Глава 10. История климата

Определенно климата. Климатообразующие факторы. Неизменность солнечной постоянной. Изменения климата вследствие геохимической эволюции атмосферы и гидросферы, приливной эволюции системы Земля- Луна, движения континентов и полюсов. Методы палеоклиматических реконструкций. Ледниковые периоды нижнего протерозоя, верхнего рифея, венда, карбона - перми. Мезокайнозойские палеотемпературы. Неогеновое оледенение Антарктиды. Ледниковые периоды плейстоцена. Астрономическая теория Миланковича. Послеледниковые колебания климата

Климат - это множество состояний, которые проходит система океан - суша - атмосфера за периоды времени в несколько десятилетии. При этом важно знать, как часто встречается в этом множестве каждое из возможных состояний, - тогда можно находить среднее значение по всему множеству для любой количественной характеристики этих состояний.

Мгновенное состояние системы океан - суша - атмосфера называют погодой. Она характеризуется некоторым набором глобальных полей, т. е. распределении по земному шару ряда характеристик морской воды, атмосферного воздуха, поверхности Земли и верхнего слоя почвы. Для воды и воздуха нужно брать температуру, давление, концентрации термодинамически активных примесей (для морской воды - соль, для воздуха - парообразная влага, жидкая вода и лед в облаках и туманах, углекислый газ, пыль различной природы) и векторные скорости движения. Па поверхности Земли нужно знать потоки тепла и ТАИ (прежде всего - испарение и осадки), наличие снежного и ледового покрова (и их толщину), для суши, кроме того, - характер растительности, влажность почвы, сток влаги.

Периоды времени в несколько десятилетий, указанные в определении климата, выбраны так, чтобы определяемые по этим периодам средине значения (характеристики климата) были наиболее устойчивыми, т. е. меньше всего менялись бы при переходе от одного такого периода к другому. Действительно, фактические данные (например, о температуре воздуха) показывают, что при меньших периодах осреднения (скажем, за год или за несколько лет) средние значения оказываются более изменчивыми (это - так называемая междугодичная, а также и более короткопериодная изменчивость погоды). Более интенсивной оказывается и значительно более длиннопериодная изменчивость климата, скажем, с периодами в тысячи лет. Для доказательства этих утверждений на рис. 54 приведен спектр колебаний температуры воздуха в области периодов от года до 10 тыс. лет, построенный Дж. Куцбахом и Р. Брисоном (1974) но ряду прямых и косвенных данных для Североатлантического сектора земного шара. Этот график дает средний квадрат амплитуды колебаний температуры как функцию от периода колебаний. Заштрихованная область на графике содержит оценки, заслуживающие доверия. График показывает, что изменчивость температуры имеет широкий минимум в области периодов от 20 до 1000 лет. Мы вправе выбирать периоды климатического осреднения в правой части этого интервала; для использования более длинных периодов осреднения у нас просто не хватило бы фактических данных инструментальных измерений.

Рис. 54. Спектр колебаний температуры воздуха в Североатлантическом секторе земного шара (по Дж. Куцбаху и Р. Брисону (1974) f - частоты; f-1 - периоды; s(f) - спектральная плотность

Климат формируется под действием ряда факторов, которые можно разбить на три группы.

1. Внешние, или астрономические факторы - светимость Солнца, положение и движение планеты в Солнечной системе, наклон ее оси вращения к плоскости орбиты и скорость вращения, определяющие воздействия на планету со стороны других тел Солнечной системы, - ее инсоляцию (облучение солнечной радиацией) и гравитационные воздействия внешних тел, создающие приливы и колебания характеристик орбитального движения и собственного вращения планеты (а потому и колебания в распределении инсоляции по внешней границе атмосферы).

2. Геофизические и географические факторы - ряд особенностей планеты, из которых для климата Земли наиболее важными являются свойства нижней границы атмосферы - подстилающей поверхности - и прежде всего те свойства, которые определяют ее динамическое и тепловое взаимодействие с атмосферой и обмен с нею термодинамически активными примесями. Из этих свойств, по-видимому, на первом месте должно быть названо географическое распределение континентов и океанов.

3. Атмосферные факторы - масса и состав атмосферы (включая и основные ее составные части, и специфические ТЛП).

Мы еще не знаем, определяется ли климат всеми этими факторами однозначно, или же при одних и тех же фиксированных значениях всех климатообразующих факторов могут получаться разные климаты. Второе из этих предположений возникает в связи с тем, что за последние 0,6 - 1 млн лет каких-либо резких изменений климатообразующих факторов как будто не происходило, однако имели место резкие колебания климата - чередование ледниковых и межледниковых периодов продолжительностью в десятки тысяч лет. Их мы подробно проанализируем ниже, здесь же рассмотрим изменения климатообразующих факторов, происходившие в течение истории Земли, и порождавшуюся ими эволюцию климата.

Кажется легче всего приписывать изменения климата и даже погоды изменениям солнечной радиации. Действительно, разница в температурах воздуха у поверхности Земли между днем и ночью, экваторами и полюсами, летом и зимой создается разницей в количестве приходящей солнечной радиации: чем больше это количество, тем выше температура; так нельзя ли допустить по аналогии, что в периоды с теплым климатом приходящая на Землю солнечная радиация была повышенной, а во время ледниковых периодов она снижалась (эту гипотезу предложил ирландский астроном Е. Эник). Однако такое простое рассуждение может оказаться неверным, если небольшие повышения солнечной радиации будут приводить на Земле к увеличению испарения, росту облачности, усилению зимних снегопадов, замедлению снеготаяния из-за повышенной облачности и, как следствие, к росту ледников и понижению температуры (Г. Симпсон). Впрочем, большинство специалистов по эволюции звезд в противоположность Е. Эпику считает, что Солнце и другие звезды такого же типа ("желтые карлики" спектрального класса G-2) имеют весьма стабильное излучение, мало меняющееся в течение времени порядка 10 млрд. лет (времени их пребывания на так называемой главной последовательности звезд на диаграмме светимость - цвет). Отметим, что не наблюдается и короткопериодных колебаний суммарной светимости Солнца - идущий от него поток энергии, на среднем расстоянии Земли от Солнца составляющий 1,952 кал на 1 см² в минуту, по-видимому, не испытывает сколько-нибудь заметных изменений во времени (и потому эта величина именуется солнечной постоянной).

По изложенным причинам в дальнейшем будут рассматриваться лишь факторы, не связанные с какими-либо изменениями в светимости Солнца. Представляется, что из таковых наиболее медленные изменения климата могли создаваться геохимической эволюцией гидросферы и атмосферы, а также приливной эволюцией системы Земля-Луна.

В главе 4 отмечалось, что температура на Земле, невидимому, всегда оставалась в среднем в пределах существования жидкой воды. В течение истории Земли масса гидросферы росла со временем (см. кривую 2 на рис. 15), но для климата важнее не масса, а относительная площадь Мирового океана - чем она больше, тем более мягким ("морским") будет климат на Земле в целом, т. е. тем меньше будет размах широтных изменений температуры воздуха и ее суточных, синоптических и годичных колебаний (яркой иллюстрацией разницы между морским и континентальным климатом может служить приводимая на рис. 55 карта амплитуд годичных колебаний температуры воздуха - эти амплитуды столь малы на океанах и столь велики на континентах, за исключением тропических лесов, что по изолиниям этих амплитуд в умеренных и высоких широтах можно восстановить положение континентов без указания на карте их береговой линии).

Согласно данным главы 4, в катархее и архее площадь Мирового океана возрастала, а в нижнем протерозое менялась мало; затем она могла колебаться, так как параллельно с ростом массы гидросферы нарастала и континентальная кора; в фанерозое в среднем происходила регрессия моря, см. рис. 27 (так что океаны росли лишь в глубину). Таким образом, континентальность климата в течение первых 2 млрд, лет существования Земли уменьшалась, в нижнем протерозое менялась мало, в среднем и верхнем протерозое, возможно, колебалась, а в фанерозое нарастала (хотя и не монотонно, а с максимумами в теократические эпохи D₁, P - T и N).

Из характеристик атмосферы для формирования климата важна, во-первых, суммарная масса атмосферы M, определяющая как ее механическую и тепловую инерцию, так и ее возможности как теплоносителя, способного переносить тепло от нагретых областей к охлажденным и тем Самым частично выравнивать горизонтальные разности температур. Согласно теории подобия для циркуляции планетных атмосфер, созданной советским ученым Г. С. Голицыным (1973), при не очень малой массе атмосферы (скажем, не менее одной тысячной современной) средние скорости ветра в ее нижних слоях и типичные горизонтальные разности температур (в том числе средняя разность температур между экватором и полюсами) зависят от M но закону 1√M. По этой причине на ранних стадиях формирования атмосферы, когда ее масса, допустим, была в 100 раз меньше современной, скорости ветра в ней и разности температур между экватором и полюсами вдесятеро превышали современные.

С точки зрения эволюции климата история земной атмосферы представляется как история масс четырех ее составных частей: во-первых, азота (или основных азотсодержащих газов, таких, как аммиак NH₃, окислением которых образовался азот) и кислорода и, во-вторых, основных ТАП, прежде всего тех, которые создают парниковый эффект, т. е. главным образом водяного пара и углекислого газа. Выделение из мантии азотсодержащих газов происходило, но-видимому, в темпе, задаваемом основной эволюционной кривой x(t) (см. главу 3). История образования кислорода в атмосфере была изложена в главе 4.

Как указывалось в главе 1, сейчас в атмосфере содержится около 0,23% водяного пара и 0,03% CO₂. Значительное увеличение их масс привело бы к усилению парникового эффекта и, следовательно, к повышению температуры воздуха в нижних слоях атмосферы. Масса углекислого газа в атмосфере регулируется его растворением в морской воде, где начиная с нижнего протерозоя действует "буфер" карбонат-бикарбонатного равновесия (см. выше с. 17 и 62) и происходит изъятие CO₂ путем образования карбонатных осадков и других углеродсодержащих пород. Суммарное изъятые CO₂ в одних только карбонатных осадках А. Б. Ронов и А. А. Ярошевский оценивают огромной цифрой - в 70 раз больше всей современной массы атмосферы. Очевидно, такого же порядка было и выделение CO₂ (или углеродсодержащих газов, окислением которых образовался углекислый газ) при вулканических извержениях, а содержание CO₂ в атмосфере было малой разностью этих двух больших величин и потому, вероятно, могло испытывать значительные колебания.

Масса водяного пара имеет положительную обратную связь с парниковым эффектом, так как насыщающая концентрация водяного пара растет с повышением температуры: чем больше в атмосфере водяного пара, тем сильнее парниковый эффект, выше температура и поэтому больше допустимое, т. е. насыщающее, содержание водяного пара. Сколько-нибудь надежных расчетов изменений в течение истории Земли масс водяного пара и углекислого газа В атмосфере пока нет, так что возможность соответствующих изменений климата (прежде всего температуры воздуха) еще не исключена. Однако палеонтологические данные, убедительно демонстрирующие непрерывность развития жизни, свидетельствуют о том, что никаких климатических катастроф на Земле не происходило.

Перейдем теперь к возможным климатическим последствиям приливной эволюции системы Земля - Луна. Эту систему можно рассматривать как сложный волчок, состоящий из двух тел, вращающихся вокруг своих осей и вокруг общего центра тяжести (все эти вращения имеют одинаковое направление: если смотреть со стороны Полярной звезды, то против часовой стрелки). Чтобы упростить описание этой системы, пренебрежем воздействием на нее со стороны других небесных тел. Тогда суммарный момент количества движения всех указанных вращений не будет изменяться со временем. С высокой точностью можно считать, что векторная сумма моментов количества движения собственного вращения Земли и орбитального движения Луны постоянна.

Рис. 55. Изолинии амплитуд годичных колебаний температуры воздуха на земном шаре

Если бы в теле Земли не было никакого трения, то приливные горбы, образующиеся на поверхности Земли из-за притяжения Луны, были бы направлены точно по линии, соединяющей центры этих тел. Но из-за трения они увлекаются вращением Земли, много более быстрым, чем угловое движение Луны по орбите, так что их ось образует с линией центров Земля - Луна некоторый угол запаздывания δ (и в каждой точке Земли максимальный прилив наступает позже момента наибольшей высоты Луны на небе). Ближний к Луне приливный горб притягивается ею сильнее, чем дальний, и это создает на Земле момент сил, стремящийся повернуть планету противоположно ее собственному вращению. Вращение Земли должно замедляться, так что ее собственный момент количества движения будет уменьшаться. Соответственно момент количества движения Луны увеличится. Но из третьего закона Кеплера вытекает, что момент количества движения планеты на орбите пропорционален квадратному корню из среднего радиуса орбиты (или кубическому корню из периода обращения планеты). Следовательно, Луна должна отходить от Земли (и ее угловое движение на орбите замедлится).

Расчеты показали, что из-за приливного трения вращение Земли замедляется так, что продолжительность суток увеличивается на 0,0017 с за столетие. Из-за этого крошечного прироста за тысячелетия набегает уже весьма заметная разница. Так, средняя за последние 2000 лет продолжительность суток была на 0,017 с меньше современных, следовательно, набежала разница в 0,017·365·2000c≈3,5 часа. Значит, если мы рассчитаем время какого-либо солнечного затмения, происходившего 2000 лет тому назад, пользуясь сегодняшней продолжительностью суток, то ошибемся против истинного времени затмения на 3,5 часа. За это время Земля поворачивается на 52,°5 но долготе - столь большой будет наша ошибка в определении места наблюдения данного затмения. Этот расчет показывает, что одного только свидетельства древнего историка о наблюдении солнечного затмения в таком-то году в том или ином пункте, скажем в Древней Греции или в Вавилоне, может быть достаточно для довольно точной оценки приливного замедления вращения Земли. Получающиеся таким способом оценки оказываются очень близкими к приведенной выше цифре 0,0017 с за столетие.

Дж. Уэллс (1963) нашел еще одни способ эмпирической оценки приливного замедления вращения Земли - по обнаруженным им на разрезах некоторых ископаемых кораллов микроскопическим годичным и суточным кольцам роста, позволяющим подсчитывать число дней в году в соответствующую геологическую эпоху. Согласно астрономическим теориям устойчивости планетных движений длину года можно считать практически неизменной. Поэтому, например, полученная по кораллам среднего девона, возраст которых около 380 млн. лет, цифра 400 дней в году означает, что продолжительность суток в ту эпоху составляла 21,7 часа. Эти оценки очень неплохо согласуются с приведенными выше.

Рис. 56. Изменения со временем среднего расстояния от Луны до Земли (а), длины земных суток (б) и угла наклона земного экватора к эклиптике (в) (по расчетам Г. Макдональда (1964)) a - расстояние от Земли до Луны; R - радиус Земли; η^-1/₂ - безразмерный аналог времени

Некоторые результаты расчета приливной эволюция системы Земля-Луна продемонстрированы на рис. 56. Кривая a здесь показывает среднее расстояние Луны от Земли (в долях радиуса Земли R), кривая б - длину земных суток T в часах, кривая в - угол наклона с земного экватора к плоскости земной орбиты в Солнечной системе (эклиптике); но горизонтальной оси откладывается монотонно возрастающая со временем величина 1/√η, где η - угол (измеряемый в радианах) между перпендикуляром к лунной орбите и не меняющимся со временем направлением вектора суммарного момента количества движения системы Земля - Луна. Сплошными линиями проведены отрезки всех трех кривых, соответствующие предполагаемой реальной истории Луны (от условной начальной точки η≈15°, где a/R≈10, T≈5 ч, ε≈10°, до современной точки η≈3°57, в которой a/R≈60, T=24 ч и еε=23°56′,5), прерывистыми линиями - прогноз на будущее. По этому прогнозу продолжительность суток, a/R и ε будут нарастать, причем расстояние Луны от Земли и наклон экватора к эклиптике достигнут максимумов (a/R=72,7 и ε=66°7), когда продолжительность суток сравняется с длиной лунного месяца. После этого действие приливов изменит знак - они начнут ускорять вращение Земли, уменьшать ε и приближать Луну к Земле, пока она не подойдет настолько близко, что приливы разорвут ее на куски, и последние образуют около Земли некоторое подобие колец Сатурна (по расчетам Г. Макдональда, это произойдет через 6 млрд, лет, причем в период наибольшего удаления Луны от Земли нужно учитывать поправки на солнечные приливы).

Климатические последствия приливного замедления вращения Земли очевидны: раньше, когда Земля вращалась быстрее, суточные колебания температуры и других элементов погоды были слабее, общая циркуляция атмосферы была более зональной (т. е. направления воздушных течений ближе к кругам широты), горизонтальные размеры ее возмущенны (циклонов и антициклонов) меньше и сами возмущенна слабее. В далеком будущем, через миллиарды лет, когда вращение Земли сильно замедлится и длина суток будет много больше современной, на Земле разовьются очень сильные (хотя и медленные) суточные колебания погоды, особенно температуры, ветра и облачности, а также очень сильные нерегулярные колебания погоды в огромных и мощных циклонах и антициклонах, которые в среднем значительно сгладят разницу между экватором и полюсами.

Исключительно большое значение для климата имеет наклон ε экватора планеты к плоскости ее орбиты в Солнечной системе. На Земле в прошлом наклон ε был меньше современного, так что сезонные изменения погоды оказывались слабее, а разница между экватором и полюсами больше (на полюсы попадало меньше солнечного тепла), шпротная зональность выражена резче, общая циркуляция атмосферы была более зональной и интенсивной. Эти условия были благоприятными для развития оледенений в полярных районах, особенно при наличии в них континентов, и этим, по-видимому, можно пытаться объяснять обнаруживаемые геологами следы множества докембрийских оледенений. Согласно рис. 56 в будущем ε возрастет, так что сезонные колебания увеличатся, а широтная зональность климата, разница между экватором и полюсами и интенсивность зональной циркуляции атмосферы будут ослабевать.

На рис. 56 не случайно вместо времени использована переменная 1/√η Для перехода от нее к абсолютному времени нужно знать, как растет в связи с увеличением объема Мирового океана и разогревом недр Земли упоминавшийся выше угол запаздывания приливов 6: чем более ускоренно возрастает δ, тем длительнее приливная эволюция системы Земля - Луна.

Х. Герстенкорн (1955) рассмотрел случай с минимальным временем эволюции, приняв, что угол запаздывания δ уменьшается обратно пропорционально продолжительности суток. Расчет показал, что при таком предположении в нижнем протерозое Луна находилась на маленьком расстоянии от Земли, a/R≈2,89 (т. е. около так называемого предела Роша, где приливные силы разрывают ее на куски), ее орбита тогда была сильно наклонена к земному экватору (η≈45°) и Земля вращалась вокруг своей оси впятеро быстрее сегодняшнего; до захвата Землей Лупа двигалась по сильно вытянутой и наклонной орбите, а время захвата (т. е. изменения a/R от начального большого значения до минимума около 2,89 и затем возрастания, скажем, до 8,5) заняло всего только 1000 лет.

У. Майк отмечает, что в период теснейшего сближения Лупы с Землей на нашей планете должны были бы развиваться приливы километровых высот. Высота прилива приблизительно обратно пропорциональна кубу расстояния до Луны, и когда это расстояние было, например, вдесятеро меньше сегодняшнего, приливы были в 1000 раз выше современных, имеющих в открытом океане высоты порядка 1 м. Чудовищные километровые приливные волны, обрушиваясь на сушу каждые 2,4 часа, рассеивали бы огромное количество энергии. Переходя в тепло, эта энергия затрачивалась бы на испарение воды в океанах, т. е. на их превращение в мощную атмосферу из водяного пара. Сильнейший парниковый эффект в такой атмосфере поднял бы температуру в ней на сотни градусов. Это уничтожило бы жизнь на Земле. Поскольку, наоборот, мы имеем палеонтологические свидетельства непрерывности развития жизни, необходимо признать, что подобного "события Герстенкорна" не было, т. е. что Луна образовалась на не слишком малом расстоянии от Земли (и по-видимому, приблизительно одновременно с ней).

После геохимической эволюции гидросферы и атмосферы и приливной эволюции Земли следующим по темпам изменений фактором эволюции климата представляется движение континентов и полюсов. Оно происходит со скоростями порядка сантиметров в год, так что изменения повальных масштабов, т. е. смещения на тысячи километров, образуются за сотни миллионов лет. Без знания распределения континентов и их палеоширот в ту или иную геологическую эпоху невозможно правильно интерпретировать показания палеоклиматических индикаторов о палеоклиматах конкретных регионов.

Так, например, в современных околополярных районах обнаружены остатки организмов, бывших, по-видимому, теплолюбивыми: в Арктике - коралловых рифов ордовика, силура и девона; на Шпицбергене - каменного угля и меловых игуанадонов; в Южной Патагонии - позднеюрских и меловых динозавров; в Антарктиде - каменного угля (а недавно, как отмечалось в главе 7, там найдена и нижнетриасовая рептилия листрозаурус). Следует ли, однако, спешить делать из этих находок выводы о том, что в указанные эпохи в околополярных районах был теплый климат, так что разница между экватором и полюсами была небольшой или даже вовсе отсутствовала, т. е. широтной зональности не было (а следовательно, не было и смены сезонов года)? Достаточно взглянуть на реконструкцию движения континентов (см. рис. 51), чтобы убедиться, что никаких оснований для таких выводов, может быть, и нет. Карты рис. 51 показывают, что с кембрия по девон современный европейский сектор арктической суши находился в экваториальной зоне (что может объяснить существование коралловых рифов); в карбоне этот регион еще был в тропиках (возможное угленакопление), а в триасе, юре и мелу Южная Патагония и Восточная Антарктида находились в умеренных широтах; Южный полюс был хотя и недалеко от Западной Антарктиды, но все же не на суше, а над океаном; в карбоне же вся Антарктида размещалась в умеренных широтах.

Согласно рис. 51 Южный полюс в течение всего фанерозоя находился либо на материках Гондваны, либо около них. В кембрии - нижнем ордовике он был в Западной Африке, в девоне и нижнем карбоне - в аргентино-южно-африканской части Гондваны. Это может служить объяснением следов континентальных оледенений указанных возрастов (главным образом силуро-девонских тиллитое, см. ниже), описанных Робером в верхах системы Кунделунгу в бассейне Конго, Дю-Тойтом - в свите Столовой горы в Южной Африке и Мааком -в Южной Бразилии; похоже, что попадание полюса на сушу неизбежно приводило к развитию околополярного континентального оледенения (и, возможно, как следствие, к некоторому суммарному похолоданию глобального климата). В перми Южный полюс переместился из Южной Америки на западное побережье Антарктиды, в триасе, юре и мелу заметно отошел от него в Тихий океан, а в эоцене, когда уже образовались Атлантика и Индийский океан, - в атлантический сектор Антарктиды. Северный полюс в течение всего палеозоя находился в центральных районах Тихого океана, в триасе пересекал восточную оконечность Сибири, в мелу - Аляску, а в кайнозое уже находился в Арктике.

Рис. 57. Суточные суммы солнечного тепла (кал см² - сут), приходящего на верхнюю границу земной атмосферы (при значении солнечной постоянной 1,946 кал/см²-мин)

Вследствие того что суточные суммы приходящего на верхнюю границу земной атмосферы солнечного тепла не зависят от долготы (рис. 57), климат, несмотря на различия, создаваемые континентами и океанами, обладает ярко выраженной широтной зональностью. Раньше, когда массы океана и атмосферы были меньше, Земля вращалась быстрее и наклон экватора к эклиптике был меньше современного, каждый из этих факторов делал широтную зональность климата еще более резкой, чем теперь. Эта зональность выглядит следующим образом. В экваториальной зоне сильный нагрев земной поверхности создает интенсивную конвекцию с образованием мощных кучевых облаков и ливневыми осадками, так что эта зона оказывается влажной (гумидной). Восходящие движения компенсируются здесь притоком воздуха к экватору в нижних слоях атмосферы (пассатные ветры) и их оттоком в более высоких слоях. В субтропиках оттекающий воздух отклоняется вращением Земли на восток, и ячейки пассатной циркуляции вынужденно замыкаются нисходящими движениями, так что субтропические зоны оказываются засушливыми (аридными). Дальше к полюсам тепло переносится подвижными циклонами, образующимися в западно-восточных течениях умеренных широт и сопровождающимися обильными осадками, так что эти зоны опять оказываются гумидными. Указанными свойствами шпротной зональности климата воспользовался И. М. Страхов при своих фанерозойских палеоклиматических реконструкциях, выявивших движение полюсов (по проделанных еще на фиксистской основе без учета движения континентов).

При отсутствии широтной зональности климата не было бы и сезонных колебаний погоды. Поэтому свидетельства о наличии в ту или иную геологическую эпоху сезонных колебаний погоды суть доказательства широтной зональности климата этой эпохи. Такими свидетельствами являются прежде всего породы с годичными слоями, так называемые варвиты, которые обнаружены практически во всех геологических периодах фанерозоя. Примерами могут служить североамериканские ленточные сланцы с возрастом от девона до миоцена и знаменитые верхненермские ленточные эвапориты - ангидриты и каменные соли Соликамска и немецкого цехштейна. Кроме варвитов, следует упомянуть еще и организмы с годичными слоями роста. Выше упоминались годичные слон роста у древних кораллов; они прослеживаются по крайней мере до табулят, существовавших от ордовика до перми. Годичные слои, обнаруженные в кальцитовых хвостах раковин мезозойских головоногих моллюсков белемнитов, показали, что даже в самые теплые века юры шпротная зональность климата была достаточно заметной.

Качественными индикаторами климатических зон могут служить многие горные породы. Так, в аридных зонах образуются эвапориты - доломиты, ангидриты, гипсы, калийная и каменная соли, осаждающиеся из растворов в условиях сильного испарения, а также карбонатные красноцветы (продукты выветривания, обедненные кремнеземом и окрашенные окислами железа) и лёссы. В гумидных зонах образуются каменные угли и продукты глубокого химического выветривания пород суши - бескарбонатные красноцветы, белые глины каолины, алюминиевые руды бокситы, некоторые железные и марганцевые руды.

Теплому климату свойственны эванориты, красноцветы, морские известняки (прежде всего биогермы, т. е. остатки кораллов и других известьвыделяющих рифообразующих организмов, по-видимому, и ранее бывших в основном теплолюбивыми), а также ряд организмов, представляющихся теплолюбивыми, - крупные рептилии, крупные насекомые, крупные породообразующие фораминиферы, брюхоногие моллюски ципреи, из растений - пальмы и др. Наиболее важными свидетелями холодного климата являются тиллиты, т. е. неслоистые и несортированные конгломераты - смеси валунов с глинами или мергелями, рассматриваемые как остатки древних ледниковых морен и отличающиеся от несортированных конгломератов неледникового (например, оползневого) происхождения наличием отполированного и исштрихованного скального ложа и такими геоморфологическими признаками, как плоскодонные долины с крутыми стенками, цирки и "бараньи лбы".

Кроме перечисленных качественных индикаторов палеоклиматов, теперь применяется также и количественный метод - оценка палеотемператур вод в древних бассейнах по отношению изотопов кислорода ¹⁸O/¹⁶O в карбонатах раковин существовавших в тех водах животных (по геохимику Р. Боуэну). Как установил Г. Юри, равновесие между содержанием изотопов кислорода в карбонатах и в воде зависит от температуры воды: карбонаты слегка обогащены тяжелым изотопом кислорода ¹⁸O по сравнению с водой, и это обогащение растет с понижением температуры. Если в воде отношение ¹⁸O/¹⁶O равно 1/500, то в карбонатах оно оказывается равным 1,022/500 при температуре 25°С и 1,026/500 - при 0°С. Обычно измеряется величина δ=R-R₀/R₀·1000, где R - отношение C¹⁶O¹⁸O/C¹⁶O₂ в исследуемом образце, а R₀ -в некотором эталонном карбонате; по δ с помощью простой эмпирической формулы вычисляется температура воды.

Рис. 58. Отношение δ¹⁸O изотопов кислорода в североамериканских пресноводных известняках фанерозойского возраста (по М. Кейту и Дж. Веберу (1964))

В качестве примера на рис. 58 приводятся значения δ, полученные М. Кейтом и Дж. Вебером (1964) для образцов североамериканских пресноводных известняков (из района Великих озер, на восточной части границы между США и Канадой) с возрастами от девона до четвертичного периода. График показывает, что в девоне значения δ были низкими (а температуры воды - высокими), затем они росли до максимума в перми (минимум температуры) и падали до минимума в мелу (максимум температуры), после чего опять росли до максимума в четвертичном периоде. Согласно рис. 51 в девоне восточная часть Северной Америки находилась в умеренных широтах южного полушария, затем она перемещалась на север, в перми пересекала экватор, в мелу достигла крайнего северного положения, а после этого сместилась чуть южнее. Исходя из этих палеоширот, можно было бы ожидать прямо противоположного хода кривой на рис. 58. Это усиливает вытекающие из рис. 58 выводы о наиболее теплом климате Земли в девоне и особенно в мелу и о наиболее холодном климате в плейстоцене и особенно в перми.

Самыми выдающимися из климатических событий в истории Земли были, конечно, ледниковые периоды, характеризовавшиеся появлением континентальных ледниковых щитов (в настоящее время такие щиты покрывают Антарктиду и Гренландию), от которых остаются обширные площади тиллитов. Как уже отмечалось, геологами обнаружены многочисленные тиллиты как фанерозойского, так и докембрийского возраста. Самыми древними из них являются, по-видимому, нижнепротерозойские, наиболее яркими представителями которых служат тиллиты в свите Гоуганда пижней части серии Кобальт Гуронской надсерии на юго-востоке Канадского щита. Тиллиты Гоуганда имеют возраст свыше 2 млрд, лет, - по-видимому, между 2,0 - 2,1 и 2,2 - 2,3 млрд. лет. Свита Гоуганда имеет мощность 650 - 1300 м и содержит тиллиты, переслоенные с окаменевшими глинами. Конгломераты в тиллитах лишены какой-либо сортировки, содержат валуны специфических форм - утюгообразные и "дроистоны", сопровождаются ленточными глинистыми сланцами с изолированными валунами и в ряде случаев лежат на исштрихованном ложе, так что их ледниковое происхождение практически не вызывает сомнений. Ниже серии Кобальт в Гуронской надсерии есть еще слои конгломератов, имеющих облик тиллитов, - это свита Брюс серии Квирк-Леик и еще ниже - свита Рамсей-Лейк серии Хуг-Лейк. Вся эта многослойная структура свидетельствует, возможно, о перемежаемости ледниковых периодов того времени.

Тиллитообразпые конгломераты такого же возраста обнаружены в бассейне оз. Верхнего на Канадском щите, в Индии, в Южной Африке, в Западной Австралии, в Сарколийской серии Карелии и в Южной Америке. Таким образом, нижнепротерозойское оледенение имело глобальный характер.

В среднем протерозое, нижнем и среднем рифее на всех континентах встречаются многочисленные слои несортированных конгломератов, иногда похожих на тиллиты, но сколько-нибудь ясной картины, как для нижнего протерозоя, здесь не складывается. Зато в верхнем рифее и в венде в разных частях мира найдены многочисленные тиллиты (рис. 59), хорошо коррелирующие друг с другом и группирующиеся в основном по двум возрастам, - нижние около 750 - 800 млн. лет (верхнерифейское оледенение) и верхние около 650 - 680 млн. лет (вендское оледенение).

К следующей ледниковой эпохе (карбона и перми) климат пришел, по-видимому, в результате постепенного похолодания, заметного по кривой рис. 58 (в течение которого южный полюс перемещался из Западной Африки через Бразилию и Аргентину в Антарктиду, оставляя на своем пути упоминавшуюся выше цепочку силуро-девонских тиллитов).

На всех континентах Гондваны имеются обширные площади тиллитов с возрастами от верхнего карбона до нижней перми (около 300 - 250 млн. лет тому назад, так что в некоторых районах ледниковые периоды имели длительность до 50 млн. лет). К ним относятся знаменитые тиллиты Двайка в Южной Африке, Итараре в Южной Америке, Талчир в Индии, Куттунг и Камиларои в Австралии, тиллиты Трансантарктических гор Восточной Антарктиды, Мадагаскара.

Рис. 59. Карта распространения верхнерифейских и вендских тиллитов (по Л. И. Сапопу (1973))

Особенное удивление вызывали тиллиты Индии и Северо-Западной Австралии - районов, сейчас находящихся в тропиках; их пытались объяснить как остатки высокогорных оледенений, но, по-видимому, в карбоне и перми высоких гор в этих районах все же не было. Все тиллиты Гондваны естественно рассматривать как следы околополярного ледникового щита. Согласно геоморфологическим данным о тиллитах один из центров растекания льда на этом щите находился в Восточной Антарктиде и лед стекал оттуда и на Южпую Австралию, и на Юго-Восточную Африку, а с Юго-Западной Африки - на Южную Америку. Потоки льда, перемещавшиеся извне на Австралию, Африку и Южную Америку, являются одним из важных свидетельств существования в прошлом единой Гондваны и, следовательно, движения континентов. Обширные потоки льда перемещались также по Африке и Индии на север. Для упомянутых тиллитов характерна многослойная структура. Однако полная расшифровка перемежаемости пермокарбоновых оледенений Гондваны - дело будущего.

Потепление климата (возможно, вследствие перемещения Южного полюса с суши в Тихий океан, см. рис. 51), прервавшее в перми оледенение Гондваны, продолжалось, хотя и с некоторыми колебаниями, в течение всего мезозоя. Количественные свидетельства этого дали определения палеотемператур по изотопам кислорода, выполненные Г. Лауэнстамом и С. Эпстайном (1954 - 1959), Д. П. Найдиным с сотрудниками (1954 - 1964) и другими авторами. Минимумы температуры были порядка 14 - 18°С, максимумы достигали 26 - 32°С, т. е. колебания были значительными. Попытки оценить широтные температурные градиенты в умеренных широтах показали, что в теплые века мела, когда изотермы смещались к северу на 10 - 25°, градиенты уменьшались (хотя и оставались значительными), однако разбросы в этих данных были очень большими.

Рис. 60. Кайнозойские полеотемпературы верхнего слоя воды в северо-западной части Тихого океана (по А. П. Лисицыну) 1 - скважина 44,19° с. ш.; 2 - скважина 47,32° с. ш

После минимума в конце мела температуры, по-видимому, повысились и в палеоцене достигли максимума, а затем уже началось длительное и постепенное понижение температур, завершившееся в плейстоцене развитием ледниковых периодов. В качестве иллюстрации на рис. 60 приведена кривая кайнозойских палеотемператур верхнего слоя воды в северо-западной части Тихого океана, построенная А. П. Лисицыным по материалам послойного анализа изотопов кислорода в двух колонках пород, полученных в результате бурения в период 6-го рейса "Гломара Челленджера".

Первым крупным районом, на котором сказалось кайнозойское похолодание климата, явилась, естественно, Антарктида. Ныне ледниковый покров на ней, согласно сводке В. И. Бардина и И. А. Суетовой (1967), имеет площадь около 14 млн. км² и объем 24 млн. км³ (что составляет около 90% объема всех ледников мира; объем Гренландского ледникового щита равен 2,6 млн. км³; на арктические и горные ледники остается менее 1%); растепление всего антарктического льда повысило бы уровень Мирового океана на 55 м. Около 83% антарктического льда сосредоточено в ледниковом куполе Восточной Антарктиды толщиной до 3,6 км, дно которого лежит в основном выше уровня моря (рис. 61), а поверхность в среднем выше 2 км над уровнем моря. Отделенный от него Трансантарктическими горами ледниковый щит Западной Антарктиды лежит в основном на дне океана и на ряде островов и включает огромные плавающие шельфовые ледники в морях Росса и Уэдделла (площадями соответственно 0,54 ц 0,48 млн. км²). Атмосферные осадки над Антарктидой, в среднем всего около 150 мм в год, по некоторым оценкам сейчас немного превышают потери льда (главным образом путем отрыва айсбергов).

Рис. 61. Подледный рельеф Антарктиды. Высоты (м): 1 - более 2000; 2 - 0 - 2000; 3 - 0 - 1000; 4 - менее 1000

Геологические разрезы на островах Кинг-Джорджа и Симора и в Южной Австралии (отделившейся от Антарктиды лишь в конце эоцена), а также материалы колонок донных осадков Южного океана свидетельствуют, что ледниковый щит Антарктиды образовался лишь в миоцене - около 20 млн. лет тому назад - и с тех нор существует до нашего времени (это подтверждают и данные о падении уровня Мирового океана на много десятков метров, начавшемся в среднем миоцене и продолжавшемся в течение верхнего миоцена и плиоцена); до этого, т. е. в течение всего палеогена, в Антарктиде господствовал умеренный прохладный климат, по-видимому, с высокогорными ледниками. Отметим, что приблизительно одновременно с образованием ледникового щита Антарктиды или вскоре после него в верхнем миоцене начали возникать высокогорные оледенения на Аляске. По-видимому, около 3 млн. лет тому назад сформировался и с тех пор существует Гренландский ледниковый щит. Ныне он покрывает 1726 тыс. км² из 2176 тыс. км² площади Гренландии (еще 108 тыс. км² там приходится на другие ледники) и включает Северный купол с высотами до 3300 м и Южный с высотами до 2730 м; уровень дна 600 - 1000 м по краям щита и 0 - 100 м и ниже в его центре. Осадки на щите составляют 300 - 400 мм в год, расход льда на таяние и образование айсбергов несколько больше прихода, так что сейчас щит медленно сокращается.

В плейстоцене похолодание климата привело, наконец, к формированию на северных половинах Европы и Северной Америки огромных ледниковых щитов, оказавшихся, однако, здесь неустойчивыми и многократно стаивавшими (по-видимому, полностью) и образовывавшимися вновь. Для восстановления их истории можно использовать целый ряд разнообразных методов. Это прежде всего выявление древних ледниковых морен и связанных с ними геоморфологических объектов ("бараньи лбы" и т. п.), а также водно-ледниковых отложений (галечников), образующихся перед концами ледников; измерение высот древних снеговых линий в горах; изучение типов почв, уровней замкнутых озер, уровня Мирового океана (снижающегося по мере перехода воды в континентальные ледниковые щиты и повышающегося при таянии последних, что отмечается береговыми террасами соответствующих возрастов); измерение толщин последовательных годичных слоев деревьев и слоистых осадочных пород - варвитов. Весьма ценны палеонтологические данные о древней фауне и флоре, в том числе о мыльце и спорах растений в слоях осадочных пород и раковинках планктона в слоях колонок морских осадков. Как указывалось выше, отношение изотопов кислорода δ ¹⁸O в карбонатах раковин ряда организмов определяется палеотемпературами среды их обитания, а также ее собственным изотопным составом (обогащающимся легким изотопом при таянии ледников); значения δ ¹⁸O в слоях колонок льда ледников определяются главным образом температурой выпадающего на ледник снега.

На рис. 62 показаны колебания значений δ ¹⁸O в раковинках планктона в слоях колонки глубоководных осадков из Тихого океана за последний миллион лет по Н. Шеклтопу и Н. Ондайку (1973), отражающие глобальный объем льда на Земле. Этот график показывает, что по крайней мере за последние 600 000 лет континентальные оледенения образовывались и стаивали с периодом в среднем около 100 000 лет. Из рис. 62 видно также, что в течение 90% времени в плейстоцене климат был холоднее современного. Интересно отметить чрезвычайную резкость потеплений (т. е. быстроту таяния континентальных ледниковых щитов), обозначенных на рис. 62 римскими цифрами.

Последовательность оледенений плейстоцена была впервые изучена на примере Альп Л. Пенком и Э. Брюннером (1901 - 1909). Разработанная ими схема, позже детализированная Б. Эберлем (1930), включает пять эпох оледенения - Дунайскую, состоявшую из трех стадии (самую раннюю из них теперь называют Биберской), двухстадийные Гюнцскую и Миттдельскую и затем, после особенно продолжительного межледниковья, - двухстадийную Рисскую и трехстадийную Вюрмскую (Гюнц, Миндель, Рисс - реки, а Вюрм - озеро в бассейне Дуная). Эта схема, снабженная абсолютными возрастами (в нижней половине плейстоцена имеющими лишь ориентировочный характер), показана в первой графе табл. 7. По данным Пенка и Брюкиера, ледниковые цирки Альп в эпохи оледенения заполнялись фирном не больше, чем теперь, т. е. количество осадков тогда не превосходило современного, но температуры были ниже, вследствие чего снеговая линия находилась много ниже современной (на 1200 м), таяние ледников было замедленным и их языки спускались в долины много ниже, чем теперь, на севере, западе и юге Альп, выходя за пределы гор на равнины к образуя там огромные ледники подножий.

Климат, по определению, есть понятие глобальное, и те или иные проявления каждой ледниковой эпохи, естественно, обнаруживаются во всех районах мира, но, конечно, они отнюдь не везде и не всегда сводились к росту ледников. Иногда их следы еще не найдены или, например, стерты более поздними оледенениями, поэтому создано множество региональных хронологий плейстоцена, различающихся местными наименованиями и рядом деталей. В табл. 7 кроме альпийской хронологии приведены также североевропейская, русская и североамериканская.

Таблица 7. Хронология плейстоцен

Максимальное оледенение в плейстоцене (Рисе - Заале - Днепровское - Иллинойс) превосходило современное оледенение втрое и покрывало 30% площади суши, или 45 млн. км², из них 13,9 составляла Антарктида, 13,14 - Лаврентьевский ледниковый щит в Канаде, 5,76 - Европейский ледниковый щит, от 4,3 до 2,7 - Урало-Сибирский ледниковый покров, 2,6 - оледенение Кордильер, 2,16 - Гренландия, 2,25 - горы Евразии, 0,7 - горы южного полушария (это составляло 25% площади Евразии, 60% Северной Америки и 110% Антарктиды; в северном полушарии площадь оледенения превышала современную в 13 раз). Ледовый покров океана превышал современный в 1,5 раза и занимал 4% площади океана, или 25 млн. км².

Рис. 62. Значения 6 18O в колонке глубоководных осадков из Тихого океана (по И. Шеклтину и Н. Опдайну (1973))

Всего льдом было покрыто 14% поверхности Земли, вдвое больше, чем теперь. Ледниковые щиты достигали в Европе 48°30′, а в Северной Америке 37° широты. Карта максимального распространения льдов в северном полушарии приведена на рис. 63. На рис. 64 показаны южные границы четырех эпох оледенений - Окской, Днепровской (максимальной, во время которой одна из южных лопастей ледникового щита опускалась далеко вниз по Днепру, а другая почти полностью заполняла междуречье между Доном и Волгой), Московской и Валдайскойго европейской территории СССР.

Максимальный объем льдов суши в плейстоцене составлял 56,1 млн. км³, в том числе 23,9 - в Антарктиде (как сегодня), 23,9 - в Северной Америке, 7,6 - в Европе и 0,7 - в Урало-Сибирской области (60% этих льдов было сосредоточено в северном и 40%"-в южном полушарии, тогда как теперь эти цифры равны 8 и 92%).

Рис. 63. Максимальное распространение льдов в плейстоцене в северном полушарии (по К. К. Маркому с соавторами (1968)) 1 - современная граница морских льдов; 2 - их древняя граница; 3 - современные льды суши; 4 - древнее наземное максимальное оледенение; 5 - современная граница вечной мерзлоты

Во время межледниковий, по-видимому, стаивало около половины этих льдов и ледниковые щиты оставались только в Антарктиде и Гренландии. Это приводило к повышению уровня Мирового океана на 85 - 120 м и образованию соответствующих террас на берегах морей и океанов (рис. 65); такие террасы были изучены еще в конце XIX в. в Средиземноморье (Калабрийские, затем предгюнцские Сицилийские, гюнц-миндельские Милаццские, миндель-рисские Тирренские, рисс-вюрмские Монастирские и самые низкие Фландрские, или Ниццские), а затем и во многих других районах мира.

Рис. 64. Границы плейстоценовых ледниковых щитов на европейской территории СССР. Ледниковые щиты: 1 - Окский; 2 - Днепровский; 3 - Московский; 4 - Валдайский

Наоборот, во время ледниковых эпох уровень Мирового океана понижался, большая часть континентального шельфа обнажалась и образовывались сухопутные "мосты", например между Европой и Британскими островами, Чукоткой и Аляской (по последнему "мосту" около 30 тыс. лет тому назад в Америку из Азии проникли люди). Из-за понижения уровня океана во время ледниковых эпох шельфовые ледники Антарктиды должны были ложиться на дно шельфа, превращаться в континентальные ледниковые щиты и нарастать по толщине; во время межледниковий они должны были разрушаться и превращаться опять в плавучие ледники. Следы четырех таких событий на западном берегу моря Росса, по-видимому, совпадают по времени с ледниковыми эпохами северного полушария.

Рис. 65. Плейстоценовые колебания уровня моря по данным о высоте средиземноморских террас (по Ф. Цейнеру (1959))

Выдающийся югославский ученый М. Миланкович предложил объяснять колебания климата в плейстоцене колебаниями наклона ε экватора Земли к плоскости ее орбиты, а также элементов земной орбиты (а именно: произведения e sin π, где e - эксцентриситет орбиты, а π - долгота перигелия, т. е. самой близкой к Солнцу точки орбиты, отсчитываемая от точки весеннего равноденствия), создаваемыми действием на Землю сил притяжения остальных планет. Колебания величин ε и e sin π не меняют получаемой Землей в целом годичной суммы солнечного тепла, но могут приводить к изменениям распределения этого тепла по широтам и сезонам года, а потому могут сказываться на климате. Так, увеличение e sin π вызывает пропорциональное увеличение разности в длинах теплого и холодного полугодий (весна + лето) - (осень + зима), а увеличение ε приводит к пропорциональному sin e·sin φ увеличению разности между суммами солнечного тепла за теплое и холодное полугодия на каждой широте φ (т. е. к увеличению континентальности климата). Можно ожидать, например, что более холодные лета и теплые зимы будут способствовать росту ледников и за длительное время (много тысячелетий) могут привести к развитию ледниковой эпохи.

Вместо астрономических полугодий, длины которых меняются в зависимости от значений e sin π, Миланкович рассматривал так называемые калорические полугодия, определяемые для каждой широты φ отдельно как полугодия одинаковой продолжительности, в течение которых ежедневная суточная сумма солнечного тепла на широте φ в любой день летнего полугодия больше суточной суммы солнечного тепла на этой широте в любой из дней зимнего полугодия. Колебания суммы солнечного тепла за летнее калорическое полугодие получаются как сумма (а за зимнее полугодие как разность) колебаний вне ε e sin π, взятых с некоторыми множителями, зависящими от широты. Для наглядной демонстрации результатов Миланкович рассчитывал колебания эквивалентной широты φ₁(t) - той, на которую в настоящее время за летнее калорическое полугодие приходит столько же солнечного тепла, сколько в момент t прошлого времени приходило на широту 65° северного полушария. Рост эквивалентной широты означает похолодание, убывание - потепление.

Рис. 66. Графики эквивалентных широт (по Ш. Г. Шараф и Н. А. Будниковой) а - последний миллион лет; б - будущий миллион лет

Расчеты, произведенные Миланковичем, были затем повторены рядом авторов. Детальные расчеты произвели советские астрономы Щ. Г. Шараф о Н. А. Будникова (1967 - 1969) на период в 30 млн. лет в прошлое и 1 млн. лет в будущее. Оказалось, что эксцентриситет e колебался в пределах 0,0007 - 0,0658 (его современное значение 0,017) преимущественно с периодами около 100 тыс. лет, наклон ε колебался в пределах 22°,068 - 24°,568 с периодами около 41 тыс. лет. Значения e sin π колебались с периодами около 23 и 19 тыс. лет. Эти периоды неплохо соответствуют нашим представлениям о продолжительности колебаний климата в плейстоцене. Эквивалентные широты колебались в пределах 58 - 79° (т. е. довольно значительно). Графики эквивалентных широт, построенные Шараф и Будниковой, показаны на рис. 66. Максимумы эквивалентных широт (φ₁≥69°) можно попытаться сопоставить с ледниковыми периодами. Тогда возраст дунайских ледниковых эпох составит 970, 855 и 685 тыс. лет, гюнца 590 - 565 тыс. лет, минделя - 476 и 435 тыс. лет, рисса - 230 и 187 тыс. лет, вюрма -115, 72 и 25 тыс. лет, что вполне удовлетворительно согласуется с имеющимися фактическими данными о последовательности и длительности ледниковых периодов плейстоцена. Периоды в 100, 41, 23 и 19 тыс. лет обнаружены в колебаниях некоторых климатических индикаторов (в колоннах морских осадков), что явилось прямым доказательством справедливости теории М. Миланковича.

Кривую б рис. 66 можно интерпретировать как предсказание на будущее ледниковой эпохи с оледенениями типа гюнца через 170, 215, 260 и 335 тыс. лет, затем сильного оледенения через 505 тыс. лет, эпохи с сильными оледенениями типа рисса через 620, 665 и 715 тыс. лет и, наконец, эпохи с одним сильным и двумя слабыми оледенениями через 830, 870 и 910 тыс. лет. Следует подчеркнуть, что в настоящее время Земля находится, по-видимому, в состоянии типичного межледниковья, и можно ожидать, что через десяток тысячелетий начнется следующий ледниковый период.

В теории М. Миланковича колебания климата в плейстоцене рассматриваются как вынужденные, создаваемые малыми колебаниями распределения приходящего солнечного тепла по поверхности Земли. Однако эти причины существовали всегда. Почему же резкие колебания климата, в минимумах которых развиваются континентальные оледенения, начались только в плейстоцене? Ответом может служить предположение, что реакция системы атмосфера - океан - суша на малые вынуждающие колебания была слабой, пока эта система находилась в состоянии с теплым климатом (скажем, со средними годовыми температурами в Центральной Европе выше 12°С), но стала сильной, когда эта система в результате постепенного кайнозойского похолодания перешла в состояние с прохладным климатом (со средними годовыми температурами ниже 10°С). Это предположение выдвигал в 1954 г. П. Вольдштедт.

Рис. 67. Профиль изотопного отношения кислорода δ ¹⁸O в колонке льда Кемп Сенсури (по В. Данераарду с соавторами)

Тонкая структура колебании климата во время последнего ледникового периода ярко иллюстрируется приведенным на рис. 67 профилем изотопного отношения кислорода ¹⁸O в уникальной 1390-метровой колонке льда, выбуренной в 1966 г. в северо-западной части Гренландского ледникового щита у Кемп Сепчури к востоку от Туле и достигшей скального ложа. Ориентировочная датировка слоев колонки охватывает около 125 тыс. лет, т. е. Эмское - Микулинское - Сапгамопское межледниковье и Вюрмский - Висленский - Валдайский - Висконсинский ледниковый период. Рис. 67 показывает, что межледниковье состояло из трех стадий (по американской терминологии - Барбадос I, II, III), прерывавшихся кратковременный похолоданиями. В раннем Висконсине, начавшемся около 75 тыс. лет тому назад, происходили резкие колебания климата с тремя потеплениями (в Европе называвшимися Амерсфорт, Брёруп и Одцераде); этот период закончился глубоким оледенением (тиллит Брадтвилль). В среднем Висконсине было небольшое потепление Порт Талбот (в Европе - Аптон Уоррен), второе глубокое оледенение (тиллит Магадор) и небольшое потепление Плум Пойнт (в Европе - Хенгело и Денекамп). Весь позднии Висконсин был очень холодным, особенно в период 22 - 14 тыс. лет с максимумом холода около 18 тыс. лет тому назад. Отметим, что на указанный фон налагаются еще более высокочастотные колебания с периодами порядка 1000 лет и иногда со значительными амплитудами, которые вполне могут быть реальными.

Рис. 68. Профиль, изотопного отношения кислорода δ ¹⁸O в колонке льда Кемп Сенчури за последние 14 тыс. лет

На рис. 68 показана увеличенная верхняя часть кривой рис. 67. охватывающая последние 14 тыс. лет и характеризующая ход потепления климата в результате стаивания Вюрмских ледниковых щитов Европы и Северной Америки (совершенно аналогичные кривые получены для колонок льда из 2164-метровой скважины 1968 г. на станции Бэрд и 507-метровой скважины 1970 г. на станции Восток в Антарктиде). Данные рис. 68 отлично согласуются со сведениями о моренах неравномерно отступавших ледниковых щитов, повышении уровня Мирового океана, высоте снеговой линии в горах и длинах горных ледников, с палеоботаническими данными (в частности, о слоях в торфяниках) и многими другими разнообразными материалами. Они свидетельствуют о том, что очень холодный заключительный период Вюрмского оледенения ознаменовался резкими колебаниями ледниковых щитов - их наступанием во время Померанской стадии (16 - 14 тыс. лет тому назад) и отступанием в Раунисском межстадиале (13,7 - 13,2 тыс. лет назад); затем произошло похолодание Древний Дриас (13,2 - 12,4 тыс. лет назад), потепление Бёллинг (12,4 - 12,1 тыс. лет назад), похолодание Средний Дриас (12,1- 11,9 тыс. лет назад), резкое потепление Аллерёд (11,9 - 11,1 тыс. лет назад) и последнее наступание уже заметно сократившегося Скандинавского ледникового щита во время крайне резкого похолодания Молодой Дриас (развившегося за столетие и продолжавшегося в течение 11,1 - 10,3 тыс. лет тому назад), оставившее после себя морены Сальпаусселькя в Финляндии. После этого началось стремительное таяние ледникового щита, завершившееся всего за 1000 лет, и потепление климата, продолжавшееся до максимума около 6 тыс. лет тому назад.

Под тяжестью Вюрмского ледникового щита Скандинавия довольно глубоко осела в верхнюю мантию Земли. Быстро освободившись от этой тяжести (что привело к появлению в этом районе отрицательных гравитационных аномалий), она стала подниматься. У прежнего центра оледенения в вершине Ботнического залива этот подъем за последние 9 тыс. лет составил 250 м, продолжается он и теперь со скоростью около 1 см/год (современные отрицательные гравитационные аномалии достигают здесь 50 мгал) и, по-видимому, составит в будущем еще около 200 м; аналогичные данные имеются и для района Гудзонова залива в Канаде. Сочетание подъема суши и подъема уровня Мирового океана создало специфические условия существования Балтийского моря, которое то теряло связь Атлантическим океаном и опреснялось, то (трижды) восстанавливало эту связь и осолонялось. До Аллерёда здесь было пресное Балтийское ледниковое озеро; в эпоху Аллерёда в него проникли морские воды, образовав первое Иольдиевое море (названное по моллюску иольдия); в эпоху Сальпаусселькя оно снова превратилось в озеро; после этого (9,5 тыс. лет тому назад) образовалось второе Иольдиевое море; через тысячу лет из-за поднятия суши Датские проливы закрылись, и образовалось Анциловое озеро (названное по моллюску анцилус); около 7 тыс. лет тому назад из-за подъема уровня океана это озеро опять соединилось с Атлантикой, образовав Литориновое море (по моллюску лигорина); к настоящему времени ото море сократилось в размерах и несколько опреснилось.

По палеоботаническим данным С. Фирбас (1949) установил следующую последовательность послеледниковых климатов в Западной Европе, показанную на рис. 68 римскими цифрами: I - III - холодный климат раннего, среднего и позднего субарктического времени; IV - более теплый и сухой предбореальный период; V - еще более сухой бореальный период; VI, VII - более влажный и наиболее теплый климат раннего и позднего атлантического периода (с наибольшими температурами во время климатического оптимума, когда было теплее, чем теперь, но, по-видимому, все же несколько холоднее, чем во времена предыдущий межледниковий; судя по палеофлоре Шпицбергена, во время климатического оптимума в Арктике, вероятно, не была многолетних льдов); VIII - более сухой суббореальный период с начинающимся похолоданием климата; IX, X более холодный и влажный климат раннего и позднего субатлантического периода, продолжавшегося приблизительно до IV в. н. После этого началось потепление, достигшее максимума в "эпоху викингов" (VIII - XI вв.), когда малая ледовитость морей к востоку, югу и западу от Гренландии позволяла викингам совершать по этим морям дальние путешествия.

Около 870 г. викинги заселили Исландию. В 875 г. исландский викинг Гунбьерн обнаружил Гренландию, а в 982 г. Эрик Рыжий обследовал ее южные побережья и присвоил ей нынешнее наименование, означающее "Зеленая страна"; исландские колонии в Гренландии просуществовали до XV в. В 880 г. конунг Оттар обогнул северную точку Европы - мыс Нордкап и достиг Белого моря. Около 900 г. викинги достигли Нью-Фаундленда, а затем и близлежащих берегов Северной Америки, где были основаны поселения Винланд, Маркланд и Хеллуланд. В 1050 - 1060 гг. король Норвегии Харальд Хардруд ходил морей- на север и встретил тонкий паковый лед, толщиной до 2,5 - 3 м, лишь очень далеко на севере и северо-востоке от последних встреченных им островов.

Затем похолодало, и в период приблизительно с 1430 по № 50 г. царил холодный климат с максимумами холода XV а XVII вв.; это время называют "малым ледниковым периодом" (иногда же этот термин относят только к XVII - IX вв.). Дж. Бьеркнес (1965) установил, что в это время температура поверхности воды в Атлантике в Саргассовом море была выше, а в районе Исландии ниже, чем сегодня; вследствие этого теплоотдача океана атмосфере в пассатной зоне была слабее, что приводило к ослаблению атмосферной циркуляции в умеренных широтах. Из-за этого температуры воды в Саргассовом море еще более повышались, а в районе Исландии понижались; этот процесс мог б| привести к развитию нового ледникового периода, если не противоположное действие усиливающегося переноса тепла к северу течениями в северной половине Атлантического океана. Положительная обратная связь между ослаблением теплоотдачи океана атмосфере и ослаблением атмосферной циркуляции в этом районе является примере механизмов, способных создавать колебания климата с периодами порядка нескольких сот лет.

Рис. 69. Отклонения средних пятилетних значений температуры воздуха δ Т, в градусах Фаренгейта в некоторых широтных зонах от их значений 1880 - 1884 гг. (во Дж. Митчеллу (1961))

После завершения "малого ледникового периодам климат потеплел. Особенно заметным это потепление было в первой половине XX столетия, т. е. буквально у нас на глазах; см. на рис. 69 построенные Дж. Митчеллом (1961) графики изменений температуры воздуха в 1870 - 1960 гг. показывающие, что в северном полушарии (и особенно в его полярном районе) потепление было более интенсивным, чем в южном, причем особенно сильно потеплела зимы. На построенной Дж. Митчеллом глобальной карте этого потепления видна существенная разница в поведении океанов и континентов потепление охватило в основном океаны, особенно Арктику, тогда как на континенте наоборот, чуть похолодало. Ледовитость Баренцева море за первую половину XX в. уменьшилась на 20%, граница распространения айсбергов в Южном океане сместила на 1700 км к Антарктиде; уровень Мирового океана за время, по-видимому, поднялся приблизительно на 6 Окончание этого потепления иллюстрируется приведенным на рис. 70 графиком В. Старра и А. Оорта (1973 г.) показывающим, что средняя по всей массе атмосферы температура воздуха в северном полушарии за пятилетки 1958 - 1962 гг. упала приблизительно на 0,5°С.

Рис. 70. Средние месячные значения температуры воздуха средней по массе атмосферы в северном полушарии с мая 1958 г. по апрель 1968 (по В. Старру и А. Оорту (1973))