по размерам наиболее близка к нашей планете. В состав праатмос- феры входили вулканические газы в виде перегретых паров воды, углекислого газа, азота, водорода, аммиака, кислых дымов, благо- родных газов и кислорода. Температура этой атмосферы составляла ~65–80 °C при высоком давлении.

и соответственно снизилось поглощение свободного кислорода мор- ской средой. Все большее количество свободного кислорода стало поступать в атмосферу, где устанавливалось его постоянное содер- жание. В общем балансе атмосферного кислорода возросла роль биохимических процессов живого вещества биосферы. Наличие сво- бодного кислорода создало возможность для следующего крупного шага в эволюции жизни – появления организмов, потребляющих кислород, животных. И действительно, наиболее древние останки животных найдены в породах среднего протерозоя. Несомненное становление многоклеточных морских животных датируется нача- лом верхнего рифея, около 1 млрд лет тому назад. В венде обнаруже- но уже не менее 20 родов животных, преимущественно кишечнопо- лостных («век медуз») и членистоногих.

На кривой роста и последующего колебания кислорода в ат- мосфере Земли (рис. 6.10) выделяются три важные пороговые ве- личины. Первый порог в 0,1 % от современного кислорода получил название «точка Юри».

На Земле, лишенной фотосинтеза, кислород образуется в атмос- фере за счет фотодиссоциации молекул воды. Его содержание, по рас- четам Г. Юри, не может превышать 0,1 % от современного и автома- тически держится на этом уровне. При таком содержании кислорода может существовать только

Рис. 6.10. Кривая динамики кислорода в атмосфере и связанные с ним формы жизни

212

переходят от использования энергии процессов ферментативно- го (анаэробного) брожения к энергетически более эффективному (в 30–50 раз) окислению при дыхании. По расчетам Л. Беркнера и Л. Маршалла, точка Пастера была достигнута в конце венда, око- ло 600 млн лет тому назад, и это привело в начале фанерозоя к на- стоящему биологическому взрыву – массовому распространению практически всех типов животных (кроме хордовых). Именно по- степенное накопление кислорода и сформировало жизнь на Земле, хотя на это потребовались сотни миллионов лет, но, по определе- нию Ж.Б. Ламарка: «Для природы время ничего не значит и никогда не представляет затруднений, она всегда его имеет в достаточном распоряжении, и для нее это средство не имеет границ, с помощью его она производит и самое великое, и самое малое».

Третье пороговое содержание О2 называется «точкой Беркне-

ра–Маршалла», или «дополнительным числом Пастера», и соответ- ствует 10 % от современного. Оно определяет такую

сформирован-

ность озонового экрана, при которой потоки жестких ультрафио- летовых солнечных лучей уже не достигают земной поверхности и не препятствуют развитию жизни. Озон является аллотропным видоизменением кислорода с трехатомной молекулой O с

Рис. 6.11. Формирование молекул озона и озонового слоя

213

Образование молекулы озона происходит двумя путями: либо из свободных атомов кислорода, либо взаимодействуют атом кисло- рода, который соединяется с молекулой O2, образуя молекулу озона.

И если содержание кислорода в атмосфере на протяжении прак- тически всей истории Земли постепенно увеличивалось, то доля угле- кислого газа также постепенно уменьшалась, как следует из рис. 6.12. Для оценки динамики изменения содержания кислорода

иугле- кислого газа в фанерозое М.И. Будыко и А.Б. Ронов в 1979

г.пред- ложили оригинальную методику, основанную на данных о

содержа- нии органического углерода в осадочных и вулканогенных породах континентов [4, 5]. Ими было принято, что материалы об отложе- ниях органического углерода на

континентах (в отложениях океана значительно меньше) отражают ние СО2в 7,3·1023 г., а О в2 19·1021 г., а также скорость формирования СО2 (таблдинамику. 6.7). глобального процесса об- разования О2. На основе

отложений получено суммарное накопле-

Рис. 6.12. Геологические свидетельства изменений состава земной атмосферы и условий среды на протяжении докембрия и фанерозоя (по Schopf, 1992)

214

Таблица 6.7

Скорость формирования отложений на континентах (А.Б. Ронов, 1979)

Зная, что современная атмосфера содержит 1,2·1021 г. О 2и 90 % О2 в фанерозое израсходовано на окисление минеральных соедине-

ний, можно получить изменение массы кислорода во времени:

где А, В – скорость прихода и расхода О2и В = αМ, α = 3,1·10-8 лет–1. Считая, что при t = t0 в начале фанерозоя М = М0 и интегрируя,

получим выражение для оценки динамики кислорода в течение фа- нерозоя:

215

Полученные М.И. Будыко кривые эволюции химического со- става атмосферы приведены на рис. 6.13, причем динамика СО2 по-

казана совместно с динамикой вулканической деятельности.

Как следует из рис. 6.12, содержание углекислого газа и кис- лорода в атмосфере Земли на протяжении фанерозоя (последние 570 млн лет) неоднократно и резко менялось. Благодаря активной вулканической деятельности в атмосферу Земли выбрасывалось огромное количество СО2 и его содержание увеличилось до

нес- кольких десятых процента и даже 0,4 % (4000 ppm) в каменноуголь- ный период. Уже к началу фанерозоя масса атмосферного кислоро-

да составила приблизительно треть его современного содержания. В дальнейшем рост концентраций кислорода был неравномерным. Его резкое увеличение произошло в девоне и карбоне, когда был достигнут уровень, равный современному.

В триасе содержание кислорода вновь снизилось, и лишь в се- редине мезозоя произошло новое резкое увеличение, сменившееся затем длительным периодом убывания. Рост О2 в девоне и карбоне

Рис. 6.13. Эволюция химического состава атмосферы в фанерозое (М.И. Будыко)

216

Рис. 6.14. Изменения концентрации атмосферного углекислого газа в течение фанерозоя (последние 541 млн лет, современность слева)

по разным моделям и палеоданным

автотрофных растений. Количество СО2 практически за весь фане-

розой было достаточно большим, и на всем протяжении триасового, юрского и мелового периодов его концентрация в атмосфере была около 2000 ppm, с пиками до 7000 ppm, что в 5 и 20 раз больше со- временной. И только в конце мезозоя наметилась четкая тенденция снижения, приведшего в плиоцене к беспрецедентно низким значе- ниям, которые в несколько раз меньше среднего содержания угле- кислого газа в фанерозойских атмосферах.

Н.Н.Верзилин [7, 8] попытался дополнить исследования Будыко

иРонова. Он старался учитывать не только данные об органическом углероде в осадочных породах фанерозоя, но и то количество кисло- рода, которое было потрачено на окисление органического и неорга- нического вещества, содержащегося в толщах более древних пород. Хотя Верзилин и основывался на тех же данных, что Будыко и Ронов, использованная им методика расчетов привела к иным результатам. Это, как отмечает сам автор, ясно показывает, что при реконструк- ции древних атмосфер принятая система расчетов имеет большее значение, чем первичный исходный материал. Пример достаточно

больших расхождений в оценке динамики СО2 в течение

фанерозоя по разным моделям [10] и палеореконструкциям показан на рис. 6.14.

Лекция 7. Влияние автоколебаний в климатической системе

на динамику

климата

Автоколебания – это незатухающие колебания в диссипативной динамической системе с нелинейной обратной связью, поддержи- вающиеся за счет энергии постоянного, то есть непериодического, внешнего воздействия. Автоколебания отличаются от вынужденных колебаний тем, что последние вызваны периодическим внешним воздействием и происходят с частотой этого воздействия, в то время как возникновение автоколебаний, их периоды, амплитуды и часто- та определяются внутренними свойствами самой автоколебательной системы при отсутствии переменного внешнего воздействия [2, 12].

В климатической системе имеют место следующие основные автоколебания между отдельными подсистемами:

–автоколебания атмосферы;

–автоколебания системы «атмосфера – океан»;

–автоколебания системы «атмосфера – океан – криосфера»;

–автоколебания системы «атмосфера – океан – криосфера – биосфера – литосфера».

К наиболее известным климатическим автоколебаниям отно- сятся: квазидухлетняя цикличность, колебания центров действия атмосферы, представленная индексами атмосферной циркуляции; Эль-Ниньо – Южное колебание как пример совместного автоколе- бания в системе «атмосфера – океан»; колебания течения Гольфст- рим, динамика криосферы.

Все эти автоколебания имеют разные масштабы: от нескольких лет для атмосферы, нескольких десятилетий – столетий для океана и даже до многих тысячелетий для криосферы. Для того чтобы по- нять природу этих автоколебаний, необходимо ознакомиться с ос- новными свойствами общей циркуляции атмосферы и океана.

7.1. Сведения об общей циркуляции атмосферы

По определению Л.Т. Матвеева (1991) [8, 10]: «Под общей (гло- бальной) циркуляцией атмосферы понимают совокупность воз-

душных течений (ветров) такой горизонтальной протяженности