсем не такими, как сейчас. Если геологическую
карту расчленить по отдельным возрастным «слоям», получится иная
картина: для каждой конкретной геологической эпохи можно восста-
новить картину зон того времени, и каждой зоне будут присущи свои
типы осадочных пород, ибо в одно и то же время в разных зонах
могли откладываться и каменная соль, и каменный уголь, и леднико-
вые наносы, и красноцветные отложения пустынь.

Историко-генетический подход к зональности заставляет нас
прийти также к выводу о невозможности найти такой универсальный
климатический показатель, который мог бы объяснить все зональные
явления и совпадал бы со всеми зональными границами. Коэффици-
енты, выражающие современные соотношения тепла и влаги, могут
лишь в самых общих чертах соответствовать зональным рубежам,
которые представляют результат сложного исторического процесса.