Глава VIII 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	21	0,1
Углекислый газ СО2	96,5	0,03	95
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

Изменение средней температуры воздуха в прошлом по сравнению с современной эпохой (по М.И. Будыко и др., 1985)

Интервал времени	Возраст, млн. лет	ДТ° С
	Кайнозой
Плиоцен	2-9	3,4
Миоцен	9-25	6,4
Олигоцен	25 - 37	2,8
Эоцен	37 - 58	8,5
Палеоцен	58 - 67	6,7
	Мезозой
П. мел	67 - 101	10,4
Р. мел	101 - 133	9,2
П. юра	133 - 153	10,9
С. юра	153 - 168	9,3
Р. юра	168 - 196	7,7
П. триас	196 - 211	7Д
С. триас	211 - 221	8,7
Р. триас	221 - 236	6,2
	Палеозой
П. пермь	236 - 257	6,2
Р. пермь	257 - 282	8,0
С. -П. карбон	282 - 322	5,0
Р. карбон	322 - 346	11,0
П. девон	346 - 362	8,3
С. девон	362 - 378	6,6
Р. девон	378 - 402	5,1
Силур	402 - 435	4,7
Ордовик	435 - 490	6,9
П. кембрий	490 - 520	2,3
С. кембрий	520 - 545	3,9
Р. кембрий	545 - 570	2,9

Примечание: ΔТ°С - величина изменения средней глобальной температуры воздуха по сравнению с современной эпохой.

Принимая во внимание, что в современную эпоху средняя температура нижнего слоя воздуха равна 15°С, по данным таблицы, можно определить температуры для каждой геологической эпохи. Видно, что на протяжении фанерозоя (до плиоцена включительно) средняя температура воздуха была выше современной на 2,8 -11,0°С, т.е. соответствовала 18 - 26° С. В конце фанерозоя (олигоцен, плиоцен - плейстоцен) отмечались заметные понижения температуры воздуха.

В истории климатов Земли существенным было чередование теплых и холодных периодов. Причем холодные (ледниковые) периоды были относительно непродолжительными и разделялись длительными теплыми. Следует отметить, что ледниковые периоды были характерны и для более ранних этапов истории нашей планеты. Так, доказательством древних материковых оледенений служат в основном обнаруженные уплотненные и сцементированные древние морены (так называемые «тиллиты»). В истории Земли можно выделить следующие ледниковые эры: раннепротерозойскую (2500 - 2000 млн. лет назад), позднепротерозойскую (900 - 630 млн. лет назад), палеозойскую (460 - 230 млн. лет назад), которые в свою очередь еще подразделяются на ледниковые периоды и эпохи.

В позднем протерозое был широко распространен Лапландский ледниковый покров (670 - 630 млн. лет назад) в Европе, Азии, Западной Африке и в Австралии. Ледниковые щиты (при средней мощности до 2500 м) только в Восточной Европе и Западной Африке занимали площади не менее 4 - 7 млн. км². В палеозойской эре особый интерес для рассмотрения представляет ледниковый период (поздний ордовик ранний силур), причем тиллиты этого времени (460 - 420 млн. лет назад) имели широкое распространение в Африке, Южной Америке, в восточной части Северной Америки и в Западной Европе. По расчетам Э.Д. Ершова (1996), общая площадь территории, покрытой в позднем ордовике материковым оледенением, составляла примерно 23,6 млн. км², а в раннем силуре - 13,7 млн. км². На территории всей Африки и Южной Америки формировались гляциальные и перигляциальные условия. Мощность сахарского ледникового покрова составляла около 3000 м.

Схема климатов геологического прошлого была разработана Ч. Бруксом (1952), П.П. Предтечейским (1948), Н.М. Страховым (1963) и др. Теплые и холодные периоды характеризуются своеобразными особенностями климатических условий.

Теплые периоды (ранний карбон, поздняя юра, поздний мел, эоцен) отличались такими признаками: средняя температура воздуха была сравнительно высока, выражены не все современные климатические зоны (выпадали обе полярные ледяные зоны), зоны широкие и переходы между ними постепенные, причем общая дифференциация климатических зон выражена весьма мало.

Холодные периоды (ордовик-силур, поздний карбон-пермь, неоген, плейстоцен) характеризовались тем, что средняя температура воздуха была значительно ниже, чем в теплые периоды, выражены все климатические зоны, границы между зонами довольно резкие.

На рис. 50 показана климатическая зональность некоторых прошлых геологических периодов (по П. Предтеченскому). Основные климатические зоны Земли с их различными циркуляционными процессами таковы:

1. экваториально-тропическая зона - самая обширная, воспринимающая основную долю солнечной радиации, достигающей земной поверхности, главная по энергетическим ресурсам атмосферной циркуляции.

2. зоны притропических максимумов давления, где экваториальный воздух опускается и растекается к северу и югу, в зоны умеренных широт.

3. зоны полярные - где воздух, принесенный меридиональными токами с юга, охлаждается, опускается и растекается в сторону умеренных широт. Полярные зоны могут быть холодными ледяными, или относительно теплыми, лишенными льда.

Особенно резко климатическая зональность выражается при сравнении теплых периодов (поздний мел) и холодных (плейстоцен) по количеству и расположению климатических зон в геологическом прошлом.

Расчеты по теории климата показывают, что во время теплых периодов фанерозоя температура воздуха в тропических широтах повышалась сравнительно не намного, тогда как в средних и особенно в высоких широтах она была гораздо выше современной. В эти периоды при увеличении притока солнечной радиации значительно возрастала энергия атмосферных процессов, что интенсифицировало меридиональный перенос воздушных масс. В результате климат полярных зон обычно был сравнительно теплым, что исключало существование полярных льдов. Это подтверждается и палеогеографическими данными: наличие фаций-индикаторов теплого климата (бокситы, железные руды, писчий мел, углеобразование), причем формирование угля происходило даже на арктических островах и архипелагах; в позднем мелу в высоких широтах северного полушария произрастали лесные формации с вечнозелеными растениями и т.д.

Рис. 50. Климатическая зональность прошлых геологических эпох (по П.П. Предтеченскому). а - климаты перми; 6 - климаты мела и палеоцена; в - климаты эоцена и олигоцена; г - климаты ледниковой эпохи (четвертичный период). Климатические зоны: 1 - экваториально-тропическая; 2 - зона притропического максимума давления; 3 - зона умеренных широт; 4 - теплая полярная зона; 5 - холодная полярная зона.

Американский палеоклиматолог С. Шнайдер (1987) провел моделирование климата меловой эпохи с помощью ЭВМ. Так, в середине этого периода (около 100 млн. лет тому назад) широколиственные тропические леса были широко распространены в умеренных широтах. В Антарктиде отсутствовал ледниковый покров. Уровень океана был на сотни метров выше современного. Во внутренних областях даже зимой температура воздуха не опускалась ниже 0°С. Расчетная температура тропических вод составляла около 25 -30°С. Согласно этой модели наличие теплового климата в меловом периоде определялось повышенным содержанием углекислого газа в атмосфере и эффективностью переноса тепла морскими течениями. По данным С.А. Ушакова и Н.А. Ясаманова (1984) палеотемпературы позднего мела на основе изотопных исследований составляли для Западной Европы 18 -25°С, Крыма и Северного Кавказа - 18-22°С, Закавказья - 22-27°С.

В холодные периоды атмосферная циркуляция носила противоположный характер. Солнечная активность ослабевала, и соответственно уменьшался меридиональный перенос воздушных масс. Экваториально-тропическая зона сужалась, появлялись холодные полярные (ледяные) зоны, причем границы между климатическими зонами становились резкими, и возрастала дифференциация климатических условий. Все это и способствовало в прошлом возникновению на материках ледниковых покровов.

Особенного внимания заслуживает ледниковый период (поздний карбон-пермь), когда на значительных пространствах Суперконтинента Гондваны существовали ледниковые и перигляциальные условия. В Центральной Африке о наличии мощного ледникового покрова в этот период свидетельствуют обнаруженные моренные отложения (тиллиты) в Замбии, Зимбабве, Конго и Танзании. Центр так называемого «гондванского» оледенения (мощность ледникового покрова достигала 4 - 4,5 км) располагался в Центральной Африке (около Замбези), откуда ледники радиально распространялись на Мадагаскар, в Южную Африку и Южную Америку. В южном полушарии в конце карбона ранней перми произошло общее воздымание Гондваны и покровное оледенение распространилось на большую часть этого суперконтинента. Вероятно, области оледенения Гондваны занимали площадь не менее 35 млн. км (возможно, и до 50 млн. км², что в 2 - 3 раза превышает площадь современной Антарктиды (Ершов, 1996). Все это в конечном счете привело к сильному выхолаживанию континентальной части Гондваны и к резкому понижению температуры воздуха в низких широтах. В северном полушарии верхнепалеозойские ледниково-морские отложения обнаружены на крайнем северо-востоке России.

Четвертичному периоду предшествовала длительная эволюция климата в сторону понижения температуры воздуха на протяжении кайнозоя, но особенно это проявилось в олигоцене. В северном полушарии средние температуры воздуха в середине эоцена составляли 22 - 25°С, а во второй половине олигоцена они снизились до 15 - 18°С. Более интенсивно в этот период понижались температуры воздуха и поверхностных вод океана в южном полушарии, что не могло не вызвать появления льдов в приполярных областях. Имеются материалы, свидетельствующие о развитии оледенения в отдельных районах Антарктиды именно в олигоцене, а настоящий ледниковый покров образовался на данном материке в начале миоцена (20 - 25 млн. лет назад).

Распространение ледникового покрова на территории Антарктиды площадью 13 млн. км² (с учетом альбедо ледяной поверхности) привело к значительному понижению средних температур воздуха на всем земном шаре и тем самым способствовало распространению оледенения в северном полушарии. По данным М.И. Будыко (1984), возникновение полярных ледниковых покровов резко повысило чувствительность термического режима нашей планеты к малым изменениям климатообразующих факторов. Астрономические факторы начали оказывать значительное влияние на климат четвертичного периода только после появления крупных полярных оледенений. Особенно детально изучены климаты плейстоцена и голоцена.

КЛИМАТЫ ПЛЕЙСТОЦЕНА И ГОЛОЦЕНА

Изучение климатов прошлого, особенно последних этапов эволюции Земли (плейстоцен), представляет значительный практический интерес. Это позволяет оценить не только некоторые параметры современного климата, но и провести долгосрочные прогнозы изменения климата и природных ландшафтов в будущем. Четвертичный период имеет ряд названий (ледниковый, антропоген, плейстоцен), однако чаще употребляется термин «плейстоцен» (от греч. «самый новый»), предложенный Ч. Ляйелем (1839) для обозначения новейшего геологического периода (продолжительностью примерно в 1,5 - 2,0 млн. лет). Стратиграфическая схема четвертичного периода (плейстоцена) приведена в таблице 35.

Таблица 35

Стратиграфическая схема четвертичного периода (плейстоцена)

Подразделение	Оледенение		Межледниковье
Голоцен (Q4)	Голоцен (послеледниковое время)
Верхний плейстоцен (Q3)	осташковское	Валдай ское
			мологошекснинское
	калининское
			микулинское (мгинское)
Средний плейстоцен (Q2)	московское
			одинцовское
	днепровское
Нижний			лихвинское
плейстоцен (Q1)	окское		беловежское

Как видно из табл. 35, наиболее характерной чертой плейстоцена было неоднократное чередование ледниковых и межледниковых эпох. Плейстоцен считают временем максимального распространения континентальных обстановок. В течение плиоцена и плейстоцена средняя высота материков возросла на 500 м (в настоящее время составляет 875 м). Так, в среднем понижение температуры составляет 0,6°С на 100 м увеличения высоты, значит такое возрастание средней высоты суши могло вызвать охлаждение земной поверхности на 3°С. Отдельные районы горных областей, поднявшиеся в плейстоцене на тысячи метров (Кавказ - 2 - 3 км, Гималаи - 2,5 км и др.), охлаждались еще сильнее. Затем похолодание во многом было усилено охлаждающим воздействием самих ледниковых покровов, занимающих значительные площади суши.

В эпохи оледенений (окское, днепровское, московское, валдайское) значительные пространства Евразии и Северной Америки покрывались ледниковыми покровами (соответственно 25% и 60% площади материков). В период максимума четвертичного оледене­ния площадь ледников составляла более 45 млн. км² или 30% площади суши (современное около 11%). Объемы льда ледниковых щитов Северной Америки достигали около 24 млн. км, а Европейского ледникового покрова 7,7 млн. км³, т.е. их объемы соотно­сились как 3:1. Такие огромные массы льда привели к снижению в северном полушарии температуры воздуха намного ниже современных значений, в частности в Западной Европе на 9 - 12°С, на востоке Северной Америки на 10 - 14°С, а среднеглобальной температуры приземного слоя воздуха на 5 - 6°С ниже современной.

В межледниковые эпохи (лихвинская, одинцовская, микулинская) климат становился более теплым и влажным, а термические максимумы среднегодовой температуры бывали даже на 2 - 3°С выше современных значений. Результаты палеоботанических исследований межледниковых отложений Русской равнины свидетельствуют о том, что в эти эпохи широкое распространение получали лесные формации с преобладанием широколиственных пород (вяза, липы, граба, бука, дуба и др.).

На рис. 51 показаны географические пояса ледникового времени (плейстоцена) и современного периода. Стрелки изображают направление и величину смещения границ, а значит, тенденции изменения природных условий в различных регионах Земли (от конца максимального оледенения до современности). Видно, что в северном полушарии в период максимального похолодания в плейстоцене значительные площади покрывали ледники. Здесь господствовал холодный и сухой континентальный климат, причем в перигляциальной зоне обширные пространства занимали своеобразные ландшафты (тундростепи). Изменения природы умеренного пояса были настолько глубоки, что приводило к резкому уменьшению его площади, в приатлантическом районе на его месте располагался приледниковый (перигляциальный) пояс (Марков, Добродеев и др., 1978). Однако на большей части земной поверхности, за исключением северных районов Евразии и Северной Америки, древняя структура географических поясов сохранялась. Происходили всего лишь смещение географических поясов и изменения внутри их границ. Похо­лодание северного полушария было настолько сильным, что даже приэкваториальные пояса южного полушария сместились к югу (как в северном полушарии), а не к северу.

После максимального похолодания плейстоцена началось в связи с потеплением климата смещение географических поясов в обратном направлении от экватора к полюсам. На рис. 51 показаны величины повышения температуры воздуха в отдельных регионах Земли в данный период, в частности на территории Западной Европы и Южной Америки -на 12°С, на юго-востоке Северной Америки - на 13°С и т.д. Фиксировалось расширение теплого тропико - экваториального пространства и некоторое сокращение площадей холодного внетропического пространства.

Таким образом, в плейстоцене ритмические изменения климата в свою очередь приводили к изменениям типов природных ландшафтов, особенно в высоких широтах. На основе палеоботанических исследований, установлено, что в Европе ритмические изменения природы проходили по такой схеме: ледяная зона - зона широколиственных пород - ледяная зона (смещение зональных границ составляло около 2500 км к югу и северу). В Западной Сибири, которая в плейстоцене покрывалась ледниками, ритмичность изменений природы была более значительной, чем в Восточной, но меньше, чем в Европе. Она проходила по схеме: ледяная зона - зона тайги - ледяная зона. Ритмические явления охватывали и более южные районы (современные субтропическую и тропическую зоны) северного полушария. Здесь отмечалось чередование плювиальных (соответствуют оледенениям высоких широт) и ксеротермических периодов. Смена влажных и сухих периодов происходила так: умеренная зона - субтропическая зона - умеренная зона. Смещение зональных границ происходило на 1500 - 2000 км. Такой резкой ритмичности природных явлений (климата, ландшафтов), как в четвертичном периоде (плейстоцене), не отмечалось в предшествующее геологическое время (палеоген, неоген).

После эпохи максимального похолодания и постепенной деградации последних валдайских ледников наступило послеледниковое время - голоцен (12 тыс. лет

Рис. 51. Природные условия Земли в эпоху максимального похолодания плейстоцена (по К.К. Маркову и др., 1978). 1 - современный экватор; 2 - экватор в плейстоцене; 3 - современные границы ТЭ-П; 4 - границы ТЭ-П в плейстоцене; 5 - древние растаявшие ледниковые покровы; 6. - области древних ледниковых покровов (Гр - Гренландский, Ск - Скандинавский, Бр - Британский, Л - Лаврентьевский и др.); 7 - древние сохранившиеся ледниковые щиты; 8 - смещение границ; 9 - тропико-экваториальное пространство (ТЭ-П), Северное внетропическое пространство (СВ-П), южное - (ЮВ-П); 10 - величина потепления; 11 - области разрушения древних географических поясов.

назад). С окончанием последнего оледенения произошла значительная перестройка глобальных процессов циркуляции атмосферы. Начала преобладать зональная система циркуляции атмосферы, вызывающая увеличение циклонической деятельности и увлажненности климата. На протяжении голоцена (как и в плейстоцене) отмечалось чередование теплых и холодных эпох с различной степенью увлажнения климата. Характеристика отдельных климатических этапов голоцена представлена в табл. 36. За основу принята схема Блитта-Сернандера, которая наглядно отражает хронологию глобальных климатических изменений.

Таблица 36

Схема климатических условий периодов голоцена (по М.И. Нейштадту, 1983)

Время	Возраст, лет назад	Периоды по Блитту-Сернандеру	Климатические условия
Поздний голоцен	0-2500	Субатлантический	Прохладный и влажный
Средний голоцен	2500- 7700	Суббореальный Атлантический	Теплый и сухой Теплый и влажный
Ранний голоцен	7700-9800	Бореальный, начало улучшения климата	В начале прохладный и сухой, затем умеренно теплый
Древний	9800-	Субарктический	Холодный
голоцен	12000	Арктический (2-я половина)	Холодный

Особый интерес представляет климатический оптимум голоцена - атлантический период (около 5 - 6 тыс. лет назад). В это время среднегодовые температуры воздуха в умеренных широтах северного полушария были выше современных на 2 -3°С, а годовые суммы атмосферных осадков превышали современные значения на 75 - 100 мм. Это было связано с преобладанием западного переноса воздушных масс из Атлантики, более интенсивного, чем в настоящее время. Все это способствовало максимальному развитию лесных формаций на Русской равнине, причем смещение границы между лесной зоной и тундрой в северном направлении достигало 400 - 600 км. По палеоботаническим данным в климатический оптимум голоцена на Русской равнине наиболее широко были развиты широколиственные леса разнообразного состава (Хотинский, 1981). Позднее начала отмечаться тенденция к похолоданию климата, причем параллельно с изменением термического режима менялся и режим атмосферных осадков, который постепенно приближался к современному типу.

Начавшееся в XIII в. и достигшее максимума в начале XVII в. похолодание сопровождалось расширением площади горных ледников, в связи с чем этот период иногда называют малой ледниковой эпохой. С конца XIX в. наблюдалось заметное потепление климата, которое достигло своего максимума в 30 - 40-е годы нынешнего столетия. Затем, до середины 60-х годов, фиксировалось некоторое снижение температуры воздуха, сменившееся снова ее повышением. На естественный ход колебаний климата в XX в. заметное влияние начала оказывать все возрастающая хозяйственная деятельность человека.

В последние годы вопрос об эволюции атмосферы приобрел существенное практическое значение в связи с глобальной экологической проблемой - парниковым эффектом. Увеличение в атмосфере концентрации парниковых газов (диоксида углерода, метана, озона, фреонов) привело к значительному глобальному потеплению климата. Так, средняя температура воздуха повысилась на 0,5 - 0,7°С по сравнению с доиндустриальным периодом (концом XIX в.), а к концу 2000 г. это повышение составит 1,2°С. Так, всего лишь две страны - США и бывший СССР производят выбросы СО₂, составляющие около 40% по отношению к мировым, а доля США вместе с Канадой в выбросах метана (СН₄) составляет примерно две трети от мирового уровня («Евразия», 1995, №2).

Знание климатических условий прошлого, особенно голоцена, необходимо для построения климатических моделей будущего и для оценки воздействия антропогенных факторов на климат нашей планеты. Количественные параметры климата теплых эпох прошлого уже используются для составления долгосрочного прогноза климата начала и середины XXI в. Так, современное потепление климата (до 1°С) имеет аналог во время климатического оптимума голоцена, а прогнозируемое потепление климата к 2025 г. - на 2,2 -2,5°С - уже отмечалось во время микулинского межледниковья (около 125 тыс. лет назад).

С использованием различных методов проведены палеоклиматические реконструкции ситуаций, с которыми человечество столкнется в первые десятилетия XXI в., когда повышение среднегодовой температуры составит 1-2°С. По данным А.А. Величко (1991), при повышении среднеглобальной температуры на такую величину наибольшее потепление ожидается в высоких широтах, здесь же будет отмечаться и повышение количества осадков. При малых глобальных потеплениях (до 1 - 1,5°С) дефицит осадков может возрасти в степных и полупустынных районах, а при более высоком уровне глобального потепления количество атмосферных осадков возрастет на всех широтах.

По равновесным моделям получено, что при повышении среднеглобальной температуры на 1°С (оптимум голоцена) северная граница лесной зоны в Евразии сместится на 300 - 400 км, а при повышении на 2°С - на 500 - 600 км к северу; при этом зона тундры практически исчезнет. Соответственно начнет смещаться к северу и подзона широколиственных лесов. Однако площадь аридных территорий (степи, полупустыни) не будет испытывать существенных изменений. Грядущее потепление климата нашей планеты будет иметь как положительные, так и отрицательные последствия (Вронский, 1996).