книги из ГПНТБ / Будыко, М. И. Изменения климата

130 Глава 4. Климаты прошлого

Поскольку данные геохимических исследований свидетельст­ вуют о постепенном уменьшении в течение последних сотен мил­ лионов лет количества углекислоты в атмосфере, такое предполо­ жение можно считать правдоподобным.

В связи с этим встает вопрос: могла ли в эпоху существования автотрофных растений концентрация углекислоты в атмосфере превосходить величину, при которой скорость фотосинтеза начинает снижаться?

Ответить на этот вопрос довольно трудно, так как зависимость фотосинтеза от количества углекислоты для растений отдаленного прошлого не обязательно совпадала с аналогичной зависимостью для современных растений.

Отметим, что изменение концентрации углекислоты в атмо­ сфере оказывает влияние на общую массу живых организмов, существующих на нашей планете. Основная часть этой биомассы состоит из вещества автотрофных растений, количество которого регулируется величиной их фотосинтеза. Указанная зависимость имеет следующее простое объяснение. Расход органического веще­ ства автотрофных растений на дыхание, на отмирание отдельных органов растений и т. д. можно считать пропорциональным массе растения. Учитывая, что суммарная величина фотосинтеза равна расходу органического вещества и принимая во внимание, что ско­ рость фотосинтеза в первом приближении пропорциональна кон­ центрации углекислоты, найдем, что масса растений пропор­ циональна концентрации углекислого газа.

Можно думать, что в некоторых случаях зависимость массы растений от концентрации углекислоты является более слабой, так как при увеличении поверхности растений скорость фотосин­ теза может возрастать. Однако для сплошного растительного по­ крова при его оптимальной структуре, обеспечивающей наиболь­ ший фотосинтез, зависимость суммарного фотосинтеза от размера фотосинтезирующей поверхности невелика (Будыко, 1971 и др.).

Таким образом, масса автотрофных растений существенно за­ висит от концентрации углекислоты, причем в ряде случаев эта зависимость имеет характер прямой пропорциональности.

Очевидно, что такое заключение в основном относится к слу­ чаям, когда водный режим, минеральное питание и другие фак­ торы не находятся в «минимуме», т. е. не ограничивают сущест­ венно фотосинтез. Можно, однако, думать, что и при наличии дру­ гих факторов, лимитирующих фотосинтез, имеется определенная зависимость между массой растений и концентрацией углекислоты, которая проявляется особенно заметно при малых величинах кон­ центраций.

Из приведенного заключения следует, что в геологическом прошлом, когда концентрация углекислоты в воздухе была значи­ тельно больше современной, масса растительного покрова на суше возможно превосходила ее современные значения. Это относится

Л. Р. Ракиповой и О. Н. Вишняковой (1973).

Для оценки влияния концентрации углекислоты на термиче­ ский режим с учетом указанной обратной связи используем соот­ ношение

(Is —уходящее в мировое пространство длинноволновое излучение при современном значении концентрации углекислоты в атмосфере, / ' —уходящее излучение при различных значениях концентрации

углекислоты, у — безразмерный коэффициент, зависящий от кон­ центрации углекислоты), которое можно считать достаточно точ­ ным при малом отличии коэффициента у от 1.

Используя для определения Is приведенное во второй главе эмпирическое соотношение, найдем

где Г — температура воздуха у земной поверхности в °С, п — об­ лачность в долях единицы, а, Ь, а\, Ь\ — размерные коэффициенты.

Принимая во внимание, что для земного шара в целом вели­ чина поглощенной радиации равна уходящему излучению, найдем соотношение

(Qsp — солнечная радиация на внешней границе атмосферы, asp — альбедо системы Земля—атмосфера, Тр — средняя планетарная температура у поверхности Земли, пр — средняя облачность) и для определения средней планетарной температуры формулу

В таком случае, применяя полуэмпирическую теорию термического режима атмосферы для определения средней годовой температуры различных широтных зон, получим формулу

Qs( — “«) — 4- Тйщ + рГр

(4-6)

Р+ —

где Qs, as, п и Т относятся к рассматриваемой широтной зоне, р — размерный коэффициент, характеризующий интенсивность ме­ ридионального теплообмена.

Значения коэффициента у при различных концентрациях угле­

новой и представленной на рис. 24 кривой 1. Найденные таким путем величины указанного коэффициента приведены в табл. 14.

Таблица 14

Зависимость коэффициента у от концентрации углекислого газа

центрации углекислоты на 30% по сравнению с ее современным уровнем температура значительно возрастает и при содержании углекислоты более 0,05% становится на несколько градусов выше существующей сейчас температуры.

При уменьшении количества углекислоты средняя планетарная температура снижается, причем при концентрации углекислоты, равной примерно половине ее современного значения, средняя тем­ пература у земной поверхности падает на несколько десятков гра­ дусов, что соответствует условиям полного оледенения Земли.

Зависимость границы полярных льдов в северном полушарии от количества углекислоты, рассчитанная по изложенной схеме, представлена на рис. 25. Увеличение концентрации углекислоты на 30% по сравнению с ее современным значением (обозначен­ ным тонкой вертикальной прямой) оказывается достаточным для

134 Глава 4. Климаты прошлого

полного таяния полярных льдов, а уменьшение концентрации в два раза приводит, как отмечено выше, к полному оледенению нашей

планеты.

Следует отметить, что общая зависимость средней температуры воздуха и границы полярных льдов от концентрации углекислого газа в атмосфере имеет более сложный характер по сравнению с кривыми, представленными на рис. 24 и 25. Эта зависимость аналогична связям средней температуры воздуха и границы поляр­ ных льдов с солнечной постоянной, которые, как указано во вто­ рой главе, имеют неоднозначный характер.

Поскольку в данном случае мы рассматриваем влияние на

ном полушарии от концен­ заметно меньше тех изменений, которые трации углекислого газа. определяются зависимостями, представ­

ленными на рис. 24 и 25.

При помощи формул (4.5) и (4.6) можно рассчитать распреде­ ление средних широтных температур у земной поверхности: 1) для безледного режима, соответствующего концентрации углекислого газа, равной 0,042%; 2) для полного оледенения Земли, соответ­ ствующего концентрации углекислого газа, равной 0,015%.

Расчет для первого случая выполнен в предположении, что альбедо системы Земля—атмосфера в высоких широтах при от­ сутствии льдов равно 0,40. В расчете пренебрегается влиянием на термический режим возможного изменения облачности.

Во втором расчете предполагается, что альбедо на всех широ­ тах равно 0,64 и что влияние облачности на термический режим несущественно.

Результаты расчета для северного полушария представлены на рис. 26. Как видно из рисунка, при повышении концентрации угле­ кислоты до 0,042% средняя годовая температура в низких широ­ тах возрастает приблизительно на 2°, а в высоких широтах до 10°.

В случае полного оледенения («белая Земля») средняя годо­ вая температура снижается на величину около 70° у экватора и около 45° у полюса. Следует отметить, что найденные в этом рас­ чете значения температур для условий полного оледенения не­ сколько отличаются от значений, полученных во второй главе. Это различие объясняется использованием в данном расчете пред­ положения о несущественности влияния облачности на термиче­

няет средние годовые темпе­ ратуры воздуха различных широтных зон на несколько десятков градусов.

Так как точность этого расчета ограничена в связи с наличием в использованной модели термического режима ряда упрощающих предположений, то приведенная здесь оценка влияния изменений концентрации углекислоты на термический режим имеет прибли­ женный характер и должна быть проверена и уточнена в после­ дующих исследованиях.

В этой связи представляют большой интерес результаты иссле­ дования Манабе (Smagorinsky, 1974), в котором были рассчитаны изменения термического режима атмосферы при удвоении содер­ жания количества углекислого газа. Для этой цели Манабе исполь­ зовал трехмерную модель общей теории климата, включающую учет влияния на температуру воздуха фазовых преобразований

воды и обратной связи между термическим режимом и снежно-ле­ дяным покровом.

На рис. 27 представлены найденные Манабе величины измене­ ния средней широтной температуры воздуха у земной поверхности при удвоении концентрации углекислого газа (линия М). Для сравнения на этом рисунке изображены результаты расчета изме­ нения температуры воздуха по изложенной во второй главе полуэмпирической модели термического режима атмосферы при учете локального влияния углекислого газа на температуру воздуха по схеме Манабе—Везеролда (кривая 1) и по схеме Ракиповой— Вишняковой (кривая 2).

Рис. 27. Влияние изменения концентрации углекислого газа на средние широтные температуры воздуха.

1, 2 — расчеты по полуэмпирической модели, М — расчет Манабе.

Как видно из рисунка, изменения температуры в различных широтах, найденные в результате применения совершенно различ­ ных моделей теории климата, хорошо согласуются друг с другом.

Выше было указано, что уже длительное время существует тенденция к снижению концентрации атмосферной углекислоты. Можно думать, что изменения количества свободной углекислоты в атмосфере и гидросфере за продолжительные периоды времени не могут зависеть от увеличения или уменьшения общей массы живых организмов. Так, например, если мы будем считать эту массу соответствующей значению, приведенному выше, изменение ее величины на 100% может быть компенсировано приходом угле­ кислоты из литосферы (или расходом углекислоты на геологиче­ ские процессы) примерно за 10 тыс. лет. Если предположить, что в прошлом величина биомассы была на порядок больше, то соот­ ветствующая оценка повысится только до 100 тыс. лет, т. е. до величины, все еще малой по сравнению с продолжительностью гео­ логических периодов.

на баланс углекислоты ничтожно по сравнению с газообменом атмосферы и литосферы в течение длительных интервалов вре­ мени, сравнимых с геологическими периодами.

Вотличие от живых организмов, литосфера может накапливать очень большое количество углерода, а также расходовать боль­ шее количество углекислоты за длительные периоды времени. По­ этому геологические составляющие баланса углекислоты, гораздо меньшие по величине, чем биологические компоненты .баланса, имеют основное значение для изменений количества свободной углекислоты.

Впротивоположность биологическому циклу углекислоты, в ко­

тором приход и расход практически сбалансированы из-за сравни­ тельно малой массы живых организмов, приход и расход углекис­ лого газа в геологическом цикле мало связаны между собой. Поэтому возможны случаи, когда поступление углекислоты из лито­ сферы значительно превосходит ее поглощение литосферой, и на­ оборот.

Считая, что в современных условиях порядок величины раз­ ности расхода углекислоты в результате геологических процессов и прихода углекислоты из литосферы равен 108 т/год, найдем, что обусловленная этой разностью скорость изменения количества сво­ бодной углекислоты в атмосфере и гидросфере может составлять 1014 т за миллион лет.

Предполагая, что количество атмосферной углекислоты состав­ ляет 2% углекислоты в гидросфере, получим возможную величину уменьшения количества атмосферной углекислоты за миллион лет равной 2-1012 т, или 0,03%, что совпадает с приведенной выше оценкой средней скорости уменьшения концентрации атмосферной углекислоты за последние 250 млн. лет.

Таким образом, геологические процессы могут быть причиной происходящих изменений концентрации атмосферной углекислоты. Количественный анализ влияния процессов в литосфере на баланс углекислоты затрудняется невысокой точностью имеющихся сведе­ ний о балансе углерода в литосфере. Отмеченное выше совпадение двух независимых оценок скорости убывания количества атмо­ сферной углекислоты следует рассматривать в известной мере как случайное. По существу, имеющиеся оценки позволяют опреде­ лить только порядок величины соответствующих членов баланса углекислого газа.

Несмотря на неточность имеющихся сведений об изменении кон­ центрации углекислого газа в геологическом прошлом, можно по­ лучить довольно надежную оценку влияния углекислого газа на термический режим атмосферы в дочетвертичное время.

Из приведенных выше данных следует, что при концентрации углекислоты больше 0,10% средняя глобальная температура воз­ духа повысится примерно на 5° по сравнению с современными

138 Глава 4. Климаты прошлого

условиями. Так как концентрация углекислого газа достигла этого значения, по-видимому, в конце третичного периода, то, следова­ тельно, на протяжении мезозойской эры и большей части третич­ ного периода под влиянием сравнительно высокой концентрации углекислого газа средняя глобальная температура воздуха у зем­ ной поверхности была повышена примерно на 5°. При этом коле­ бания концентрации углекислого газа, происходившие в дочетвертичное время на фоне ее достаточно высокого среднего уровня, никак не влияли на климатические условия.

Из данных о вековом ходе температуры в дочетвертичное время, представленном на рис. 23, ясно, что хотя температура в эту эпоху была заметно выше современной, она отнюдь не была постоянной. Это указывает на то, что в эту эпоху на изменения климата влияли другие факторы.

Влияние строения земной поверхности на климат. Во второй половине мезозойской эры и в первой части третичного периода (палеогене) средний уровень континентов был сравнительно низ­ ким, в результате чего значительная часть континентальной плат­ формы была покрыта неглубокими морями. В это время проис­ ходили многократные поднятия и опускания различных континен­ тальных областей, что, однако, не изменяло общей картины пересечения континентов более или менее широкими проливами и морями.

Во второй части третичного периода (неогене) интенсивные тек­ тонические движения привели к повышению уровня континентов и постепенному исчезновению многих внутриконтинентальных морей. В эту эпоху перестал существовать, в частности, широкий водоем на территории современной Западной Сибири, соединяв­ ший тропические океаны с полярным бассейном. Это превратило Северный полярный океан в изолированный водоем, соединенный только с Атлантическим океаном и из-за узости Берингова пролива мало связанный с Тихим океаном.

Возможно, что в третичное время завершился процесс переме­ щения в более высокие широты материка Антарктиды, который занял концентрическое положение по отношению к Южному полюсу.

Такие изменения строения земной поверхности должны были оказать существенное влияние на меридиональный теплообмен в океанах.

Как видно из данных второй главы, в современную эпоху мери­ диональный перенос тепла в океанах составляет около половины переноса тепла в атмосфере. Можно думать, что при увеличении площади водоемов, связывающих низкие и высокие широты, пере­ нос тепла в океанах возрастает. Влияние увеличения меридиональ­ ного теплообмена на распределение средних широтных температур можно оценить по формулам полуэмпирической теории термиче­ ского режима атмосферы.

Результаты такого расчета для северного полушария представ­ лены на рис. 28, где кривая 1 соответствует распределению сред­ ней годовой температуры при безледном режиме в высоких широ­ тах для современного соотношения меридиональных переносов тепла в атмосфере и гидросфере. Кривая 2 изображает распреде­ ление температуры при условии равенства этих переносов, кривая 3 — при величине переноса в гидросфере, вдвое большей переноса в атмосфере.

Изменения соотношений этих переносов определяются в фор­ мулах полуэмпирической теории термического режима соответ­

нах оказывало влияние на снижение температуры, происходив­ шее в умеренных и высоких широтах в течение последних

100—150 млн. лет.

Если мы допустим, что в начале этого периода меридиональ­ ный перенос тепла в океанах был значительно больше переноса в атмосфере, а в конце приблизился к его современному состоя­ нию, и примем во внимание понижение глобальной температуры, которое произошло в конце третичного периода из-за уменьшения концентрации углекислого газа, то получим вековой ход темпера­ туры в умеренных широтах соответствующим кривой 2 на рис. 23. Эта кривая удовлетворительно согласуется с эмпирической кри­ вой 1, хотя точного их согласования в данном случае, конечно, не имеется.