Климатология и метеорологи

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 наблю-далось 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 2,1 млрд лет 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, стимулиро-валось 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 пермо-карбонового 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 пермо-карбоновое 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 (М.И. Будыко, 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 накоп-ленных 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.

В. Дансгор по данным наблюдений на сети станций ВМО проанализировал изотопно-кислородный ?¹⁸O и дейтериевый ?²Н состав атмосферных осадков на 38 умеренно континен-тальных и островных станциях Северной Атлантики, охваченных в начале 60-х годов программой МАГАТЭ и ВМО и установил температурные зависимости:

?¹⁸O = 0,69t – 13,6;   ?²Н = 5,6t – 100,

которые являются базой для использования изотопного состава льда ледниковых кернов Гренландии и Антарктиды в качестве изотопного палеотермометра.

Изотопный анализ 1600 образцов льда из ледникового керна со станции Кемп Сенчури в Гренландии позволил восстановить климатические вариации для последних 110 тыс лет (рис. 4.2).

На рис. 4.2 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, дати-руемый 17–20 тыслет 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 Порт-талбот. Оба этих теплых периода отчетливо выделяются на пыльцевой диаграмме отложений Североамериканских озер (см. рис. 4.2, в), 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. 4.2 вплоть до 70–100 тыс лет назад весьма примечательно, если учесть, что их временной масштаб специально не согласовывался, хотя кривые на рис. 4.2, б и 4.2, в и показывают некоторое несогласие с кривой Кемп Сенчури при возрастании возраста.

Рис.4.2. Климатические вариации последних 100 тыс лет, изученные различными методами   

(Ю.К. Васильчук, В.М. Котляков, 2000):   

а – вариации ?¹⁸O в керне Кемп Сенчури (в интерпретации В. Дансгора); б – кривая средних температур июля по пыльцевым данным; датированная по радиоуглероду; в – разрез отложений бассейна озер Эри и Онтарио, который показывает динамику Лаврентийского щита, также датированный по радиоуглероду; г– изотопная кривая температуры поверхностных вод Карибского моря, датированная по радиоуглероду и торию; приведены названия интерстадиалов, выделенных на основе исследований континентальных отложений Западной Европы

Характер распределения ?¹⁸O по всему керну скважины Кемп Сенчури (см. рис. 4.2, 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. 4.2, 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. Если расстояние между Солнцем и Землей минимально в июне, то это обусловливает сравнительно короткое теплое лето и долгую, длительную и холодную зиму. Наоборот, если расстояние минимально в декабре, то, соответственно, мы имеем относительно длительное прохладное лето и умеренную зиму.

Согласно астрономическим расчетам расстояние между Землей и Солнцем было наибольшим приблизительно 11, 21, 34, 46 и 71 тыс лет назад, в соответствии с изменением эксцентриситета земной орбиты. Эти изменения  согласуются с упомянутым выше 1300-летним циклом изменения концентрации ?¹⁸O (см. рис 4.2, а).

Бурение на ст. Восток в Антарктиде в 80-х и 90-х годах позволило значительно продлить ледовую летопись палеоклиматических изменений. В январе 1998 г. скважина достигла 3623 м, взятый из нее ледяной керн охватывает четыре климатических цикла и покрывает более 400 тыс лет. Выяснено сходство всех этих климатических циклов (рис. 4.3). Обнаружена строгая корреляция между концентрацией парниковых газов и температурой в Антарктиде, а также связь изменений угла наклона орбиты и прецессии с климатическими изменениями. Полученные кривые также показывают и некоторые различия в последовательных климатических циклах.

Рис. 4.3. Четыре полных изотопных цикла по данным ледяного керна из скважины 5Г 00 ст.Восток (Ю.К. Васильчук, В.М. Котляков, 2000):

а – кривая распределения микрочастиц пыли; б – вариации концентрации натрия;   

в – изменение объема льда, реконструированное по изотопному составу коррелятной   

океанической фораминиферовой кривой; г – распределение ?¹⁸O в воздушных пузырьках;   

д – кривая распределения ?D; арабскими цифрами на кривой объемов льда показаны   

изотопные стадии, выделяемые на океанических фораминиферовых диаграммах

Детальный профиль дейтерия (?D льда) во льду (см. рис. 4.3, д) подтвердил сходство основных особенностей четвертого и третьего изотопных циклов с двумя последующими. Между 3320 и 3330 м отмечено резкое уменьшение от межледниковых к ледниковым значениям ?D льда, параллельно с аналогичным переходом от низких к высоким концентрациям СО₂ и СН₄. В 10 м выше скачка ?D (т.е. на глубине 3311 м) отмечены три наклонно расположенных пепловых вулка-нических прослоя мощностью в несколько сантиметров. Такие наклонные слои наблюдались в самых глубоких частях кернов Гренландии GRIP и GISP, где их отнесли к нарушениям течения ледника.

Очевидно, что климатическая хронология ст. Восток ниже этих прослоев пепла нарушена. Однако, выше этого уровня для всех изотопных кривых характерна правильная стратиграфическая последовательность.

Общая амплитуда ледниково-межледниковых изменений температуры 8^оС на уровне инверсии и около 12^оС на ледниковой поверхности (см. рис. 4.3, д). Вариации температур, рассчитанные по содержанию дейтерия, очень похожи для двух последних периодов оледенений, а третий и четвертый климатические циклы в летописи ст. Восток имели меньшую длительность, чем два первых. Те же особенности наблюдаются и в глубоководных кернах, где третий и четвертый циклы распространяются на четыре периода прецессии орбиты, а два последних – на пять. В то же время для всех циклов наблюдается пилообразная последовательность теплых интергляциалов (стадии 11.3; 9.3; 7.5; 5.5), которые следуют за похолоданиями, причем степень похолодания резко возрастает, и затем происходит быстрый возврат к следующему межледниковью. Самая холодная часть каждой ледниковой эпохи фиксируется перед ее окончанием, за исключением третьей.  Эта ее особенность может быть связана с тем, что инсоляционный июньский минимум на 65^о ю.ш. предшествовавший переходу 255 тыс лет назад имел более высокий уровень, чем, например, предыдущий 280 тыс лет назад, или любые другие из изученных.

Минимумы температур для всех четырех климатических циклов очень схожи – около 1^оС. Самые высокие температуры стадии 7.5 были немного выше, чем в голоцене, а стадия 9.3 (где отмечено высокое значение содержания дейтерия, до –414,8‰) была, по крайней мере, такой же теплой, как и стадия 5.5. В общем, климатические циклы по данным скважины на ст. Восток более однородны, чем в глубоководных кернах. Климатическая летопись показывает малую вероятность распада западного антарктического ледникового щита за последние 420 тыс лет, она свидетельствует о малой предрасположенности центральных частей Восточной Антарктиды к такого рода радикальным изменениям (Ю.К. Васильчук, В.М. Котляков, 2000).

Помимо палеотемпературной интерпретации изотопных данных по ледниковым щитам, существует возможность получения палеоклиматической информации по изотопному составу сингенетического повторно-жильного льда.

Повторно-жильные льды – это подземные льды, которые формируются в основном за счет зимнего снега, который забивается в морозобойные трещины, возникающие в результате растрескива-ния грунта при значительных резких падениях температур. Сингенетические – значит формирующиеся одновременно с накоплением и промерзанием осадков.

Поэтому палеотемпературная интерпретация изотопных данных для ледников выполняется в терминах среднегодовых температур, а для сингенетических повторно-жильных льдов в терминах среднезимних температур и основные уравнения регрессии соответственно различаются:

полученная В. Дансгором для ледников:        ?¹⁸O льда = 0,67 t среднегодовая  – 13,7

полученная Ю.К. Васильчуком для жильных льдов:   ?¹⁸Oжилок =    t среднезимняя (+ 2^oC).

Исследования Ю.К. Васильчука (1992, 2000, 2006) на опорных геокриологических разрезах России показали, что изотопный состав сингенетических повторно-жильных льдов может исполь-зоваться для получения адекватной палеотемпературной картины для последних 40 тыс лет (табл. 4.1).

Для периода от 22–25 до 40 тыс лет характерен неустойчивый ход изотопных кривых.

В отличие от диаграмм по полярным ледникам, на изотопных диаграммах по сингенетическим жилам заметно меньшее количество больших «зубьев» изотопной пилы. Даже на сильно измен-чивых диаграммах жильных льдов с Быковского п-ова и с о. Айон число «зубьев» не превышает пяти-шести.

 

Таблица 4.1

 

Средние температуры зимы и января в позднем плейстоцене в сравнении   

с современными значениями, ^оС (Ю.К. Васильчук, В.М. Котляков, 2000)

 

Район	Зима		Январь
	40–10 тыс лет назад	настоящее время	40–10 тыс лет назад	настоящее время
Западная Сибирь (п-ова Ямал, Гыдынский и Тазовский)	–22 до –24	–15 до –19	–33 до –36	–23 до –27
Средняя Сибирь (п-ов Таймыр)	–26 до –29	–20 до –21	–39 до –43	–31 до –33
Северная Якутия	–29 до –33	–22 до –25	–45 до –48	–35 до –40
Чукотка	–21 до –31	–14 до –20	–31 до –44	–21 до –29

 

Полученные значения ?¹⁸O в жилах опорных разрезов для двух выбранных временных интервалов с помощью уравнений преобразованы в значения зимних палеотемператур (см. табл. 4.1) и в таком виде перенесены на карту, что позволило получить распределение палеотемператур зимы на территории Сибири в ключевые моменты позднего плейстоцена.

На рис. 4.4 показано распределение температуры января для периодов 30–25 и 22–14 тыс лет назад.

Из этих данных следует, что средние температуры зимы в Сибири на протяжении 40–10 тыс лет назад были на 6–8^о ниже современных, и только на Чукотке, где геолого-географическая ситуация изменилась больше, они были ниже современных на 10–11^о. Аналогична ситуация и со средними температурами января – на большей части Сибирской криолитозоны они были ниже современных на 10–12^о, а на Чукотке в отдельных районах – на 14^о.

Основным инструментом, способным обеспечить уверенную возрастную корреляцию изотопных и палеотемпературных данных в повторно-жильных льдах, может быть использование горизонтов-маркеров. Для последних 40 тыс лет главным маркером служит граница позднего плейстоцена и голоцена, где отмечается резкий перегиб изотопных кривых почти для всех природных объектов (для повторно-жильных льдов разница достигает 8‰ и более). Горизонты-маркеры на изотопных кривых внутри позднеплейстоценового криохрона проводятся менее уверенно. Одним из них служат сильно колеблющиеся значения ?¹⁸O во льду ледяных жил, формировавшемся в период от 14 до 10 тыс лет назад – на переходном этапе от позднего плейстоцена к голоцену. Характер изотопных кривых от 14 до 22–25 тыс лет назад, как в повторно-жильных льдах, так и на ранее показанных диаграммах по полярных ледникам, выделяется общим устойчивым трендом к снижению содержания тяжелых изотопов кислорода: ?¹⁸O к концу этого этапа во всех колонках достигает 8‰.

а)

б)

Рис. 4.4. Характер распределения палеотемператур приземного слоя воздуха на севере Сибири   

в течение ключевых моментов позднеплейстоценового криохрона 30–25 тыс лет назад (а) и  –   

22–14 тыс лет назад (б) (Ю.К. Васильчук, В.М. Котляков, 2000). В точках опробования дробь:   

в числителе среднеянварская температура, в знаменателе – средние значения ?¹⁸O   

для данного временного интервала

 

Голоцен

VIII конгресс Международной ассоциации по изучению четвертичного периода, состоявшийся в 1969 г. в Париже, принял решение считать нижней границей голоцена рубеж 10 тыс лет назад.

На рис. 4.5 показаны колебания ?¹⁸O в ледяном керне за последние 15 тыс лет (до глубины 1280 м). Третий сверху минимум, датируемый 2100–2500 лет назад, отражает холодный период, который стал причиной наступания ледников (зафиксированного моренами стадии эгессен или еще называемого эгезен). Заметный изотопный максимум 4400–7000 лет назад отражает голоценовый климатический оптимум. Около 10 тыс лет назад значения ?¹⁸O резко снизились, что фиксировало заключительную стадию позднего плейстоцена (Ю.К. Васильчук, В.М. Котляков, 2000).

Рис. 4.5. Изотопные климатические вариации во льду керна со ст. Кемп Сенчури за последние   

15 тыс лет (В. Дансгор, из Ю.К. Васильчук, В.М. Котляков, 2000). Каждая точка в верхней части керна осредняет данные для периода от 25 до 50 лет. Кривая в нижней части представляет собой непрерывный разрез, где каждой точке соответствует приблизительно 100 лет

Нижняя часть изотопной кривой на рис. 4.5 показывает вариации ?¹⁸O за последние 5 тыс лет позднего плейстоцена. Два положительных изотопных пика датированы временными интервалами 11,9-11,1 и 12,5–12,1 тыс лет назад. Это короткие интерстадиалы аллеред и беллинг, хорошо известные по европейским климатическим летописям (аллеред ранее датирован  временем период от 11,8 до 11,0 тыс лет назад).

Кривая ?¹⁸O продемонстрировала в течение голоцена 10 осцилляций, показанных горизон-тальными стрелками в верхней части рис. 4.5. Если принять два максимума ?¹⁸O, датируемых около 12300 и 850 лет назад, как фиксированные точки временнoй шкалы, то период этих осцилляций в среднем составляет 940 лет. Эти осцилляции ?¹⁸O могут быть следствием вариаций солнечной активности (Ю.К. Васильчук, В.М. Котляков, 2000).

Длительный теплый интервал около 7–5 тыс лет назад получил название климатического оптимума.

Температура воды в Арктике была на несколько градусов выше, чем сейчас. Об этом свиде-тельствует распространение некоторых моллюсков в водах, где они в настоящее время не встречаются, поскольку эти воды для них слишком холодны. Так, обыкновенная съедобная мидия Митилус эдулис и родственные ей моллюски обитали у берегов Шпицбергена, Земли Франца-Иосифа, Новой Земли, у северных берегов Сибири, тогда как сейчас область их обитания на севере ограничивается берегами Исландии, Кольского полуострова, юго-западной части Карского моря, южной Гренландии. Во время климатического оптимума они распространялись севернее вдоль берегов восточной Гренландии на 7,5° широты.

Ледники Шпицбергена в течение оптимума значительно сократились и сохранялись только на Северо-Восточной Земле. Растительность на Шпицбергене позволяет предполагать, что Арктический океан в значительной мере был свободен ото льдов. Половину Исландии во время климатического оптимума занимали березовые леса, тогда как теперь они занимают всего 1% территории и приу-рочены только к местам, которые служат для них своеобразными убежищами от холодного дыхания Арктики. На Шетландских и Фарерских островах во время оптимума росли деревья. В Европе растительность была богаче и содержала гораздо больше, чем сейчас, теплолюбивых видов.  В Норвегии деревья вышли на северное побережье и росли на о. Инге почти на широте мыса Нордкап.