Возникновение и эволюция атмосферы

Вопрос об эволюции атмосферы в последние годы приобрел существенное практическое значение в связи с процессом антропогенного роста концентрации атмосферного углекислого газа... Возникла возможность использования данных о химическом составе атмосферы в прошлом для оценки климатических условий ближайшего будущего.

М.И. Будыко

ВОЗНИКНОВЕНИЕ АТМОСФЕРЫ

Атмосфера представляет собой газовую оболочку Земли, масса которой оценивается в 5,5 Χ 10²¹ г. Как уже отмечалось, основными компонентами земной атмосферы являются азот, кислород, диоксид углерода, составляющие в сумме 99%. Масса главных газовых компонентов сухого атмосферного воздуха равна: азота - 3,9-10²¹ г, кислорода - 1,2 Χ 10²¹ г и СО₂ -2,6 Χ 10¹⁸ г. Остальные компоненты имеют второстепенное значение (см. табл. 7). В атмосфере, кроме указанных газов, также присутствуют различные аэрозоли - пылеватые или водяные частицы, находящиеся во взвешенном состоянии в газообразной среде. Они могут быть естественного происхождения (извержение вулканов, лесные пожары, пыльные бури и пр.), а также техногенного (результат хозяйственной деятельности человека). Та или иная концентрация аэрозолей в атмосфере определяет ее прозрачность, что сказывается на солнечной радиации, достигающей поверхности Земли.

Земля по сравнению с другими планетами земной группы имеет относительно обширную атмосферу, уступая в этом отношении только Венере. Химический состав атмосферы Земли в сравнении с составом атмосфер других планет представлен в табл. 33. Видно, что атмосфера нашей планеты в основном имеет азотно-кислородный состав. В отличие от земной атмосферы по относительному содержанию газов в молекулярной форме атмосферы Венеры и Марса являются углекислыми с резким преобладанием СО₂ над другими газами в совокупности. Среднее относитель­ное содержание воды в атмосферах Венеры и Марса ниже, чем в земной атмосфере. В то же время атмосфера Земли содержит ничтожное количество инертных газов (кроме аргона), что представляет собой резкий контраст с их необычайно высоким распространением на Солнце, в звездах и в Космосе.

Возникновение и развитие атмосферы Земли тесно связано с геологическими процессами, а также с деятельностью живых организмов. Такие газы, как азот, углекислый газ и водяной пар, возникли в результате вулканической деятельности, за счет выделения

Таблица 33

Химический состав атмосфер планет земной группы (в объемных %)

Газ	Венера	Земля	Марс
Азот N2	3,5	78,1	2,5
Кислород О2	<10-3		0,1
Углекислый газ СО2	96,5	0,03
Водяной пар Н2О	0,2	0,1	0-0,2
Метан СН4	<10-4	1,8 -10-4	4-10-4
Озон О3	?	10-6-10-5	10-5
Водород Н2	<10-3	<5 Χ 10-5	—
Оксид углерода СО	3 Χ 10-3	10-4	0,08
Аммиак NH3	<2 Χ 10-4	<10-5	<10-5
Диоксид серы SO2	1,5 Χ 10-2	10-4	<10-6
Хлористый водород НС1	4 Χ 10-5	<10-5	<10-5
Фтористый водород HF	5 Χ 10-7	<10-7	<10-7
Инертные газы
Гелий Не	10-2	5 Χ 10-4	-
Неон Ne	1,3 Χ 10-3	1,8 Χ 10-3	—
Аргон Аr	1,5 Χ 10-2	0,93	1,5
Криптон Кr	6,5 Χ 10-5	1,1 Χ 10-4	3 Χ 10-5
Ксенон Хе	—	8,7 Χ 10-6	8 Χ 10-6
Масса атмосферы (в г)	5,3 Χ 1023	5,2 Χ 1021	2,4 Χ 1019

из глубоких трещин в земной коре и из горячих источников. Количество кислорода в вулканических газах незначительно, поэтому он, вероятно, появился на более поздних стадиях развития Земли в результате деятельности фотосинтезирующих растений.

Атмосфера в свою очередь оказывала значительное влияние на эволюцию литосферы, активно участвуя в процессах выветривания горных пород, формирующих поверхность материков. Развитие атмосферы во многом определило эволюцию гидросферы и существенно повлияло на живые организмы. Все главные газовые составляющие атмосферы расходуются и снова поступают в атмосферу в результате взаимодействия с живыми организмами, водами гидросферы и минеральными веществами литосферы. В целом эволюция атмосферы и гидросферы была по существу единым процессом (Будыко, 1977). Вышесказанные положения хорошо подтверждаются при рассмотрении круговоротов главных газовых составляющих земной атмосферы.

Азот - главный элемент земной атмосферы, который непрерывно обменивается с живым веществом биосферы, причем составными частями последнего служат соединения азота (аминокислоты, пурины и др.). На рис. 46 показан геохимический круговорот азота. Извлечение азота из атмосферы происходит неорганическим и биохимическим путями, хотя они тесно взаимосвязаны. Неорганическое извлечение связано с образованием его соединений N₂O, N₂O₅, NO₂, NH₃. Они находятся в атмосферных осадках и образуются в атмосфере под действием электрических разрядов во время гроз или фотохимических реакций под влиянием солнечной радиации.

Рис. 46. Геохимический круговорот азота в биосфере.

Биологическое связывание азота осуществляется некоторыми бактериями в симбиозе с высшими растениями в почвах. Азот также фиксируется некоторыми микроорганизмами планктона и водорослями в морской среде. В количественном отношении биологическое связывание азота превышает его неорганическую фиксацию. Обмен всего азота атмосферы происходит примерно в течение 10 млн. лет. Азот содержится в газах вулканического происхождения и в изверженных горных породах. При нагревании различных образцов кристаллических пород и метеоритов азот освобождается в виде молекул N₂ и NH₃. Однако главной формой присутствия азота как на Земле, так и на планетах земной группы, является молекулярная. Аммиак, попадая в верхние слои атмосферы, быстро окисляется, высвобождая азот. В осадочных горных породах он захороняется совместно с органическим веществом и находится в повышенном количестве в битуминозных отложениях. В процессе регионального метаморфизма этих пород азот в различной форме выделяется в атмосферу Земли.

Кислород - второй по распространению газ атмосферы, играющий исключительно важную роль во многих процессах биосферы. Господствующей формой его существования является О₂. В верхних слоях атмосферы под влиянием ультрафиолетовой радиации происходит диссоциация молекул кислорода, а на высоте примерно 200 км отношение атомарного кислорода к молекулярному (О: О₂) становится равным 10. При взаимодействии этих форм кислорода в атмосфере (на высоте 20 - 30 км) возникает озоновый пояс. Озон (О₃) необходим живым организмам, задерживая губительную для них большую часть ультрафиолетовой радиации Солнца.

Общая картина геохимического круговорота кислорода представлена на рис. 47. Содержание свободного кислорода в земной атмосфере отражает баланс между его фотосинтезирующей продукцией и процессами поглощения (окисление органики, деструкция вещества мертвых организмов). Расчеты показывают, что кислород в атмосфере Земли обновляется в течение 3 - 4 тыс. лет, т.е. относится к весьма мобильным компонентам газовой оболочки.

На ранних этапах развития Земли свободный кислород возникал в очень малых количествах в результате фотодиссоциации молекул углекислого газа и воды в верхних слоях атмосферы. Однако эти малые количества быстро расходовались на окисление других газов. С появлением в океане автотрофных фотосинтезирующих организмов положение существенно изменилось. Количество свободного кислорода в атмосфере стало прогрессивно возрастать, активно окисляя многие компоненты биосферы. Так, первые порции свободного кислорода способствовали прежде всего переходу закисных форм железа в окисные, а сульфидов в сульфаты.

Рис. 47. Геохимический круговорот кислорода.

В конце концов количество свободного кислорода в атмосфере Земли достигло определенной массы и оказалось сбалансированным таким образом, что количество производимого стало равно количеству поглощаемого. В атмосфере установилось относительное постоянство содержания свободного кислорода.

Углерод (углекислота) - его большая часть в атмосфере находится в виде СО₂ и значительно меньшая в форме СН₄. Значение геохимической истории углерода в биосфере исключительно велико, поскольку он входит в состав всех живых организмов. В пределах живых организмов преобладают восстановленные формы нахождения углерода, а в окружающей среде биосферы - окисленные. Таким образом устанавливается химический обмен жизненного цикла:

СО₂ ↔ живое вещество

Источником первичной углекислоты в биосфере является вулканическая деятельность, связанная с вековой дегазацией мантии и нижних горизонтов земной коры. Часть этой углекислоты возникает при термическом разложении древних известняков в различных зонах метаморфизма. Главные черты геохимического круговорота углерода представлены на рис. 48. Миграция СО₂ в биосфере протекает двумя способами.

Первый способ выражается в поглощении СО₂ в процессе фотосинтеза с образованием органических веществ и в последующем захоронении в благоприятных восстановительных условиях в литосфере в виде торфа, угля, нефти, горючих сланцев. По второму способу миграция углерода приводит к созданию карбонатной системы в гидросфере, где СО₂ переходит в Н₂СО₃, НСО₃^-1, СО₃^-2. Затем с участием кальция (реже магния и железа) происходит осаждение карбонатов биогенным и абиогенным путем. Возникают мощные толщи известняков и доломитов. По оценке А.Б. Ронова, соотношение органического углерода (С_орг) к углероду карбонатному (С) в истории биосферы составляло 1:4.

Наряду с глобальным круговоротом углерода существует еще ряд его малых круговоротов. Так, на суше зеленые растения поглощают СО₂ для процесса фотосинтеза в дневное время, а в ночное - выделяют его в атмосферу. С гибелью живых организмов на земной поверхности происходит окисление органических веществ (с участием микроорганизмов) с выделением СО₂ в атмосферу. В последние десятилетия особое место в круговороте углерода занимает массовое сжигание ископаемого топлива и возрастание его содержания в современной атмосфере.

Аргон третий по распространению атмосферный газ, что резко отличает его от крайне скудно распространенных других инертных газов. Однако аргон в своей геологической истории разделяет судьбу этих газов, для которых характерны две особенности:

1. необратимость их накопления в атмосфере;

2. тесная связь с радиоактивным распадом определенных неустойчивых изотопов.

Рис. 48. Круговорот углерода в географической оболочке (по Ф. Рамаду, 1981).

Инертные газы находятся вне круговорота большинства циклических элементов в биосфере Земли.

Все инертные газы можно подразделить на первичные и радиогенные. К первичным относятся те, которые были захвачены Землей в период ее образования. Они распространены крайне редко. Первичная часть аргона представлена преимущественно изотопами ³⁶Аг и ³⁸Аг, в то время как атмосферный аргон состоит полностью из изотопа ⁴⁰Аг (99,6%), который, несомненно, является радиогенным. В калийсодержащих породах происходило и происходит накопление радиогенного аргона за счет распада калия-40 путем электронного захвата:

⁴⁰К + е → ⁴⁰Аr.

Поэтому содержание аргона в горных породах определяется их возрастом и количеством калия. В такой мере концентрация гелия в породах служит функцией их возраста и содержания тория и урана. Аргон и гелий выделяются в атмосферу из земных недр во время вулканических извержений, по трещинам в земной коре в виде газовых струй, а также при выветривании горных пород. Согласно расчетам, выполненным П. Даймоном и Дж. Калпом, гелий и аргон в современную эпоху накапливаются в земной коре и в сравнительно малых количествах поступают в атмосферу. Скорость поступления этих радиогенных газов настолько мала, что не могла в течение геологической истории Земли обеспечить наблюдаемое содержание их в современной атмосфере. Поэтому остается предположить, что большая часть аргона атмосферы поступила из недр Земли на самых ранних этапах ее развития и значительно меньшая добавилась впоследствии в процессе вулканизма и при выветривании калийсодержащих горных пород.

Таким образом, в течение теологического времени у гелия и аргона были разные процессы миграции. Гелия в атмосфере весьма мало (около 5 Χ 10^-4%), причем «гелиевое дыхание» Земли было более облегченным, так как он, как самый легкий газ, улетучивался в космическое пространство. А «аргоновое дыхание» - тяжелым и аргон оставался в пределах нашей планеты. Большая часть первичных инертных газов, как неон и ксенон, была связана с первичным неоном, захваченным Землей в период ее образования, а также с выделением при дегазации мантии в атмосферу. Вся совокупность данных по геохимии благородных газов свидетельствует о том, что первичная атмосфера Земли возникла на самых ранних стадиях своего развития.

ПРОИСХОЖДЕНИЕ И ЭВОЛЮЦИЯ АТМОСФЕРЫ

Еще при первоначальном радиоактивном разогреве молодой Земли происходило выделение летучих веществ на поверхность, образовавших первичный океан и первичную атмосферу. Можно допустить, что первичная атмосфера нашей планеты по составу была близка к составу метеоритных и вулканических газов. В какой-то мере первичная атмосфера (содержание СО₂ составляло 98%, аргона -0,19%, азота - 1,5%) была аналогична атмосфере Венеры - планеты, которая по размерам наиболее близка к нашей планете.

Первичная атмосфера Земли имела восстановительный характер и была практически лишена свободного кислорода. Только незначительная его часть возникала в верхних слоях атмосферы в результате диссоциации молекул углекислого газа и воды. В настоящее время утвердилось общее мнение о том, что на определенном этапе развития Земли ее углекислая атмосфера перешла в азотно-кислородную. Однако остается неясным вопрос относительно времени и характера этого перехода - в какую эпоху истории биосферы произошел перелом, был ли он быстрым или постепенным.

В настоящее время получены данные о наличии свободного кислорода в докембрии. Присутствие высокоокисленных соединений железа в красных полосах железных руд докембрия свидетельствуют о наличии свободного кислорода. Увеличение его содержания в течение всей истории биосферы определялось путем построения соответствующих моделей различной степени достоверности (А.П. Виноградов, Г. Холленд, Дж. Уолкер, М. Шидловский и др.). По мнению А.П. Виноградова, состав атмосферы изменялся непрерывно и регулировался как процессами дегазации мантии, так и физико-химическими факторами, которые имели место на поверхности Земли, включая остывание и соответственно снижение температуры окружающей среды. Химическая эволюция атмосферы и гидросферы в прошлом была тесно связана в балансе их веществ.

В качестве основы для расчетов прошлого состава атмосферы принимается распространенность захороненного органического углерода, как прошедшего фотосинтетический этап в круговороте, связанный с высвобождением кислорода. При убывании дегазации мантии в течение геологической истории, общая масса осадочных горных пород постепенно приближалась к современной. При этом 4/5 углерода захоронялось в карбонатных породах, а 1/5 приходилась на органический углерод осадочных толщ. Исходя из этих предпосылок немецкий геохимик М. Шидловский рассчитал рост содержания свободного кислорода в течение геологической истории Земли. При этом было установлено, что примерно 39% всего кислорода, выделившегося при фотосинтезе, оказалось связанным в Fe₂O₃, 56% сосредоточилось в сульфатах SO₄^2- и 5% непрерывно остается в свободном состоянии в атмосфере Земли.

В раннем докембрии практически весь освобожденный кислород быстро поглощался земной корой при окислении, а также вулканическими сернистыми газами первичной атмосферы. Вероятно, что процессы образования полосчатых железистых кварцитов (джеспелитов) в раннем и среднем докембрии привели к поглощению значительной части свободного кислорода от фотосинтеза древней биосферы. Закисное железо в докембрийских морях явилось главным поглотителем кислорода, когда фотосинтезирующие морские организмы поставляли свободный молекулярный кислород непосредственно в водную среду. После того, как докембрийские океаны очистились от растворенного железа, свободный кислород стал накапливаться в гидросфере и затем в атмосфере.

Новый этап в истории биосферы характеризовался тем, что в атмосфере 2000-1800 млн. лет назад отмечалось увеличение количества свободного кислорода. Поэтому окисление железа переместилось на поверхность древних континентов в область коры выветривания, что и привело к формированию мощных древних красноцветных толщ. Поступление двухвалентного железа в океан уменьшилось и соответственно снизилось поглощение свободного кислорода морской средой. Все большее количество свободного кислорода стало поступать в атмосферу, где устанавливалось его постоянное содержание. В общем балансе атмосферного кислорода возрасла роль биохимических процессов живого вещества биосферы. Современный этап в истории кислорода атмосферы Земли наступил с появлением растительного покрова на континентах. Это привело к значительному увеличению его содержания по сравнению с древней атмосферой нашей планеты.

ПРИЧИНЫ ИЗМЕНЕНИЯ КЛИМАТОВ

Климат зависит от множества как космических, так и планетарных факторов, поэтому его изменения в геологическом прошлом могли быть вызваны различными причинами. Все факторы изменения климата можно подразделить на две группы: астрономические, т.е. внешние по отношению к Земле (солнечная активность, изменения в положении планеты относительно Солнца и пр.) и геолого-географические, т.е. обусловленные внутренней энергией нашей планеты (изменение состава атмосферы, формы и рельефа земной поверхности, изменение площади водной поверхности и т.д.).

Астрономические причины изменения климата. Изменения климата, зависящие от изменений радиации Солнца, в свою очередь взаимосвязаны с величиной самой излучающей способности Солнца и с положением поверхности Земли относительно потока солнечной радиации. Величина солнечной постоянной (2,0 ккал/см² Χ мин) может изменяться на 3 - 5% в зависимости от изменения расстояния Земли от Солнца. С солнечной активностью связано возникновение на его поверхности солнечных пятен - областей сильных магнитных возмущений. Причем солнечная активность подвержена циклическим колебаниям: установлены ритмы длительностью в 11, 22, 35 и 80 - 90 лет.

Группа швейцарских ученых на основе исследований содержания радиоактивного изотопа бериллия-10 в образцах полярного льда Гренландии зафиксировала вариации солнечной активности в прошлом. Установлено, что максимумы данного изотопа совпадают с периодами 11-летней солнечной активности. Отмечена также взаимосвязь солнечных пятен и полярных сияний на Земле с активностью Солнца. Солнечная активность влияет на многие природные процессы в биосфере, однако пока имеется мало данных, свидетельствующих о ее влиянии на климат планеты.

На неравномерное распределение солнечной радиации по поверхности Земли в связи с изменениями элементов земной орбиты впервые указал английский астроном Д. Кроль в 1875 г. Однако эта гипотеза получила широкую известность лишь после того, как ее принципы были математически обоснованы М. Миланковичем. Отдельные формы движения Земли непостоянны, но периодичны и изменяются от следующих факторов:

1. изменения наклона земной оси (с периодом около 40 тыс. лет);

2. изменения эксцентриситета земной орбиты (с периодом 92 тыс. лет);

3. изменения времени наступления равноденствий (около 21 тыс. лет).

Каждое из этих изменений приводит к колебаниям притока солнечной радиации на поверхность Земли. Суть гипотезы М. Миланковича - климатическое отражение астрономических факторов - подтверждена на основе анализа изотопных кривых, построенных с использованием материалов изучения глубоководных донных осадков Индийского океана.

«Эффекты Миланковича» в настоящее время также нашли подтверждение при изучении образцов керна ледниковых щитов Антарктиды (на станции «Восток» пробурена скважина глубиной 2534 м) и Гренландии (скважина глубиной 2038 м), с применением палео-температурного анализа. По данным В.М. Котлякова и др. (1991), на составленных изотопных профилях изученных ледниковых щитов хорошо выражены вол­ны температурных изменений: с периодами около 100 тыс. лет (проявление колебаний эксцентриситета орбиты), около 40 тыс. лет (изменение наклона земной оси) и с длиной около 20 тыс. лет (предварение равноденствий).

Согласно гипотезе Миланковича изменение формы земной орбиты может служить одной из причин наступления эпох оледенения. Так, в периоды, когда орбита была близка к окружности, получали развитие ледниковые эпохи, а когда форма земной орбиты становилась эллиптической, область оледенения ссужалась до полярных шапок. Однако ряд исследователей считают, что данная гипотеза не может объяснить всех особенностей изменений климата в прошлом, так как не учитывает влияния на климат многих геологических процессов, протекающих на самой поверхности Земли.

Геолого-географические причины изменения климата. Приоритет постановки вопроса о влиянии самой земной поверхности на климат нашей планеты принадлежит английскому геологу Ч. Лайелю, а представителем этого направления в России был климатолог А.И. Воейков. Последний хотя и признавал значение астрономических факторов, но все же главным условием, определяющим изменения климата в геологическом прошлом, считал изменения поверхности Земли. Сюда относятся: изменения состава атмосферы, влияние вулканизма, изменения рельефа земной поверхности и площади океанов и др.

1. Состав атмосферы и климат. Изменения климата могут быть вызваны изменением состава и свойств атмосферы. Например, увеличение концентрации парниковых газов (водяной пар, диоксид углерода, метан, озон) в атмосфере приводит к увеличению температуры воздуха, а уменьшение - к обратному эффекту. Так, химический анализ газов, извлеченных из воздушных пузырьков во льдах Антарктиды и Гренландии, установил, что в период максимума последнего оледенения концентрация атмосферного СО₂ была меньше на 25%, чем в текущем межледниковье (голоцене). Подсчитано, что увеличение концентрации СО₂ в современной атмосфере в 2 раза может привести к повышению среднегодовой температуры воздуха у земной поверхности примерно на 4°С.

В последние годы значительная роль в теории глобальных климатических изменений отводится содержанию в атмосфере пыли и аэрозольным частицам. Американский гляциолог Т. Хьюз даже выдвинул гипотезу, по которой существенную роль в резких падениях температуры, характерных для ледниковых эпох, играло снижение прозрачности атмосферы из-за наличия в ней огромных масс пыли. Источником запыленности атмосферы Земли могут служить и крупные лесные пожары. Так, лесные пожары летом 1915 г. охватили в Западной Сибири площадь около 1,5 млн. км², а дым от них распространился на площадь около 6 млн. км². Это привело к значительному уменьшению потока солнечной радиации на земную поверхность, причем хлеба созрели на 10-15 дней позже обычного срока.

По зарубежным источникам подробно описана судьба облака дыма, возникшего от лесных пожаров (площадью около 40 тыс. км²) в западной части Канады в 1950 г. Это облако через несколько дней покрыло Канаду, США и даже достигло Западной Европы. Специальные исследования с помощью самолетов этого уникального облака дыма показали значительное влияние запыленности атмосферы на климатические процессы. На территории США суммарная солнечная радиация упала примерно вдвое, что привело к понижению температуры воздуха на 4°С (Будыко и др., 1986). Приведенные примеры имеют подтверждение и в недавней истории Земли. Так, изучение керна льда (возраст до 160 тыс. лет) со станции Бэрд (Антарктида) показало, что в образцах, соответствующих ледниковым эпохам, концентрация пыли была в 8 раз больше (на станции «Восток» в 30 раз), чем в пробах из межледниковых отложений. Значит, резкое возрастание «запыленности» атмосферы и выпадение аэрозолей с осадками являлось, вероятно, одной из причин похолодания климата и наступления ледниковых эпох.

2. Влияние вулканизма на климат. Известно, что вулканы являются источниками выброса огромных масс пепла и аэрозольных частиц, которые вызывают помутнение атмосферы и в качестве ядер конденсации способствуют увеличению облачности. Поэтому на климат особенно воздействуют те извержения вулканов, которые продуцируют значительные количества пыли и аэрозолей. Наиболее яркими примерами служат извержения вулкана Кракатау в 1883 г., выбросившего в атмосферу 18 км пирокластического материала, и вулкана Катмай (Аляска) в 1912 г. около 20 км мелкодисперсного аэрозоля. Пепел этих извержений распространился на огромную часть земной поверхности и вызвал уменьшение притока солнечной радиации на 20 - 25%. Все это привело к понижению средней приземной температуры северного полушария на 0,5 - 0,7° С.

Мощное извержение вулкана Пинатубо (Филиппины) в 1991 г. изучалось с помощью физико-математических моделей с целью оценки влияния на климат нашей планеты. Выбросы этого извержения характеризовались большим содержанием серы. Это способствовало формированию в стратосфере мелкодисперсного сернокислого аэрозоля, играющего главную роль в долговременных изменениях термического режима планеты. Это привело к тому, что к неблагоприятным изменениям как природных экосисем, так и агроландшафтов.

На концентрацию СО₂ в атмосфере, способствующего возникновению «парникового эффекта», значительное влияние оказывала вулканическая деятельность и в прошлом. Установлено, что концу 1992 г. в северном полушарии отмечалось понижение средней приземной температуры воздуха на 0,7°С с последующим убыванием в течение ряда лет (Асатуров, 1993). Причем такое уменьшение приземной температуры после извержения вулкана способствует весьма диапазон изменений концентрации углекислого газа составлял от 0,03% (современная эпоха) до 0,3% (ранний карбон), т.е. его количество изменялось в 10 раз.

На рис. 49 показаны изменения концентрации углекислого газа в течение фанерозоя, где отмечались шесть максимумов содержания СО₂, заметно превышающих средние значения. Причины возникновения этих максимумов легко установить при сопоставлении их с колебаниями уровня вулканической деятельности. Поскольку средняя скорость образования вулканических пород за фанерозой равна 4,8-10²⁰ г/млн. лет, то на графике даны значения этого параметра, относящегося к геологическим эпохам, когда вулканическая деятельность превышала указанный средний уровень. Четко фиксируется закономерность: время проявления максимумов вулканической актив­ности совпадает с максимумами концентрации СО₂ в атмосфере. Особого внимания заслуживает важный для понимания современных природных условий факт закономерного понижения концентрации углекислого газа со второй половины мелового периода до нашей эры, когда эта концентрация достигла самого низкого уровня за весь фанерозой (Будыко, Ронов, Яншин, 1985).

 

Рис. 49. Изменения концентраций углекислого газа (М_с) и скорости формирования вулканических пород (V-10²⁰ г/млн, лет) в фанерозое (по М.И. Будыко, А.Б. Ронову, А.Л. Яншину, 1985).

 

Наряду с ритмическими колебаниями вулканической активности (средний интервал между максимумами около 100 млн. лет) наблюдается общая тенденция к ее убыванию, которая проявлялась на протяжении всей геологической истории Земли. Установлено, что при относительно кратковременных повышениях вулканической активности происходит похолодание климата, вызванное снижением прозрачности атмосферы. Тогда как при долговременном усилении вулканической активности отмечается изменение климата в сторону потепления, обусловленное ростом концентрации углекислого газа в атмосфере.

3. Влияние изменений земной поверхности на климат. Климат во многом зависит от характера земной поверхности и его изменений. Вопрос о влиянии распределения морей и суши в геологическом прошлом на климат планеты разрабатывал английский климатолог Ч. Брукс (1952). Он отмечал, что морская поверхность создает сравнительно равномерные условия климата, вследствие большой теплоемкости воды и перемешивания ее волнением. При этом значительную роль играют также морские течения, направляющиеся из низких широт в высокие. Аналогичные палеоклиматические построения еще ранее дал русский естествоиспытатель И.Д. Лукашевич в своей книге «Неорганическая жизнь Земли» (1911). Так, на Земле во время крупных морских трансгрессий температура воздуха повышалась на 1 - 2° С, потому что нагревались огромные массы вод в мелководных бассейнах. Во время регрессий, сопровождавшихся горообразовательными процессами, возрастала площадь и относительная величина суши, что в конечном итоге приводило к понижению температуры воздуха на земной поверхности.

4. Брукс (1952) отмечал, что увеличение площади суши в высоких широтах может вызывать значительное понижение температуры воздуха. При этом возникший над участком суши антициклон и ледниковый покров являются дополнительными факторами охлаждения этих районов. По его расчетам, первоначальное понижение температуры воздуха достаточно всего на 0,3°С, что может вызвать к жизни ледниковый покров, который сам в конце концов над собой и вокруг себя в состоянии понизить температуру воздуха на 25°С. Однако проведенные палеогеографические исследования последних лет подвергли некоторому сомнению представления о сильном воздействии на климат планеты расположение материковой суши в высоких широтах. По данным Н.А. Ясаманова и К.С. Кузьминской (1989), материковая суша в высоких широтах не могла служить своеобразным «спусковым механизмом» для развития глобального похолодания, но являлась весьма благоприятствующим фактором для формирования покровного оледенения. Начавшееся по другим причинам похолодание вследствие высокого альбедо ледяной поверхности в высоких широтах (85 - 94%) стремительно нарастало, вызывая вслед за этим рост материковых и морских ледников.

В геологическом прошлом на изменение средних глобальных температур воздуха существенное влияние оказывал характер земной поверхности (леса, безлесные территории, ледник, водоемы и др.), участки которой характеризовались различными величинами альбедо (отражательной способностью). Так, альбедо лесных формаций составляет в среднем 12 - 14%, для пустынь - 30, пастбищ - 20% и т.д. Поэтому в целом на величину альбедо Земли (в среднем 28%) оказывали некоторое влияние размеры площади лесов, имеющих альбедо меньше, чем безлесных районов. Например, около 10 тыс. лет назад, еще до того, как человек начал заниматься сельским хозяйством, на земном шаре существовали обширные массивы лесов, площадь которых составляла примерно 62 млн. км². А в настоящее время общая площадь лесов на Земле (по оценкам ФАО) составляет 42 млн. км², в том числе 15 млн. км² - девственных влажнотропических лесов. Ясно, что такое резкое сокращение площади лесных формаций значительно повлияло на величину альбедо земной поверхности. Здесь уместно привести слова русского климатолога А.И. Воейкова: «Раз человек волен в распределении лесов, может их истреблять и распахивать, а также разводить их там, где их ранее не было, то он может по своему желанию оказывать достаточно существенное влияние и на климат». Таким образом, рассмотренные основные причины изменения климата в геологическом прошлом показывают, что климат формировался под влиянием многообразных космических и планетарных факторов, которые в настоящее время еще трудно полностью учесть и оценить их значение. Только комплексный подход к данной проблеме поможет правильно определить роль различных климатообразующих факторов в формировании климатов прошлых эпох.

КЛИМАТЫ ЗЕМЛИ В ГЕОЛОГИЧЕСКОМ ПРОШЛОМ

В течение геологической истории Земли ее климат подвергался большим и малым изменениям, о чем свидетельствуют многочисленные палеогеографические данные. Еще М.В. Ломоносов об этом писал в своей работе «О слоях земных» (1763): «По сему следует, что в северных краях в древние веки великие жары бывали, где слонам родиться и размножаться, и другим животным, также и растениям, около экватора обыкновенным, держаться можно было; а потому и остатки их, здесь находящиеся, не могут показаться течению натуры противны». При реконструкциях климатов прошлого в настоящее время используются литологические, палеонтологические, палеоботанические (особенно палинологический анализ) с привлечением новейших методов палеоклиматических исследований (см. главу II).

К важнейшим параметрам климата относится средняя глобальная температура у земной поверхности, на которую наибольшее влияние оказывают три фактора: количество СО₂ в атмосфере, величины солнечной постоянной и альбедо Земли. М.И. Будыко и другие ученые (1985) провели расчеты по установлению разности средней температуры воздуха в фанерозое и в современную эпоху, используя разности величин вышеуказанных параметров в прошлом и в настоящее время (табл. 34). При этом учитывалось, что увеличение солнечной радиации на 1% при постоянном альбедо Земли повышает среднюю температуру на 1,4°С, а увеличение альбедо на 0,01 понижает температуру на 2°С.

Таблица 34