52. Естественная динамика климата геологического прошлого
Докембрий. На самых первых этапах эволюции Земли после завершения образования планеты, разогревания ее недр, формирования ядра, приведших к активным проявлениям магматизма и в частности вулканизма, началась дегазация мантии и образование гидросферы и атмосферы. В архее Мировой океан, по-видимому, покрывал всю Землю или большую ее часть; атмосфера на первой стадии эволюции состояла из метана СН4 с добавлением водорода Н2, азота N2 и аммиака NН3; кислород О2 в атмосфере отсутствовал.
Признаки широкого распространения оледенения в архейское время отсутствуют. Климат Земли отличался зональностью и был теплым. В позднем архее 2,7–2,9 млрд лет назад уже появились микроскопические одноклеточные водоросли, которые могли осуществлять фотосинтез органических веществ из диоксида углерода (углекислоты) и воды с выделением свободного кислорода. Этот кислород шел на окисление аммиака до молекулярного азота.
Таким образом, в раннем протерозое 2,6-1,95 млрд лет назад началась вторая стадия эволюции атмосферы: основным компонентом атмосферы стал азот N2, а наиболее важными примесями – углекислый газ СО2 и аргон Ar.
Около 1,8 млрд лет назад, когда скорость образования кислорода при фотосинтезе стала достаточно высокой и кислород перестал быть малой примесью в атмосфере, наступила третья стадия эволюции атмосферы. С начала этой стадии парциальное давление кислорода все время увеличивалось и постепенно достигло современного значения. Теплый климат в архее постепенно становился более холодным.
Имеются отчетливые доказательства, что в нижнем протерозое 2,5–2,6 млрд лет назад наблюдалось континентальное покровное Гуронское оледенение существовавшего в то время материка Мегагеи. Центр оледенения находился примерно на палеошироте 60°, т.е. это был центр типичного ледникового покрова умеренных широт. О распространении этого оледенения пока нет данных, также не выяснено, было ли это оледенение материкового типа или эти ледники были связаны с процессами горообразования.
В течение длительного периода геологической истории, примерно от 2,1 до 1,0 млрд лет назад, проявлений оледенений на Земле не найдено, и надо думать, что в течение этого времени климат был теплым. Затем в позднем протерозое – в верхнем рифее и венде (950–600 млн. лет назад) – отмечены три покровных оледенения, разделенные межледниковыми периодами. Это так называемые Гнейсеский, Стертский и Варангский ледниковые периоды, наблюдавшиеся около 950, 750 и 680–660 млн лет назад соответственно.
Наступление ледниковых периодов, вероятно, стимулировалось вертикальными движениями земной коры, которые способствовали развитию горного оледенения, и горизонтальными движениями материков, в результате которых различные материки последовательно перемещались в высокие и умеренные широты. Однако прямой причиной каждого периода наступления льдов было глобальное похолодание.
Палеозой. Климатические условия палеозоя (570–230 млн лет до нашего времени) известны очень приближенно. По-видимому, на протяжении большей части палеозоя на всем земном шаре климат был очень теплым, причем условия увлажнения на континентах изменялись в широких пределах.
В конце палеозоя, на границе каменноугольного и пермского периодов, возникло оледенение, которое охватило значительную территорию суши, расположенную сейчас в основном в тропических широтах. Оценить географическое положение этого оледенения в эпоху его развития довольно трудно из-за вероятности за столь длительное время значительного перемещения континентов и изменения положения полюсов земного шара.
Характерно, что климатические условия других районов земного шара в эпоху пермокарбонового оледенения были достаточно теплыми.
В пермском периоде стала заметной термическая зональность, причем на континентах значительно расширились области сухого климата. Климат мезозоя (230…65 млн лет до нашего времени) был довольно однообразным. На большей части земного шара климатические условия были близки к современным тропическим, тогда как в высоких широтах климат был более прохладным, хотя все же очень теплым, с незначительными сезонными изменениями температуры. Условия увлажнения на континентах в мезозое, по-видимому, были более однородными по сравнению с современной эпохой, хотя в это же время существовали зоны как недостаточного, так и избыточного увлажнения.
В конце мелового периода зона жаркого климата сократилась, а область сухих климатических условий расширилась. При переходе к кайнозойской эре заметного изменения климата не произошло. На протяжении третичного периода проходил процесс прогрессивного похолодания, который был наиболее заметен в умеренных и особенно высоких широтах. С середины третичного периода в высоких широтах появляется и постепенно расширяется новая климатическая зона, в которой метеорологический режим напоминает современные климатические условия средних широт. В этой зоне температура воздуха зимой опускалась ниже нуля, что делало возможным образование сезонного снежного покрова. Одновременно в удаленных от океанов районах континентов усиливалась континентальность климата.
Процесс похолодания не был равномерным, в отдельные эпохи происходили потепления, которые, однако, не изменяли общей тенденции к усилению термической зональности, обусловленной снижением температур в высоких широтах. Этот процесс ускорился в плиоцене, когда расширилось возникшее ранее континентальное оледенение в Антарктиде.
Хотя в конце плиоцена климат был теплее современного, он уже меньше отличался от современных климатических условий по сравнению с климатом мезозоя и начала третичного периода.
Рассматривая последовательность изменений климата за время, для которого имеются более или менее достоверные данные, следует обратить внимание на нетипичность режимов с сильно выраженной термической зональностью для климатических условий на нашей планете.
Большое различие температур между полюсами и экватором, существующее с конца третичного периода и особенно возраставшее в ледниковые эпохи, характерно для малой части времени, прошедшего после начала палеозоя.
За последние 600 млн лет, кроме четвертичных оледенений, было только одно крупное пермокарбоновое оледенение, длительность которого также была невелика по сравнению со временем, прошедшим с начала палеозоя.
Для объяснения существования на протяжении основной части истории Земли теплого климата на всех широтах существенное значение имеет то, что, в течение почти всего фанерозоя атмосфера содержала значительно больше углекислого газа по сравнению с современной эпохой. Удвоение концентрации углекислого газа, по данным М.И. Будыко (1980), приводит к повышению средней температуры воздуха у земной поверхности при постоянном альбедо Земли приблизительно на 2,5°.
Дальнейшее увеличение концентрации СО2 повышает температуру воздуха на такую же величину при каждом последующем удвоении концентрации. Таким образом, при увеличении концентрации СО2 в четыре раза температура воздуха возрастет на 5°, а при росте концентрации в восемь раз – на 7,5°.
Так как в начале и середине фанерозоя концентрация СО2 была выше современной в 6-10 раз, это обеспечивало повышение средней температуры воздуха по сравнению с современной эпохой примерно на 6,5-8°. Считая, что солнечная постоянная в первой половине фанерозоя была меньше ее современного значения на 4%, и принимая во внимание данные о чувствительности термического режима к изменениям притока тепла, найдем соответствующее понижение средней температуры воздуха при постоянном альбедо равным 5-6°.
Фактически обе эти разности должны быть больше приведенных здесь значений, так как из-за развития в конце фанерозоя полярных ледяных покровов и изменения структуры растительных покровов на континентах альбедо Земли увеличилось.
Поскольку учет этого эффекта изменяет обе указанные разности на одинаковую сравнительно небольшую величину, такая поправка не оказывает влияния на основной вывод из выполненного расчета о том, что влияние парникового эффекта с избытком компенсировало меньшее значение солнечной постоянной в первой половине фанерозоя и что в результате этого климат в рассматриваемое время был теплее современного.
Вероятно, что в докембрийское время количество СО2 было, как это часто предполагают, значительно выше, чем в фанерозое. Связанное с этим усиление парникового эффекта могло поддерживать высокие температуры у земной поверхности и при пониженных значениях солнечной постоянной (Будыко М.И., 1980).
Климат четвертичного периода. Климатические условия четвертичного периода изучены гораздо подробнее по сравнению с климатом более раннего времени.
За исключением последнего относительно очень короткого отдела четвертичного периода – голоцена, весь этот период соответствует плейстоцену, на протяжении которого климатические условия были необычными по сравнению с предшествовавшими условиями мезозойской эры и третичного периода, когда термическая зональность была сравнительно слабо выражена. В плейстоцене усилилось похолодание в средних и высоких широтах, что способствовало возникновению крупных континентальных оледенений, которые неоднократно расширялись, достигая средних широт, а затем отступали в высокие широты. Во время развития континентальных оледенений увеличивалась площадь морских льдов, занимавших большие пространства. Число четвертичных оледенений и их датировки известны только приблизительно.
Плейстоцен. Для климата плейстоцена (продолжительность 1,5± 0,5 млн лет) характерным является последовательная смена так называемых ледниковых периодов и более теплых межледниковых.
Однако классические представления, полученные из геоморфологических наблюдений в Альпах, заключающиеся в том, что плейстоцен состоит из четырех ледниковых периодов (гюнц, миндель, рисс и вюрм) и трех межледниковых, оказались слишком упрощенными в свете накопленных к настоящему времени фактов. Применение изотопных, геохимических, биохронологических методов к анализу колонок бурения морского дна и ледниковых щитов Гренландии и Антарктиды дало более подробную информацию об изменениях температуры и, главное, позволило разработать кислородно-изотопную шкалу, которая дает не только детальную хронологию холодных и теплых условий, но и позволяет восстановить температурные условия палеоклимата.
Изотопный анализ 1600 образцов льда из ледникового керна со станции Кемп Сенчури в Гренландии позволил восстановить климатические вариации для последних 110 тыс. лет (рис. 16).
На рис. 16 показаны вариации 18O в керне Кемп Сенчури в сравнении с наиболее известными к тому времени палеоклиматическими диаграммами. Наиболее низкие значения 18O (до – 40‰) обнаружены во льду, отложенном датируется около 13-17 тыс. лет назад, что отражает самую холодную часть позднего плейстоцена. Ниже отмечается положительный изотопный сдвиг, датируемый 17-20 тыс. лет назад. Глубокий и длительный минимум 21-25 тыс. лет назад, по мнению В. Дансгора, согласуется с низким положением уровня моря в ряде районов Мирового океана.
Два длительных периода с относительно высокими значениями 18O обнаружены около 29-35 и 42-49 тыс. лет назад. Первый из них коррелирует с событиями в континентальной шкале плам-пойнт или паудорф (в России – это брянский или каргинский интервал), а второй – с эпизодом Портталбот.
Оба этих теплых периода отчетливо выделяются на пыльцевой диаграмме отложений Североамериканских озер (см. рис. 16в), свидетельствующей о сокращении Лаврентийского ледникового покрова в это время.
Другие относительные максимумы значений 18O зафиксированы к 59 тыс. лет назад (стадия Бреруп) и 63-66 тыс. лет назад (стадия Амерсфорт). Они соответствуют хорошо известным интерстадиалам на континентальной шкале Западной Европы. Во льду древнее 73 тыс. лет назад значения 18O становятся близкими к современным.
В. Дансгор полагал, что эти высокие значения 18O отражают сангамонский (эемский, в России он называется казанцевским или микулинским) интерстадиал.
Согласие всех четырех палеоклиматических кривых на рис. 16 вплоть до 70-100 тыс. лет назад весьма примечательно, если учесть, что их временной масштаб специально не согласовывался, хотя кривые на рис. 16, б и в и показывают некоторое несогласие с кривой Кемп Сенчури при возрастании возраста.
Характер распределения 18O по всему керну скважины Кемп Сенчури (см. рис. 16, а) заставляет предположить существование 13000-летних изотопных и палеоклиматических осцилляций с максимумами значений 18O около 6, 19, 32, 45, 59, 74 тыс. лет назад. Сходные осцилляции могут быть выделены на рис. 16, г. Этот 13000-летний период климатических колебаний может быть связан с земной прецессией.
В астрономии так называют медленное движение оси вращения Земли по круговому конусу, ось которого перпендикулярна к плоскости земной орбиты. Период прецессии приблизительно равен 26 тыс. лет. Благодаря прецессии расстояние разных точек на поверхности Земли от Солнца изменяется в зависимости от широты местности, и соответственно меняется приходящая солнечная радиация.
Рис. 16. Климатические вариации последних 100 тыс. лет,