История формирования территории и полезные ископаемые

Азия характеризуется наибольшей сложностью и гетерогенностью геоструктурного плана (по сравнению с другими материками). Через всю ее территорию в субширотном направлении протягивается Альпийско-Гималайский складчатый пояс(его восточная, азиатская часть), на востоке смыкающийся с разновозрастными структурамиМонголо-Охотского иТихоокеанского складчатых поясов. На юге Азии к складчатым сооружениям примыкаютобширные платформенные области АравийскогоиИндостанского полуостровов(рис. 22).

Древними ядрами, вокруг которых на протяжении длительной геологической истории происходила консолидация Азии, были Восточно-Сибирская(на территории Советского Союза),Аравийская, ИндостанскаяиКитайская платформы. Они имеют докембрийский складчатый фундамент, сложенный магматическими и метаморфическими породами, возраст которых превышает 2,6 млрд. лет. Гранитогнейсовое основание обнажается на территорииАрабо-НубийскогоиИндийского щитов, а также в рядевыступов-щитовКитайской платформы (Шаньдунский, Ляодунскийи др.).

В отличие от Европейской и Северо-Американской устойчивых платформ азиатские платформы подвижные (параплатформы). Для них характерны активные движения по глубинным разломам, более высокий гипсометрический уровень, преобладание процессов размыва и накопления континентальных отложений. Осадконакопление осуществляется преимущественно во внутриматериковых впадинах.

Наибольшей подвижностью на протяжении своего развития отличалась Китайская платформа, которая сохранилась в виде отдельных массивов (Севера-Китайский, Южно-Китайский, Тибетский, Таримский, СинобирманскийиИндосинийский), вероятно представлявших собой в докембрии одно целое. Важную роль в формировании структурного плана Китайской платформы сыграли интенсивные складчатые дислокации мезозоя, которые привели к возникновениюспецифических линейных эпиплатформенных складчато-глыбовых структур (яньшанид). Они распространены преимущественно в южной части Китайской платформы (хребет Циньлин и расположенные к югу от него территории) , где тектоническими движениями· был охвачен мощный осадочный чехол, и по морфологическим признакам близки линейным складкам геосинклинальных областей. В местах изменения простирания этих структур многочисленны разломы (рис. 23, 24).

Отдельные блоки Китайской платформы оставались относительно стабильными. Они испытывали слабые дифференцированные движения. К этим блоками приурочены синеклизы и антеклизы. Синеклизы платформы (Ордосская, Сычуанская)выполнены мощными пластами осадочных пород. Выступы фундамента, как правило, перекрыты лишь новейшими отложениями(Алашань, Гоби). На отдельных стабильных массивах (Таримскийи др.), которые в более позднее время были окружены интенсивно поднимавшимися горными хребтами и служили областями аккумуляции сносимого с их склонов материала, накопились мощные молассовые толщи.

Окраинные части Китайской платформы (Северо-КитайскаяиСеверо-Восточная низменности) испытывают длительное погружение (начиная с мезозоя и вплоть до настоящего времени). Они сложены мощной толщей аккумулятивных отложений.

Аравийская и Индостанская платформырасположены на юге Азии и, предположительно, являются частями гипотетического суперконтинента Гондваны, существовавшего в южном полушарии в палеозое — мезозое. Они присоединились к азиатскому материку в неоген-четвертичное время после завершения процессов складкообразования в Альпийско-Гималайском геосинклинальном поясе. Древний фундамент платформ наклонен с запада на восток (правда, на Индостанской платформе этот наклон наметился в более позднее — неоген-четвертичное время). Аравийская платформа представляет собой большей частью плиту с мощным чехлом осадочных пород. На Индостанской платформе огромные площади занимает докембрийский щит — практически всю южную и центральную части.

Синеклизы платформ (Тхар, Руб-эль-Хали)икраевые прогибы (Индо-Гангский и Месопотамский) испытывали длительные погружения. Интенсивность погружений в прогибах была особенно велика, поэтому с неогена здесь накопились многокилометровые молассовые толщи.

Согласно концепции глобальной тектоники Аравийская и Индостанская платформы входят в состав крупных перемещающихся литосферных плит, отделенных от Евразиатской плиты Альпийско-Гималайским поясом сжатия литосферы, в пределах которого скорость сближения плит достигает в Аравии 2,7 см/год, а в районе Памира и Гималаев 6 см/год (по с. А. Ушакову, Н. А. Ясаманову, 1984). В раннем палеозое эти азиатские платформы, вероятно, были частью мегаконтинента Гондвана, включавшего в себя Южную Америку, Африку, Антарктиду, Индостан и Австралию и начавшего раскалываться в конце юрского — начале мелового периода, т. е. 130 млн. лет назад.

Аравийская плита, которую многие исследователи считают отдельным образованием, целиком состоит из материковой коры литосферы и не очень далеко удалилась от своей «родительницы» — Африканской плиты. Границей между ними служат рифтовые трещины и разломы Западно-Индийского и Аравийско-Индийского подводных хребтов, а также Аденского залива и Красного моря. Это во многом определяет особенности современного рельефа окраинных частей Аравийской плиты и южных очертаний азиатского материка.

Индостанская плита включает как современные пространства суши Индостана и Австралии, так и дно северо-восточной части Индийского океана. На севере и востоке она, как было указано, поддвигается под Гималаи, а также под западную окраину Юго-Восточной Азии и Малайский архипелаг. Это находит отражение в системе крупных предгорных прогибов на севере Индостана. С востока под Индостанскую плиту, по мнению ученых, поддвигается Тихоокеанская.

Структуры байкальского возрастазанимают в зарубежной Азии небольшие территории вдоль краев докембрийских платформ. Это север Корейского полуострова, хребты Аравалли, Алтын-Таг, ограничивающий Таримский массив, южная оконечность полуострова Индостан, юго-запад Шри Ланки, Центральная Аравия. Байкалиды в значительной мере наследуют простирание архейских структур, а в ряде случаев слагают фундамент отдельных районов поздней консолидации.

По сравнению с байкалидами структуры палеозойского возраста — каледонские и герцинские— распространены в зарубежной Азии значительно шире. Они образуют сложно построенный Монголо-Охотский складчатый пояс в Центральной и Восточной Азии, вытянутый в субширотном направлении между Сибирской платформой на севере и разрозненными массивами Китайской платформы на юге. К каледонским структурам относятся северные дуги Тянь-Шаня, Наньшань, Циньлин. Герцинские структуры распространены в Тянь-Шане, Монгольском Алтае, Большом Хингане, Куньлуне.

Как правило, каледонские структуры представляют ядра древней стабилизации внутри герцинских и содержат большое количество интрузий. В свою очередь герцинские структуры образуют срединные массивы внутри более молодых сооружений. Во время яньшанских движений (конец мезозоя) в областях развития палеозойских структур началось общее поднятие.

Мезозойские структурызарубежной Азии окаймляют древние платформенные массивы —Тибетский, СинобирманскийиИндосинийский — и протягиваются от северного и южного Тибета до юго-восточных районов Индокитая. Структуры северного Тибета и восточных окраин Индокитая имеют в своем основании эвгеосинклинальные комплексы. Они отличаются преобладанием узких линейных складчатых элементов, четким чередованием крупных синклинориев и антиклинориев, широким развитием разломов. Мезозоиды Индонезии и южного Тибета сформировались на нижне- и среднепалеозойских миогеосинклинальных, а иногда и платформенных структурах. Для них характерны пологие, часто неправильной формы складки большого радиуса и многочисленные разрывы. Тектонические движения мезозоя сопровождались вулканизмом и мощными излияниями лав.

Молодые кайнозойские (альпийские) структурыформировались в Альпийско-Гималайском и Тихоокеанском геосинклинальных поясах. Для них характерно значительное соответствие структурного плана и современного рельефа и преобладание вытянутых складчатых горных сооружений (окраинные горы Переднеазиатских нагорий, горы на западе Индокитая). Срединные массивы Переднеазиатских нагорий имеют более жесткий каледонско-герцинский и дажебайкальский фундамент.

Наиболее молодыми на территории Азии являются структуры, составляющие часть гигантского кругового Тихоокеанского геосинклинального пояса. Самые характерные структуры — островные геосинклинальные зоны, геосинклинальные океанические желоба и внутренние геосинклинальные котловины. Повышенная сейсмичность и современный вулканизм, а также погружение при морских равнин и шельфа окраинных морей свидетельствуют о продолжающихся тектонических процессах.

Обособленно в структурном отношении выделяется Тибетско-Гималайская горная система. Предполагается, что срединный массив Тибета имеет глубоко погруженное докембрийское основание, перекрытое осадками мезозоя, а местами и палеогена. В отдельных выступах древние породы основания выходят на поверхность. Выделяют северную и южную части срединного массива, разделенные складчатой геосинклинальной зоной.

Гималаиначали формироваться как единая горная система во время альпийского тектогенеза с конца мела — палеогена. Тектонические движения продолжаются до настоящего времени. Для Гималаев характерны четкие субширотные полосы распространения различных пород: на юге в предгорьях выделяетсяСубгималайская зона, представляющая прогиб, заполненный неогеновыми молассовыми отложениями — продуктами разрушения более высоких горных цепей; в зонахМалых (Низких)иБольших (Высоких) Гималаевна поверхность выходят породы докембрийского фундамента и молодые неогеновые гранитоиды, а в расположенной севернее зонеТибетских Гималаев(Тетис-Гималаев, по В. Е. Хаину, 1984) распространены палеозойские и мезозойские отложения открытого эпиконтинентального бассейна.

Проблема определения тектонической структуры Гималаев на доорогенном этапе развития очень сложная. Некоторые исследователи считают, что Гималаи сформировались в пределах Индостанской платформы и имеют эпиплатформенный характер. Однако большинство авторов склоняются к точке зрения, что это типичная геосинклиналь (реликт обширного океанского бассейна), имеющая такое же шарьяжное строение, как и Альпы. Платформенный характер, очевидно, имеют лишь Малые Гималаи, представляющие область перикратонных опусканий.

Вдоль всей Гималайской системы протягиваются Главный пограничныйиГлавный центральный надвиги, разделяющие Большие и Малые Гималаи. Распространение структурных элементов Гималаев в значительной мере обусловлено конфигурацией северной границы Индостанской платформы, а также южных границ Тибетского массива.

Современный облик рельефа зарубежной Азии во многом обязан неотектоническим движениям. Наиболее интенсивные поднятия испытала Центральная Азия, где произошло общее воздымание поверхности и на месте разновозрастных структур образовалась высокая горная страна. В связи с поднятием горных районов Азии возросла контрастность рельефа, активизировались процессы денудации в горах и аккумуляции в межгорных и предгорных впадинах. Поднятия носили прерывистый характер, о чем свидетельствует наличие серии поверхностей выравнивания, расположенных на разных уровнях и соответствующих нескольким эпохам планации. Поэтому специфической особенностью рельефа Центральной Азии являются огромные аккумулятивные равнины, расположенные в окружении гор и лежащие на большой высоте над уровнем моря.

Неотектонический этап ознаменовался вовлечением в процесс орогенеза как эпигеосинклинальных территорий, так и окраинных частей платформ. Самые обширные зоны рифтогенной активизации приурочены главным образом к древним платформенным структурам (горы юго-запада Аравии, Шанское нагорье и др.).

Размах неотектонических движений в эпикаледонских платформах был меньше, чем в эпигерцинских (к последним приурочены высокогорья Тянь-Шаня и Куньлуня). Кроме того для более молодых эпигерцинских структур характерны большая унаследованность современных форм от древних и большая роль альпинотипных складкообразных движений. В эпикаледонских структурах преобладали блоковые и глыбовые дислокации.

Для возрожденных структур области мезозойской складчатости характерно более простое соотношение древнего структурного плана и современных форм рельефа, чем для палеозойских. Ведущую роль в образовании мезозойских структур играли складчатые дислокации. Сбросовые дислокации и разломы обусловили отчетливую конфигурацию краевых частей платформенных массивов и глыбовый характер окраинных гор. С разломами была связана интенсивная магматическая деятельность, продуктом которой являются столь характерные трапповые формации различного возраста (деканские траппы позднемелового — эоценового времени, мощностью до 3—4 км, лавовые поля — харра в Аравии — четвертичные и даже современные). На Аравийской платформе извержения вулканов происходили и в историческое время.

Большую роль в формировании современного рельефа Азии сыграли особенности палеогеографического развития территории. Наиболее сильное влияние на формирование рельефа и ландшафтов в целом оказали похолодание климата и оледенение в плейстоцене.

Вопрос о размерах и количестве оледенений в зарубежной Азии не совсем ясен. Большинство исследователей считают, что плейстоценовое оледенение здесь отличалось меньшими размерами, чем в Европе, и носило горный характер. Ледники были распространены в высокогорьях Центральной и Восточной Азии, Японии. Предполагается, что в Гималаях оледенение имело несколько стадий, синхронных альпийским. Масштабы плейстоценового оледенения в Тибете также по-разному оцениваются исследователями. Так, В. М. Синицын (1965) и другие исследователи предполагают, что оно было ·большим и покровного характера; ряд авторов считают, что оледенение Тибета не было сплошным и проявлялось лишь на более высоких горных цепях, не захватывая нагорных плоскогорий и равнин.

Наряду с такими ледниковыми формами рельефа, как кары, троговые долины, зандровые равнины с озерами, в горных районах Азии встречаются некоторые специфические формы (террасы оседания и др.), образовавшиеся при таянии ледника в континентальных условиях центрально-азиатских районов.

С ледниковыми эпохами плейстоцена связывают образование лёссов в перигляциальных областях, где климат был сухим и холодным. Лёссы перекрывают мощным (до 250 м) слоем плато и равнины Северо-Восточного Китая. Лёссовые слои разделяются горизонтами погребенных почв, сформировавшихся, как предполагают, в более влажные и теплые периоды межледниковий. Вопрос о происхождении лёссов во многом остается дискуссионным. Согласно эоловой гипотезе мелкозем, образующий лёсс, накопился в результате эолового сноса из пустынных центрально-азиатских областей. По-видимому, существуют также лёссы озерного, речного и ледникового происхождения.

В аридных районах изменение палеоклиматической обстановки в плейстоцене в связи с оледенением проявлялось в смене влажных (плювиальных) и сухих периодов. С плювиальными эпохами, которые, согласно взглядам ряда исследователей, соответствуют межледниковьям и начальным этапам оледенений, связывают максимальную обводненность аридных районов. В это время на равнинах Центральной Азии, на Аравийском полуострове, на Переднеазиатских нагорьях формировал ась разветвленная гидрографическая сеть, отмечались максимальные уровни озера Лобнор и других озер, сейчас совсем исчезнувших. Поэтому в современном рельефе аридных районов широко представлены древние флювиальные формы морфоструктуры, не соответствующие современным условиям увлажнения и величине стока.

В межгорных котловинах накапливались озерные отложения; впоследствии за счет их· перевевания возникли мощные эоловые толщи, к которым приурочены песчаные пустыни (площадь песков только в пустынях Аравии 1 млн. км²).

Согласно другим представлениям время наступления более влажных эпох синхронизируется с оледенениями. Причиной повышенного увлажнения ныне засушливых областей во время оледенений считают общее снижение температуры и уменьшение в связи с этим интенсивности испарения, а следовательно, и величины стока. Важная роль отводится также смещению на юг холодных арктических воздушных масс и усилению циклонической деятельности.

В более засушливые периоды реки пересыхали, уровни озер понижались. В приокеанических районах наступление сухих эпох проявлялось в регрессии океана, расширении осушенных участков бывшего шельфа, образовании террасовых уступов, ослаблении муссонной циркуляции.

Общая тенденция усыхания территории в аридных районах Азии, с чем связано значительное расширение площадей с аридной морфоскульптурой, по мнению целого ряда ученых, проявляется, начиная с палеогена. Интенсивно протекали процессы физического выветривания и накопления обломочного материала. С аридно-денудационными процессами, главным образом дефляцией, связано углубление замкнутых впадин.

Вследствие сухости климата снеговая граница расположена очень высоко (4500—5000 м), современное рельефообразующее значение ледниковых процессов в зарубежной Азии невелико и проявляется лишь в Каракоруме, Гималаях и на отдельных самых высоких участках Куньлуня, Наньшаня и восточного Тянь-Шаня. В историческое время расширение аридных территорий во многом обязано прямому или косвенному воздействию антропогенного фактора.

В Южной и Юго-Восточной Азии в плейстоцене не произошло значительных изменений палеоклиматической обстановки по сравнению с палеогеном и неогеном; климат оставался жарким и влажным. Здесь наблюдается широкое развитие флювиального типа морфоскульптуры и значительное соответствие древних и современных флювиальных форм. В условиях жаркого и влажного климата интенсивно протекали процессы биогеохимического выветривания, формировались латеритные коры.

Страны зарубежной Азии занимают ведущее место в мире по запасам многих видов полезных ископаемых: нефти, природного газа, каменного угля, олова, вольфрама, хрома, сурьмы, графита, циркония, мусковита, серы, калийных солей, фосфатов, борацита и сепиолита (рис. 25). География полезных ископаемых весьма неравномерна и обнаруживает тесную связь с морфоструктурными областями.

Одной из основных металлогенических провинций зарубежной Азии является Китайская платформа. В ее недрах накопились полезные ископаемые, формировавшиеся в течение всех этапов рудообразования. К докембрийскому возрасту относятся железорудные, медноникелевые, кобальтовые, магнезитовые руды. Палеозойская эпоха на территории Китайской платформы ознаменовалась образованием огромных месторождений каменных углей, медных и полиметаллических руд. С яншаньской складчатостью, сопровождавшейся интенсивной магматической деятельностью, связаны исключительно богатые и разнообразные эндогенные рудные образования: олово, ртуть, вольфрам, сурьма, железо. Китайская платформа является одним из мировых центров угленакопления. Основные угленосные бассейны имеют палеозойский и мезозойский возраст. Более 90 % запасов углей представлены каменными разностями с большим процентом коксующихся, хотя по степени метаморфизации диапазон углей очень велик — от антрацитов до бурых. Исключительно высока нефтеносность Китайской платформы (¹/₃территории КНР перспективна на нефть). Наиболее крупными являются Ордосский, Сычуаньский, Восточно-Китайский бассейны, южное побережье КНР, Джунгарская, Таримская, Цайдамская впадины.

Богата полезными ископаемыми Индийская платформа. Для нее характерны метаморфогенные железистые кварциты, заключающие практически неограниченные запасы железных руд, и высокий удельный вес крупных месторождений.

В северной части Декана обширный пояс образуют месторождения марганцевых руд. Месторождения хромитов мирового значения находятся в центральной и южной частях Индийского щита, где они приурочены к серпентинам и серпентиновым ультраосновным породам. В пределах Индийского щита находятся крупные запасы титано-магнетитовых руд, урана докембрийского возраста, тория (одно из богатейших в мире). На севера-востоке щита находится крупнейшее в мире месторождение кианита. Большое значение имеют аллювиальные и прибрежно-морские россыпи титана и циркония на Малабарском побережье в штате Керала, ильменитовые пески Шри-Ланки.

Индийская платформа богата углем. Подавляющая часть запасов сосредоточена в палеозойских отложениях, причем наиболее богатые месторождения находятся в долине реки Дамодар. Концентрация богатейших месторождений железных и марганцевых руд и коксующихся углей создает исключительно благоприятные условия для развития черной металлургии. Нефтью Индийская платформа небогата. Выявленные в последнее время месторождения связаны с краевыми погружениями платформы (Гуджарат и Ассам).

Геологическая изученность Аравийской платформы крайне неравномерна: освоены лишь побережья Средиземного моря и Персидского залива. В восточной части платформы выявлены крупнейшие в мире месторождения нефти в Саудовской Аравии, Катаре, Кувейте, Объединенных Арабских Эмиратах. Обнаружены также запасы нефти в области сочленения северного склона платформы и северной части Месопотамского прогиба (в Сирии).

На Аравийской платформе найдены бурый уголь, бром и калийные соли, медные руды и серебро, поваренная соль и др. Месторождения калийных солей в Израиле и Иордании, фосфоритов в Сирии, Иордании и Израиле — одни из крупнейших в мире. Основной источник калийных солей — рассолы Мертвого моря — концентрированный раствор хлоридов магния, кальция, калия, натрия и брома. Их запасы пополняются стоком реки Иордан, приносящим 40 тыс. т калийных солей в год. Климатические условия благоприятны для выпаривания рассолов путем бассейнизации.

Богат полезными ископаемыми мезозойский пояс низкогорий и средневысотных гор в Юго-Восточной Азии и Китае. Здесь, в мощном поясе, протянувшемся через Южный Китай, Бирму, Таиланд в Малайзию и Индонезию, сосредоточены мировые запасы олова и вольфрама. С разрушением жильных месторождений связаны богатые делювиальные и пролювиальные россыпи, содержащие высокие концентрации олова. Крупные размеры имеют аллювиальные россыпи, накопление которых относится в основном к среднему плейстоцену. В этой части Азии имеются также месторождения железной руды, меди, цинка, свинца и никеля, золота, слюды, графита. На Шанско-Юньнаньском нагорье находятся крупнейшие в зарубежной Азии месторождения серебро-свинцово-цинковых и кобальтовых руд. К платформенным геосинклинальным и парагеосинклинальным структурам полуострова Индокитай приурочены месторождения угля. С кайнозойской эпохой рудообразования в Юго-Восточной Азии связаны крупные месторождения нефти, меди, олигоценовые осадочные, а также латеритные отложения железных руд, бокситов, никеля, кобальта, алмазов, золота, касситерита, вольфрамита, циркона, монацита. В краевых прогибах встречаются бурые угли (лигниты).

Главным видом минеральных ресурсов области кайнозойской складчатости Западной Азии является нефть. Бассейн Киркука и месторождения Румайла и Зубейр содержат 3,5 % запасов нефти капиталистических стран. Весьма богаты центральные и юго-западные районы Иранского нагорья и шельф Персидского залива. На Иранском нагорье находятся крупнейшие в мире месторождения серы; имеется железная руда.

Довольно разнообразны полезные ископаемые на полуострове Малая Азия: железные, медные, молибденовые руды, бокситы, магнезит, фосфориты, асбест, наждак, строительные материалы. Месторождения сурьмы, хромитов, борацита, сепиолита относятся к крупнейшим в капиталистическом мире.

В Северо-Анатолийском и Южно-Анатолийском бассейнах имеются уголь, в предтаврском прогибе и межгорной впадине бассейна Адана — нефть; перспективен на нефть также континентальный шельф в районе Мраморного моря и Искендерского залива на юге Турции.

РЕЛЬЕФ

Рельеф зарубежной Азии характеризуется сложным сочетанием горных сооружений, соответствующих складчатым поясам различного возраста, и равнин платформенных областей. Своеобразие морфотектонической эволюции обусловило общую приподнятость территории Азии (здесь расположены максимальные отметки поверхности суши) и незначительное развитие низменностей, на долю которых приходится менее одной четвертой части ее поверхности.

В строении рельефа зарубежной Азии отчетливо проявляется разделение на крупные морфоструктурные типы, сложившиеся в процессе длительного геологического развития: равнины платформенных областей и горы эпиплатформенных и эпиорогенных зон.

Равнины платформенных областейзанимают Аравийский и Индостанский полуострова и расположены на плитах платформ или приурочены к выходам на поверхность пород фундамента. Основным типом рельефа являютсяаккумулятивно-денудационные равниныиденудационные платона горизонтально или моноклинально залегающих пластах, особенно широко встречающихся на Аравийском полуострове. Сводовым поднятиям и выходам на поверхность пород фундамента соответствуютденудационные цокольные плоскогорья иравнины. К районам распространения вулканических пород приурочены трапповые высокие равнины иплоскогорья — наиболее характерные типы рельефа Деканского плато.

В пределах краевых и внутренних прогибов Аравийской и Индостанской платформ образовались обширные аккумулятивные равнины — МесопотамскаяиИндо-Гангская, с низменной однообразной плоской поверхностью, пересекаемой долинами крупных рек с притоками. Они сложены мощной толщей аллювиальных отложений. В результате длительного хозяйственного освоения этих территорий сложился специфическийирригационный антропогенный микрорельеф(ирригационные каналы, валы, дамбы).

Горные сооружения зарубежной Азии подразделяются на эпиплатформенные и эпиорогенные (пояса эпигеосинклинального орогенеза).

Горы платформенных областей, активизированные в новейшее время, занимают окраинные части платформ. Это горные массивыЛиваниАнтиливанна побережье Средиземного моря с разделяющей их рифтовой впадиной,горы с обрывистыми склонами в области рифтогенной активизациивдоль побережья Красного моря и на юге Аравийского полуострова(горы Йемена), а такжеЗападныеиВосточные Гхатына Индостанском полуострове, в виде огромных обрывистых ступеней спускающиеся к побережью Аравийского и Бенгальского заливов. В результате интенсивных дислокаций сложился своеобразный рельеф горстов и грабенов со значительными амплитудами высот. Краевые эпиплатформенные горы значительно превосходят по высоте внутренние равнинные пространства платформ и достигают 2500—3500 м. Для них характерны выровненные, сильно денудированные вершинные поверхности и крутые склоны, разбитые сбросами и покрытые каменистыми осыпями.

Для эпиорогенных горных поясовзарубежной Азии характерно сложное строение, обусловленное тем, что тектоническими движениями здесь были охвачены территории с разными структурами (геосинклинали, ядра древней консолидации и частично эпиплатформы разного возраста). Через всю территорию Азии протягиваютсягорные системы Альпийско-Гималайского пояса. Горные хребты — антиклинории в виде дуг обрамляют внутренние срединные части — относительно стабильные массивы докембрия и палеозоя, которым в рельефе соответствуютвозвышенные денудационные нагорья иплоскогорья. В западной части горного пояса расположеныПереднеазиатские нагорья — МалоазиатскоеиИранское.

Высота нагорий и горных дуг увеличивается в восточном направлении. Если средняя высота Малоазиатского нагорья 600—800 м, Иранского — 800—1000 м, то в Тибетском нагорье средние высоты достигают 4000—4500 м. Соответственно возрастает и высота окраинных дуг — от 1500—2000 до 5000—6000 м. Горные хребты, обрамляющие Переднеазиатские нагорья, имеют преимущественно складчато-блоковый характер морфоструктур, крутые склоны, в нижних частях переходящие в полосу холмистых предгорий. Склоны сильно расчленены, а в местах развития флишевых пород они приобретают характер бедленда, причем интенсивность эрозионного расчленения уменьшается в восточном направлении по мере нарастания засушливости климата.

Четкая выраженность структурных линий и недавние поднятия наложили значительный отпечаток на характер гидрографической сети. Для Азии типично решетчатое эрозионное расчленение; продольные долины приурочены к древним тектоническим линиям, поперечные сквозные антецедентные долины заложились в результате недавних поднятий.

Для горных хребтов характерно широкое развитие денудационных поверхностей выравнивания высотой 2000—3000 м, что также свидетельствует о значительных вертикальных поднятиях этой территории в новейшее время. Часто поверхности выравнивания бронируются пластами более стойких пород.

Интенсивное выветривание способствовало большой обнаженности горных пород и широкому развитию своеобразных структурно-литологических форм рельефа: отпрепарированных интрузий, гребнейиз поставленных на голову ядер складок,столовых высоких платона лежачих крыльях складов,куэстовых гряд.Древние ледниковые формы рельефасохранились в наиболее высоких частяхТавра, 3агроса, ЭльбурсаиГиндукуша.

Формирование рельефа внутренних срединных частей нагорий происходило в условиях сильной аридности. Процессы разрушения осадочного покрова привели к образованию мощной коры выветривания.

В тех местах, где горные дуги, окаймляющие срединные нагорья и плоскогорья, сближаются, образовались своего рода горные узлы — Армянское нагорье, Памир. Абсолютные высоты достигают 5165 м на Армянском нагорье(гора Большой Арарат)и 7495 м(пик Коммунизма)на Памире. В формировании рельефа Армянского нагорья велика была роль вулканизма: здесь широко распространены древние и молодые лавовые плато, вулканические конусы.

К востоку от Переднеазиатских нагорий лежит Тибетско-Гималайская горная страна, представляющая собойсочетание блоковых и складчато-блоковых возрожденных горных сооруженийна разновозрастных структурах и молодых гор кайнозойского складчатого пояса. Высшая точкагора Джомолунгма (Эверест)в Гималаях достигает 8848 м.

Преобладающим типом морфоструктуры в Тибете являются нагорья и плоскогорья, наследующие срединные массивы и пересеченные в субширотном направлении многочисленными хребтами. В западной части Тибетав связи с сильной сухостью климата эрозионное расчленение незначительное;господствуют процессы аридного рельефообразования. Интенсивно протекающие процессы денудации и незначительный сток привели к сглаживанию высотных различий между плосковершинными горными хребтами с округлыми склонами и межгорными понижениями.Восточная часть нагорья, увлажняемая муссонами,характеризуется значительным эрозионным расчленением.

По южной окраине Тибетского нагорья с северо-запада на юго-восток в виде дуги простираются сложнопостроенная горная система Гималаи. Так как складчатые дислокации протекали здесь в несколько этапов, для Гималаевхарактерна разнородность морфологического строения: наряду состроверхими скалистыми складчатыми гребнями альпийского типа встречаются и округлые сводово-блоково-складчатые массивы.

К горным сооружениям на докембрийском и палеозойском фундаменте, частично возрожденным и охваченным новейшими поднятиями, относится Центральная Азия. Рельеф Центральной Азии —мозаичное сочетание высоких аккумулятивно-денудационных равнин и плоскогорий (Ордос, Гоби, Алашань, Цайдамская, Таримская) и окружающих ихблоковых, складчато-блоковых и сводово-складчато-блоковых горных хребтов (Наньшань, Хангай, Хэнтэй, Большой Хинган, Тянь-Шань, Куньлунь). Равнины Центральной Азии сформировались на разновозрастных структурах, главным образом на каледонских и протерозойских или на «обломках» Китайской платформы. Для равнин характерен высокий гипсометрический уровень (800—1000 м). Они имеют либо плоскую поверхность, либо увалисто-грядовый рельеф. На плоских «идеальных» равнинах широко распространены замкнутые солончаковые впадины и озера. В местах развития скоплений песков (например, в пустыне, Такла-Макан, расположенной в центральной части Таримской впадины) основными формами рельефа являются песчаные гряды, кучевые пески, барханы.

Горы, окаймляющие равнины Центральной Азии, имеют различную ориентировку, но преимущественно они вытянуты в субширотном направлении. Среди горных хребтов наибольшей высотой отличаются Восточный Тянь-Шань иКуньлунь, их средние абсолютные высоты около 6000 м, а максимальные отметки превышают 7000 м (пик Победыв Тянь-Шане 7439 м иУлугмузтаг вКуньлуне7723 м).

Специфическая черта рельефа гор — изолированность межгорных впадин, большей частью бессточных. В горах широко распространены денудационные поверхности — пенеплены, приподнятые на различную высоту (сырты Тянь-Шаня). Интенсивно протекающие процессы денудации — наиболее важный фактор рельефообразования. Они способствовали накоплению мощной толщи рыхлых отложений у подножий горных склонов, сглаживанию горных массивов.

Рельеф Восточной Азии сформировался на разнородных структурах Китайской платформы, охваченных в мезозое яньшанским орогенезом и сильно омоложенных в новейшее время. Здесь, как и в Центральной Азии, рельеф имеет ячеистое строение и представляетсочетание складчато-блоковых и сводово-складчато-блоковых гор, активизированных в пределах платформы или на палеозойском складчатом основании, а такжеаккумулятивных и аккумулятивно-денудационных равнин, приуроченных либо к краевым и внутренним прогибам и впадинам платформ, либо сформировавшихся на горизонтально или моноклинально залегающих пластах чехлов платформ. В местах распространения лёссовых покровов (на Северо-Китайской равнине) рельеф представленостанцами и ступенчатыми плосковершинными возвышенностями, расчлененными каньонами с вертикальными склонами.

Горные хребты Восточной Азии (Наньлин, Циньлин, Южно-Китайские)имеют самое разнообразное простирание, так как их развитие контролировалось жесткими структурами Китайской платформы. В результате длительного процесса денудации горы приобрели мягкие очертания, средняя высота их 1000—2000 м, широкоразвиты поверхности выравнивания. Горные хребты отделены друг от друга широкими террасированными долинами. Большая часть речных долин не соответствует направлению тектонических линий, поэтому эрозионное расчленение часто носит лабиринтообразный характер. В местах распространения известняков (особенно в Южно-Китайских горах) развитыкарстовые процессы. В связи с интенсивными проявлениями в мезозое вулканической деятельности для Восточной Азии характерноширокое развитие интрузийивулканических разновысотных гор.

На полуострове Индокитайскладчатые и блоково-складчатые массивы расположены в области развития более молодых, чем в Восточной Азии, мезозойских (а в западной части кайнозойских) структур, активизированных в новейшее время.Складчато-блоковые горы (Ракхайн, илиАраканские горы, хребет Паткай) достигают высоты 3000 м, имеют сильно расчлененные склоны; много лавовых покровов и вулканических массивов.

На востоке Азию опоясывают островные дуги — Японские, Филиппинские, Большие и Малые Зондские острова. Это область развития самых молодых складчатых горных сооружений Тихоокеанского кайнозойского складчатого пояса с сильным эрозионным расчленением и интенсивным современным проявлением тектонической активности в виде вулканизма и частых землетрясений. Рельеф отличается большой контрастностью: амплитуда высот между горами островов и глубоководными впадинами превышает 12 км.

КЛИМАТ

Формирование климата Азии определяется ее географическим положением, огромными размерами, компактностью суши и преобладанием горного рельефа. Азия протянулась от арктических до экваториальных широт, поэтому годовые значения радиационного баланса колеблются в очень широких пределах от 252 кДж/ (см²• год) на севере материка до 672 кДж/ (см²• год) на юге, а циркуляция атмосферы и климатические условия отличаются исключительным разнообразием.

Особенности географического положения и, в частности, взаимное расположение суши и океанов проявляются в том, что западные и восточные части материка, лежащие на одной широте, заметно отличаются по своему климату. В первую очередь это относится к горизонтальным температурным контрастам у западных и восточных берегов, которые на западе материка зимой значительно меньше, чем на востоке. На востоке Азии и над прилегающей частью Тихого океана располагается одна из двух зон максимальных на земном шаре горизонтальных градиентов температуры, где особенно велика разница между холодным воздухом севера материка и относительно теплым морским воздухом. С зоной наибольших температурных контрастов в тропосфере связаны активная циклоническая деятельность и зона наибольших скоростей ветра.

В Азии, как ни на одном другом материке, исключительно велико влияние на климат материковой суши: ее размеров, компактности, высоты, горно-котловинного рельефа. Зимой и летом в обширных внутренних районах формируются континентальные воздушные массы. Поэтому особенностью зарубежной Азии является широкое распространение континентальных типов климата.

На формирование климата зарубежной Азии в зимнее время определяющее влияние оказывает Азиатский(Сибирский, Монгольский)антициклон— один из главных центров действия атмосферы северного полушария. С октября по март в результате изменения барической обстановки, в котором определенную роль играют охлаждение и оседание воздуха в западном переносе, вхождение окклюдированных циклонов из Западной Сибири, Карского и Баренцева морей и вторжения арктических антициклонов, Азиатский антициклон устанавливается над территорией Монголии. Давление в нем может достигать рекордных величин — 1080 гПа (среднее давление около 1035 гПа). Область повышенного давления занимает огромную площадь — от северной Монголии на юг до Гималаев и южного Китая и дает, отрог повышенного давления на запад. Мощный поток холодного воздуха выносится из нее на юг в видесеверо-западного зимнего муссона. Следствием этого являются аномально холодные и сухие зимы на востоке Азии в умеренном и субтропическом поясах (по сравнению с аналогичными широтами Северной Америки и Европы). Летом вследствие сильного прогревания центрально-азиатских котловиннад внутренними районами Азии господствует континентальный воздух, обладающий в результате трансформации свойствами тропического.

Над Южной, Юго-Восточной и Восточной Азиейустанавливаетсялетняя муссонная циркуляция, причем в Восточной Азии она связана главным образом с сезонным смещением полярного фронта на север и перемещением области высокого давления над Тихим океаном, а на юге — сВнутритропической зоной конвергенции иформированием Южноазиатской (Пенджабской) термической депрессии.

Аравийский полуостров(за исключением его юго-западной оконечности) остается в стороне от путей влажных летних муссонов, его северные районы скудно орошаются (преимущественно зимой) за счет средиземноморских циклонов.

Экваториальные области островной Азиихарактеризуютсяпреобладанием экваториального воздуха в течение всего года,интенсивной конвекцией. Изменчивость направлений ветра указывает на активный обмен воздухом между полушариями. Во внутритропической зоне конвергенции (ВЗК) происходит встреча воздушных потоков северного и южного полушарий. ВЗК резко отличается от внетропических фронтов тем, что конвергирующие воздушные массы различаются лишь по влажности при отсутствии или очень малых горизонтальных температурных контрастах. ВЗК возникает обычно в районах наиболее высоких температур поверхностных вод океанов и суши. Это довольно широкая зона, где может наблюдаться одновременно одна или несколько линий сходимости приземного ветра. Она перемещается между экстремальными сезонами на большие расстояния — на севере Индийского океана и на юге Азии на 25—30° (против 10° в Африке) (рис. 26). Так как встреча пассатов северного и южного полушарий происходит в довольно широкой зоне, при самых небольших изменениях давления возникают очаги и полосы высокого и низкого давления. Это приводит к тому, что в системе ВЗК не образуется сплошной облачности, она имеет ячеистую структуру.

Приэкваториальные областине являются областями сплошного низкого давления. Чередование небольших ложбин и гребней давления вызывает существенные изменения погоды. По интенсивности они не сравнимы с циклонами и антициклонами внетропических широт, но с ними связаны ливни, грозы, шквалы. В этом районе могут формироваться тропические депрессии, которые, если для этого имеются соответствующие условия, превращаются в разрушительные тропические ураганы.

Метеорологи отмечают процесс перетекания южного пассата (на широтах Мадагаскара) в разгар северного лета (май — сентябрь) в северное полушарие, что способствует усилению Индийского муссона. Сезонное смещение термического экватора северным летом и влияние африкано-азиатской суши (низкое давление) облегчают перетекание воздуха через экватор.

В зимнее время поверхность Азии заметно холоднее прибрежных вод Тихого и Индийского океанов. Над Северным Ледовитым океаном холодный воздух образует постоянную область высокого давления и нередко проникает в более южные широты, особенно в сильно выхолаживаемые Южную Сибирь и плоскогорье Гоби (1000—1200 м), где атмосферное давление достигает в январе — феврале 1040 гПа. Над Тихим и Индийским океанами давление в это время около 1012 гПа. Азиатский зимний антициклон гораздо более устойчив, чем Канадский и Северо-Американский максимумы. В области его распространения циклоническая деятельность почти полностью подавлена, характерны зимние инверсии температур, приводящие к формированию холодной тихой погоды. В Гоби, например, зимой температура воздуха опускается до —40 °C(а летом поднимается до 45 °C). За год выпадает максимум 200 мм осадков. Холодный континентальный воздух выносится в субтропические широты восточной Азии вплоть до широты Циньлина. В южном Китае в области конвергенции холодного континентального и теплого морского воздуха развивается циклоническая деятельность и идут дожди. Над Японскими островами зимний антициклогенез выражен значительно слабее, а циклонические дожди наблюдаются чаще. Зимний муссонный поток имеет вертикальную мощность более 3 км, поэтому он легко перетекает через горные хребты, ограничивающие Центральную Азию с востока.

Южнее, над Индостаном и Индокитаем, преобладает северо-восточное воздушное течение, несущее тропический воздух и являющееся, по существу, зимним пассатом. Погода в этот сезон носит устойчивый антициклональный характер: ясно, сухо и тепло.

Над Юго-Западной Азиейтакже формируетсяобласть повышенного давления, захватывающая Аравийский полуостров и южную часть Ирана и представляющая собойотрог Азорского антициклона. Здесь преобладают очень сухие континентальные тропические воздушные массы. Они не вливаются в общий пассатный перенос, а движутся по западной периферии Аравийского антициклона к северу. Зимой здесь развиваетсяактивная циклоническая деятельность на полярном фронте; пути зимних циклонов, движущихся со стороны Средиземного моря, проходят в основном над Малой Азией. Циклоническая деятельность также развивается на иранской ветви полярного фронта, но средиземноморский воздух проникает сюда лишь в редких случаях. В этом районе взаимодействуют континентальные воздушные массы — тропический воздух южного Ирана и Аравии и полярный воздух, который притекает из Средней Азии либо формируется над территорией Ирана. Поэтому осадков здесь выпадает меньше, чем в Малой Азии.

Прохождение циклонов над Малой Азией и Иранским нагорьем сопровождается резкой сменой погоды: в северном Иране случаются морозы до —20 °C. Волны холода доходят даже до южной Месопотамии, где температуры могут падать ниже 0 °C. Суровость зимы связана с частыми вторжениями холодного умеренного и даже арктического воздуха. Еще далее к востоку,над высокогорьями Центральной Азии, зимой господствует континентальный воздух азиатского антициклона, нозаметную роль играет западный перенос морского воздуха, сопровождаемый сильными снегопадами, которые, однако, бывают более или менее значительными только в крайних западных районах.

В общем, по сравнению с Северной Америкой и Европой циклоническая деятельность в зимнее время в Азии выражена гораздо слабее. Фронтогенез носит спорадический характер и проявляется лишь при развитии меридионального переноса холодных масс с севера на юг.

Зимой отрицательный радиационный баланс наблюдается уже к северу от 35° с. ш., т. е. в областях, лежащих намного южнее, чем в Северной Америке (40—44° с. ш.) и тем более в Европе.

Изотерма 0 °Cпроходит на севере Европы по широте 70°, а на востоке Азии — по 35° с. ш. Отклонения температуры от среднеширотной у поверхности земли достигают больших значений: наибольшие отрицательные отклонения наблюдаются над северо-востоком Азии (—14 °C), а над северной Атлантикой отклонение положительное (+24 °C).

Средние температуры январяизменяются от —25° на севере Центральной Азии до +25 °Cв приэкваториальных областях. Почти на 70 % территории зарубежной Азии абсолютные минимумы опускаются ниже 0 °C. Абсолютные минимумы до —40 ... —50 °Cотмечаются в Монголии, на севере Китая. Даже в обширных котловинах Центральной Азии и на Тибетском нагорье таких низких абсолютных минимумов не бывает (рис. 27).

В холодное время года в горах Центральной Азии широко распространены инверсии температуры. Котловины и долины здесь являются своеобразными «озерами» холода, где средние месячные температуры могут быть на 10—15 °Cниже, чем на возвышенностях. В Куньлуне и Тянь-Шане повышение местности на каждые 100 м сопровождается подъемом температуры в среднем на 1,3°. Таким образом, отрицательный градиент почти в 3 раза больше нормального. Наиболее глубокие вторжения холода в тропические широты наблюдаются на востоке и на западе Азии, где на пути выноса холодного воздуха на юг нет значительных орографических преград. Так, на прибрежных равнинах и островах Восточной Азии и на Аравийском полуострове нулевая изотерма абсолютного минимума проходит около 20° с. ш. и пересекает северный тропик. Зимой на востоке Азии перепад в абсолютных минимумах от северной Монголии до экватора составляет около 75°, т. е. 1,5° на каждый градус широты. Южнее северного тропика отрицательные температуры наблюдаются лишь на высотах 1500—2000 м. В экваториальных районах типичны минимумы +20, +22 °C, в очень редких случаях до +18 °C; средние температуры января около 24—25 °C.

Зимний максимум осадковв северном полушарии наблюдается в Передней Азии севернее 30° с. ш., где он связан с циклонической деятельностью на средиземноморской ветви полярного (умеренного) фронта, а также в тех районах, где пассат и зимние северные ветры приносят влаги больше, чем летний муссон (некоторые районы Филиппинских и Японских островов, юго-восточная оконечность Индостана и острова Шри-Ланки). Зимний максимум осадков наблюдается также в южном полушарии к востоку от острова Ява на фронте экваториального и тропического воздуха, т. е. в зоне действия ВЗК.

Летомконтрасты температур между северными и южными частями зарубежной Азии сглаживаются. Термический экватор занимает свое крайнее северное положение и находится около 12° с. ш. Географическое распространение температуры становится весьма однородным. В июле на севере — в Китае и Монголии — так же тепло, как и на островах Индонезии. На западе Китая и на юге Ирана суммарная солнечная радиация в июне — июле превышает 84 • 10³— 92,4 • 10³Дж/см²в год. Особенно высокими температурами и большими месячными величинами солнечной радиации выделяются засушливые области, где облачность ничтожно мала. На севере субтропиков абсолютные максимумы температуры достигают 35—40 °C, а местами 45 °Cи более. Они заметно выше абсолютных максимумов во влажных тропических и экваториальных областях (около 36 °C) , но ниже абсолютных максимумов в аридных тропиках. Так, 53 °C— максимальная температура в Джакобабаде — самом жарком месте зарубежной Азии — всего на 5° ниже мирового рекордного значения (Триполи, Ливия) (рис. 28).

Над севером Индостана и Иранским нагорьемразвивается глубокаяПенджаб-Белуджистанская барическая депрессия с центром (в июле 994 гПа) у восточного подножья Сулеймановых гор, играющая важную роль в формировании климата Южной Азии летом. В это время у южной оконечности Индостана (мыс Кумари, или Коморин) атмосферное давление на уровне океана составляет 1008 гПа, а в районе Мадагаскара 1022—1024 гПа. Влажный морской воздух преодолевает Западные Гаты и направляется к устью Ганга — Брахмапутры. Здесь поток раздваивается: одна часть идет в Бирму, а другая вдоль Гималаев к восточной части депрессии, где морской воздух (влажный муссон) постепенно трансформируется в тропический. Аналогичная схема перетекания южного пассата через экватор и образование летнего муссона наблюдается над Индокитаем, с той лишь разницей, что летняя термическая депрессия на севере Вьетнама юге и востоке Китая выражена несколько слабее.Над Тибетом усиливается Высотный антициклон. На фронтах континентального тропического и полярного воздуха с влажным морским проявляется циклогенез. Относительнопониженное давление наблюдается также над Центральной Азией. Градиенты давления малы, ветры слабы, циклоническая деятельность не развивается. Только на севере Монголии, где тропический воздух встречается с полярным, образуется восточноазиатская ветвь полярного фронта и происходит циклогенез.

Над океанами, которые летом оказываются значительно более холодными, чем азиатский материк,разрастаются антициклоны. Отрог Азорского антициклонараспространяется на Малую Азию. Для Восточной Азии существенно также влияние летом западной периферии Северо-Тихоокеанского максимума с давлением в его центре 1026 гПа.

Внутрисезонные ослабления или усиления муссонов над Южной Азией зависят от ослабления или углубления, а также территориального перемещения Южноазиатской барической депрессии. Для увлажнения равнин также очень важен циклогенез внутри муссонного потока (например, контакт муссонных потоков, пришедших в долину Ганга со стороны Малабарского побережья и с Бенгальского залива); они вызывают обильные дожди на равнинах. Большое значение имеют также орографические осадки.

Над Западной Азией, особенно на Аравийском полуострове, за исключением его юго-западной оконечности, почти весь годгосподствует континентальный тропический воздух. Осадков, как и в соседней Сахаре, меньше 100 мм/год. Они выпадают главным образом зимой при вхождении средиземноморских циклонов.Юго-восток Малайского архипелагав летнее время находится взоне развития австралийского (зимнего) антициклона, сопровождающегося сухой и жаркой погодой.

Осадки летомвыпадают на юге, юго-востоке и востоке материка. Почти совершенно бездождны Передняя, Западная, Юго-Западная и Центральная Азия. В среднем за годнаибольшее количество осадков получают южные склоны восточных Гималаев, юго-запад Индостана(Западные Гаты или Сахьядри), Ассамские горы, западные склоны гор Ракхайн (Араканские) иТанентаунджив Бирме. В частности, наветренные склоны островов Южной и Юго-Восточной Азии получают в год 2000—4000 мм, а метеостанция Черрапунджи (высота 1300 м) на плато Шиллонг — более 12 000 мм (см. рис. 22). В Южной и Юго-Восточной Азии осадков выпадает летом до 95 % годовой суммы. Исключение представляет экваториальная область, где осадки распределены относительно равномерно в течение года.В общем Азия характеризуется резкими контрастами в распределении осадков— в самом сухом месте материка их в 220 раз меньше, чем в самом дождливом, причем очаги повышенного увлажнения и сухости находятся сравнительно близко друг к другу (рис. 29).

Поскольку около ⁴/₅территории зарубежной Азии располагается в тропических и субтропических широтах,суммы активных температурсоставляют повсюду, за исключением самых северных и высокогорных районов, выше 3500°, достигая на юге 10 000°. Это дает возможность выращивать очень широкий набор сельскохозяйственных культур и получать в районах с термическими ресурсами выше 4000° два-три урожая в год. Так как почти для всей территории зарубежной Азии, за исключением области избыточного увлажнения (южная часть Филиппинских, Большие Зондские острова, Малайзия), характерны продолжительные периоды аридности с острым дефицитом влаги и засухами, которые наблюдаются даже в тех районах, где выпадает 1000—2000 мм осадков в год, искусственное орошение имеет очень важное значение и применяется почти повсеместно.

Ряд районов Азии отличается дискомфортным климатом, обусловленным сочетанием сильных и устойчивых ветров либо с очень низкими (на севере), либо (в тропиках Южной и Юго-Восточной Азии) с устойчивыми высокими температурами при неизменно высокой влажности воздуха, изнуряюще действующими на организм.

Поясные и секторные климатические различия территории зарубежной Азии проявляются очень отчетливо (табл. 12, рис. 30).

Экваториальный пояс.Экваториальный климат характерен для юга Малакки, Малайского архипелага, юго-запада острова Шри-Ланка, юга Филиппинских островов. Для него типичны высокие с незначительными колебаниями температуры, отсутствие сухого периода, обильные и равномерные осадки; в течение всего года увлажнение избыточное.

Субэкваториальный пояс. Муссонный климатхарактерен для Южной и Юго-Восточной Азии. Для него типичны высокие температуры (особенно весной) и резкая сезонность в выпадении осадков. Сухими сезонами являются зима и весна, влажными — лето и осень. В барьерной тени и на северо-западе пояса сухой сезон растягивается на 8—10 месяцев.

Тропический пояс. Различия между западным и восточным секторами выражены очень резко. На западе (Аравийский полуостров, юг Месопотамии, южная окраина Иранского нагорья)климат континентальный, пустынный с большими амплитудами температур, которые в зимнее время могут опускаться до 0 °C. Осадки скудные, увлажнение ничтожное. Восточный приокеанический сектор (Южный Китай, северная часть полуострова Индокитай) имеетвлажный морской муссонный климат. Температуры повсюду, кроме горных районов, высокие в течение всего года, летом выпадают обильные осадки, увлажнение достаточное.

Субтропический пояс. Он занимает наибольшую площадь в зарубежной Азии. Для него характерно несколько типов климата. На западном побережьеклимат типично средиземноморский— влажная зима, сухое лето. Температура на равнинах всюду выше 0°, но иногда могут случаться заморозки (до —8 ... —10 °C). Поскольку период с наиболее высокими температурами совпадает с минимумом осадков, годовое увлажнение недостаточное и скудное.

Климат восточной части пояса (Восточный Китай, Японские острова, за исключением Хоккайдо и Рюкю, а также юга Корейского полуострова) субтропический муссонный. Температуры зимы положительные, хотя средние минимальные на севере — отрицательные. Максимум осадков приходится на лето, но распределены они в течение года более равномерно чем в муссонных тропиках. Увлажнение достаточное и умеренное.Континентальный климатгосподствует на нагорьях Передней Азии (Малоазиатском, Армянском, Иранском), причем степень его континентальности усиливается к востоку. Возрастают месячные и особенно суточные амплитуды температур до 30°, зимой морозы до —8, —9 °C; осадки скудные, непостоянные, увлажнение ничтожное.Высокогорный пустынный климатс холодной малоснежной зимой, прохладным летом характерен для Тибета.

Умеренный пояс. Зимние температуры здесь — самые низкие в зарубежной Азии, а летние почти такие же высокие, как в субтропиках. Годовые амплитуды температур достигают наивысших значений. Влияние зимнего Азиатского антициклона отчетливо проявляется дажев восточных приокеанических областях. Зима холодная, малоснежная, с сильными ветрами. Лето дождливое. Увлажнение достаточное и умеренное.В континентальном секторе(северная половина Центральной Азии) зима еще более суровая (средние минимумы —25 ... —28 °C) и бесснежная, лето теплое и сухое. Только в горах северной части Монголии в конце лета на полярном фронте выпадают небольшие осадки.