КЛИМАТ В ДРЕВНИЕ ЭПОХИ

 

Эволюция температурного режима земной поверхности и газового состава атмосферы

 

 

Проведенные реконструкции палеоклиматов континентов и анализ палеотемпературных данных позволяют не только качественно, но и в первом приближении количественно наметить общие тенденции изменения термического режима атмосферы. Сопоставление установленных тенденций колебания климата с данными об изменениях газового состава атмосферы, площади суши и моря, с дрейфом материков и т. д. позволяет более обоснованно и детально представить характер колебаний термического режима атмосферы и определить главные причины формирования и преобразования климата Земли.

 

Изменение температуры земной поверхности в фанерозое

 

Палеогеографические данные однозначно свидетельствуют о существовании на протяжении большей части фанерозоя климатов более теплых, чем в современную эпоху. Лишь в позднем ордовике, позднем карбоне и в конце кайнозоя температуры настолько сильно понижались, что возникали крупные оледенения. Вместе с тем, как свидетельствуют палеоклиматические данные, в остальные периоды геологического прошлого температурный режим не оставался постоянным, а изменялся то в сторону похолодания, то потепления. Это хорошо видно при сравнении между собой серии палеоклиматических карт. В одни периоды области тропического и экваториального климата сильно расширялись, а в другие, наоборот, сужались. Определить, насколько средняя глобальная температура земной поверхности была выше современной и как она изменялась в течение времени, представляет собой трудную задачу, так как существующие данные относятся к ограниченным участкам земной поверхности. Не оказывают в этом случае помощь и палео- температурные определения особенно тогда, когда им придается исключительное значение при реконструкции климатических условий.

 

Температурные колебания какого-либо ограниченного участка земной поверхности отражают не столько глобальные изменения климата, сколько изменения локальных условий, вызванные палеогеографическими причинами (распространение теплых и холодных течений, палеогеографические преграды, углубление дна моря, опреснение и т. д.). Даже при наличии многочисленных пунктов палеотемпературных определений, расположенных равномерно на площади древних бассейнов, нельзя определенно судить о реальных климатических условиях древности и тем более о глобальных колебаниях без привлечения иных палеотемпературных критериев. В пределах бассейна, расположенного в одной климатической зоне, довольно часто распределение температур далеко неоднозначно. Они могут различаться вследствие влияния течений, как, например, распределение температур в акватории современного Атлантического океана в зоне Гольфстрима и Лабрадорского течения, или в результате различия гидродинамических условий, ^ частности в характере и интенсивности вертикального обмена вод.

 

Для расчета средних глобальных температур и их колебаний были использованы результаты о колебаниях температур, установленные на основе всего комплекса палеотемпературных, литологи- ческих, палеонтологических и геохимических данных для одних и тех же широт каждого континента, а также суммарная палео- температурная кривая, построенная благодаря обобщению абсолютных значений температуры, установленных изотопным, магнезиальным и стронциевым методами.

На основе палеоклиматических карт построены графики изменения температуры на территории Европы, Азии и Северной Америки для 30 и 60° с. ш. ( 7.1). При этом выявляются не только закономерные для соответствующих широт колебания температур, но и аномальные изменения, когда происходила так называемая инверсия термического режима, т. е. температура в более высоких широтах была выше, чем в более низких современных широтах. Такие аномальные изменения температуры являются одним из веских доказательств дрейфа материков. Как будет показано ниже, время и место этих изменений совпадают с палеомагнитными и геологическими данными, свидетельствующими о перемещении того или иного материка.

 

В течение кембрийского периода, как свидетельствуют многочисленные материалы, на Земле были высокие температуры. В это время тропический и экваториальных климаты господствовали в Европе, Азии и на значительной части Северной Америки. Это дает основание считать, что средние глобальные температуры в течение кембрийского периода составляли 20—28°С, причем наиболее высокие температуры существовали в раннем кембрии. Полученные эмпирическим путем значения температур в кембрийском периоде близки к расчетным значениям, установленным М. И. Будыко [19]. Учитывая колебания солнечной постоянной, характер земной поверхности, определяющей альбедо и изменения массы углекислого газа, Будыко определил разность средней температуры воздуха у земной поверхности в геологическом прошлом по сравнению с современной эпохой (Д7"). Расчетные значения AT составляют 7,5°С для раннего кембрия и 6,2°С для среднего и позднего кембрия. Полученные высокие температуры земной поверхности в кембрийском периоде хорошо согласуются со многими палеоклиматическими индикаторами и расположением континентов в низких широтах. В это время Северо-Американский, Восточно- Европейский, Сибирский, Китайский, Антарктический, Австралийский и Индостанский континенты располагались в приэкваториальной области между 30° с. ш. и 30° ю. ш. Только большая часть Африки и Южной Америки находились южнее 30° ю. ш. В этот период не только в средних, но и в высоких широтах существовали, крупнейшие морские (океанические) бассейны. Сравнительно невысокая инсоляция на полюсах компенсировалась большой теплоемкостью водных масс.

 

Высокий термический режим кембрийского периода подтверждается формированием на обширных пространствах эпиконтинентальных морей большого объема карбонатных и эвапоритовых осадков, появлением и широким расселением теплолюбивых морских беспозвоночных с карбонатным скелетом. В течение кембрийского периода, по-видимому, отсутствовали резкие колебания в температурном режиме между полярными и экваториальными областями. Это в свою очередь ограничивало циклоническую деятельность атмосферы.

 

В течение ордовикского периода высокие температуры на материках северного и южного полушарий сохранялись. Европа, Азия, Северная Америка (см.  4.1) продолжали располагаться в низких широтах, и средние температуры составляли 20—26 °С, что соответствует расчетным значениям, приводимым М. И. Будыко (АГ = 6,4°С) для всего ордовикского периода. Однако, как свидетельствуют многочисленные геологические материалы, в климатическом отношении ордовикский период был неодинаков. Несомненно, что концентрация углекислого газа в течение ордовикского периода также существенно менялась.

 

Сравнительно высокий температурный режим планеты в течение большей части ордовикского периода довольно хорошо подтверждается расположением континентов в низких широтах. Так, Северо-Американский, Западно-Европейский, Восточно-Европейский, Сибирский, Китайский континенты, Индокитайский и Казахский микроконтиненты и некоторые глыбы, составляющие мегакон- тинент Гондвану (юг Южной Америки, Индостан, Австралия и др.), располагались между 30° с. ш. и 30° ю. ш. В начале ордовика как в пределах северного, так и южного полюса находились океаны. Продолжавшийся в ордовике дрейф Гондваны в сторону Южного полюса способствовал понижению глобальной температуры. Вполне возможно, что это было не единственной причиной снижения температуры во второй половине ордовикского периода. Другой немаловажной причиной мог явиться более высокий гипсометрический уровень Гондваны. В свою очередь, понижение температуры могло вызвать формирование горных ледников и подгорных флювиогляциальных отложений. Такими, в частности, являются древние моренные отложения на Аравийском полуострове и в Южной Америке.

 

Существенная разница в температурном режиме между полярными и экваториальными областями в позднем ордовике стимулировала активную циркуляцию атмосферы. Однако динамическая деятельность атмосферы в значительной степени отличалась от современной, так как разница между температурами полярных н экваториальных областей в настоящее время достигает 70 °С, а в тот период вряд ли превышала 20—30 °С.

Возрастание частоты и увеличение продолжительности выпадения атмосферных осадков привело к постепенному абсолютному преобладанию гумидных условий.

 

В силурийский период температуры по сравнению с поздним ордовиком заметно повысились. Значительная часть Евразии, Северной Америки и материков южного полушария располагалась в субтропическом, тропическом и экваториальном поясах. Однако по сравнению с ранним ордовиком и особенно с кембрийским периодом в силуре температуры были ниже. Полученные палеокли- матические данные совпадают с расчетными значениями AT, которые составляли 5,4°С [19]. Средняя глобальная температура в силурийский период составляла 18—22 °С, это значение хорошо подтверждается не только палеоклиматическими данными, условиями седиментации, но и глобальными палеогеографическими реконструкциями. В соответствии с палеомагнитными данными многие континенты находились в средних широтах. В северном полушарии в средних широтах располагались Сибирский и Китайский континенты, а в южном полушарии — значительная часть Гондванского мегаконтинента.

 

Высокие температуры и более низкий гипсометрический уровень Гондваны в силуре по сравнению с ордовикским периодом способствовали не только исчезновению долинных ледников, но и возникновению субтропических и тропических фаунистических сообществ.

 

Перемещение ряда континентов и особенно удаление некоторых из них из приполярных районов хорошо подтверждается инверсией температурного режима. Именно в это время на многих континентах, в частности в Азии и Северной Америке (см.  4.3), произошел резкий скачок температуры. Более или менее равномерное распределение температур обусловило слабое перемещение воздушных масс, что привело к равномерному распределению атмосферных осадков на земной поверхности.

 

Начиная со среднего девона наряду с палеоклиматическими картами для определения температурного режима и расчета средних глобальных температур можно использовать палеотемператур- ные данные и составленную на основе абсолютных значений температур, определенных изотопным, магнезиальным и стронциевым методами, палеотемпературную кривую. Исходя из магнезиальности ростров белемнитов и скелетных карбонатов кальцитового состава кораллов, мшанок, раковин брахиопод, двустворчатых моллюсков и крупных фораминифер, были определены средние температуры поверхностных частей нормально-солевых морей девона, карбона, перми Закавказья, Урала, Восточно-Европейской платформы и юга Средней Азии; юрских, меловых, палеогеновых и неогеновых морей европейской части СССР, Средней Азии, Сибири и Кавказа. Методом стронциевой палеотермометрии определены средние температуры речных и озерных вод в олигоцене, миоцене, плиоцене и четвертичном периоде европейской части СССР, Сибири и Казахстана.

 

Палеотемпературные данные ( 7.2) хотя и свидетельствуют об изменении во времени температурного режима поверхностных частей водных бассейнов, они безусловно, могут в какой-то степени характеризовать и глобальную температуру, отражающую с некоторой поправкой изменение за определенное время температур земной поверхности. Анализируя палеотемпературную кривую, следует прежде всего отметить очевидную общую тенденцию понижения температуры земной поверхности с девонского периода к настоящему времени. Второй особенностью кривой является отчетливо выраженный неравномерный ее характер. На составленной палеотемпературной кривой отчетливо выделяются эпохи общего глобального повышения и понижения температуры, совпадающие с колебаниями температурного режима отдельных континентов.

На протяжении девонского периода температуры были высокими, средние глобальные значения их были близки к 24 °С. Максимальные значения характерны для среднего девона (26— 28 °С). Полученные результаты близки к расчетным температурам [19], которые в среднем девоне равны 9,9 °С, а в позднем — 10,1 °С.

 

В это время континенты в основном были сосредоточены в низких и средних широтах. Между 30° с. ш. и 30° ю. ш. находились Северо-Американский, Западно-Европейский, Восточно-Европейский, Китайский континенты, Казахстанский, Иранский и Индокитайский микроконтиненты. Сибирский континент находился между 30 и 60° с. ш.

Хотя значительная часть Гондванского мегаконтинента располагалась в средних и высоких широтах южного полушария, значительная часть его покрывалась мелководными эпиконтиненталь- ными морями.

 

Такое положение континентов на земной сфере наряду с высоким содержанием углекислого газа в атмосфере и большой площадью эпиконтинентальных морей, часть из которых располагалась в полярных районах, обусловили повышение и высокое значение средней глобальной температуры.

 

В течение позднего девона и раннего карбона температуры по сравнению со средним девоном хотя и несколько снизились, но на многих континентах оставались на высоком уровне. Так, в Европе средние температуры в это время составляли 23—25 °С, в Азии и Северной Америке — 20—24 °С,

 

Начиная примерно с середины каменноугольного периода, температура начинает понижаться. Наступившее оледенение в пределах южного приполярного района находит отражение и на материках, расположенных в средних и даже в низких широтах. В это время в Европе температуры понизились примерно на 5°С, в Азии — на 5—7°С, а в Северной Америке — на 3—4°С по сравнению с ранним карбоном. Эмпирические данные хорошо согласуются с расчетными значениями М. И. Будыко [19]. Согласно последним, в позднем карбоне хотя средние глобальные температуры и превышали современные на 6,5 °С, но по сравнению с ранним карбоном они понизились на 4 °С. Более прохладные условия позднего карбона обусловлены расположением материков в средних и высоких широтах и наличием областей суши в приполярных районах. Разница в температуре между полярными и экваториальными районами, составлявшая 40—50 °С, являлась одной из главных причин усиления межширотного переноса воздушных масс, а это привело к возрастанию средней планетарной суммы атмосферных осадков и интенсификации их выпадения.

 

Низкая температура и обильные атмосферные осадки способствовали увеличению площади ледников, которые в свою очередь приводили к возрастанию альбедо. Охлаждающему воздействию ледников подвергались не только приполярные шельфовые моря, но и моря, расположенные в низких широтах. Так, средняя температура среды обитания мелководных брахиопод и кораллов в Закавказском и Уральском бассейнах по сравнению с ранним карбоном понизилась на 8—10 °С.

 

В самом конце позднего карбона появились признаки, указывающие на смягчение температурного режима. Уже в середине гжельского века согласно палеотемпературным определениям температура начинает повышаться. Рост температуры происходил медленно и с разной скоростью. На одних континентах ледниковые покровы полностью исчезли в самом конце карбона, а на других, как, например, в Австралии, они сохранились вплоть до ассель- ского века включительно.

 

В течение перми температура возрастала и достигала максимальных значений в конце перми и начале триаса. В это время рост температуры в Южной Европе происходил с большими скоростями, чем в Северной Европе. Аналогично увеличивалась температура в низких широтах и на других материках. Меридиональная циркуляция атмосферы в течение перми была слабо выражена ввиду небольшой разницы между температурами высоких и низких широт.

 

Характерной особенностью палеозоя является значительно меньшая континентальность климата по сравнению с современной эпохой. Это было вызвано большей площадью водных бассейнов.

 

Несмотря на существование аридных фаз в палеозое, климат аридных зон этого времени мало был похож на климат современных пустынь. В этот период сохранялась значительная облачность, испарение было пониженным, а поверхностный сток — интенсивным. В. М. Синицын [80] предполагает, что в позднем палеозое годовая сумма атмосферных осадков в эпохи аридизации достигала 600—800 мм/год.

 

Ввиду того что в триасовый и юрский периоды в тропических поясах существовали аридные области, которые временами резко расширялись циркуляционные особенности атмосферы этого времени должны были мало отличаться от современных, несмотря на отсутствие контрастного термического режима между полюсами и экватором. Однако мнение об отсутствии значительных различий между температурами низких и высоких широт требует определенной корректировки и уточнения. В мезозое и раннем кайнозое действительно отсутствовали такие экстремальные в климатическом отношении области, как арктическая и антарктическая. А это, в свою очередь, позволяет предполагать более или менее равномерное распределение на поверхности Земли солнечной радиации и радиационного баланса на материках, что было связано с большой площадью эпиконтинентальных морей и отсутствием высокого и контрастного рельефа.

 

От юрского периода до палеогена существовали следующие термические разновидности климата: тропический, субтропический, умеренно-теплый и умеренный. Тропический климат со средними- годовыми температурами 24—27 °С господствовал на значительной части Земли.

 

Термические области субтропического и умеренно-теплого климатов не имеют полных аналогов в современности. В. М. Синицын 180] выделял их под названием бореального климата,, а Н. М. Страхов [83] — как пояс умеренного климата. Бореальныйг климат, по Синицыну, по сути является близким к тропическому,, но в нем вполне определенно устанавливаются две термические зоны: 1) почти тропическая (квазитропическая) со средними годовыми температурами от 22 до 24 °С, 2) ослабленная тропическая со средними годовыми температурами от 18 до 22°С. Субтропический климат с колебаниями температуры от 16 до 20 °С мало отличается от современного субтропического климата, но существенной еп> особенностью являлось отсутствие прохладного сезона, обычно вызываемого вторжением холодных масс воздуха из высоких широт. По термическим и радиационным особеностям, а также по сезонным распределениям температур субтропический климат мезозоя в общих чертах напоминал климат современного Южного Средиземноморья и Юго-Восточной Азии.

 

Умеренно-теплый климат со средними годовыми температурами 10—16 °С был близок к современному климату Северного Средиземноморья. Для него свойственны сезонные колебания температуры, но в прохладные сезоны температура вряд ли могла опускаться ниже 0°С. Данный тип климата в мезозое распространялся в высоких широтах и существовал в течение небольших промежутков времени.

 

Начиная с раннего лейаса температура постепенно понижалась и достигала минимума на границе тоарского и ааленского веков. Это понижение, по-видимому, являлось глобальным. Оно хорошо фиксируется магнезиальной палеотермометрией. Все без исключения палеоклиматические данные свидетельствуют в пользу прохладных условий в это время.

 

В позднем аалене и особенно в байосе температура быстро повысилась. На протяжении средней и поздней юры и в начале неокома средние температуры в Европе держались на уровне 20— 25°С, в Азии—18—26°С а в Северной Америке — 22—26 °С. Во второй половине неокома, а в Северной Америке немного раньше наметилась тенденция к понижению температуры. Минимальные температуры были в середине альбского века. В это время в Южной Европе средние температуры уменьшились до 10—16 °С. Аналогичное понижение температуры характерно и для материков южного полушария.

В течение позднемеловой эпохи температура возрастает и достигает максимальных значений в туроне и коньяке. Ввиду того что палеоклиматические карты построены главным образом для геологических эпох, более кратковременные изменения температурного режима не могли быть отражены, хотя их наличие хорошо выявляется палеотемпературными материалами по отдельным континентам.

 

По палеотермометрическим данным, в Евразии и Северной Америке на рубеже мела и палеогена происходит похолодание. Оно отразилось и на облике растительного покрова, и на особенностях животного мира. Средние температуры морских бассейнов Южной Европы и центральных районов Азии в середине датского века понизились на 8—10 °С. По-видимому, понижения температуры в высоких широтах могли быть более интенсивными.

 

Полученные данные о похолодании в конце позднемеловой эпохи подтверждаются результатами работ А. Б. Ронова и А. Н. Балуховского [,65]. На основании более детальных палеоклиматических реконструкций ими установлено, что в позднем Маастрихте в высоких и средних широтах произошли крупные климатические изменения. Это отразилось в увеличении площади умеренного пояса в Евразии и Северной Америке и появлении умеренного пояса на юге Африки, в Австралии и Новой Зеландии.

В палеоцене температура стала увеличиваться и достигла максимальных значений в середине эоцена. Хотя средние глобальные температуры в этот период были близки к мезозойским, но в средних и особенно в высоких широтах они их превосходили (см.  5.9). В это время сильно расширялись экваториальный и тропический пояса, а субтропический пояс располагался в приполярном районе. Согласно М. И. Будыко [19], разница в средних глобальных температурах между эоценовой и современной эпохами составляла 9°С и была примерно такой же, как в триасе (6—8°С), юре (8—9°) и мелу (8—10 °С). В целом климат палеоцена и эоцена в термическом отношении был однородным и мало отличался от мезозойского.

 

По оценке В. М. Синицына [80], разница средних годовых температур арктического побережья Сибири и наиболее южных районов Азии не превышала 20 °С, тогда как в настоящее время она составляет 65°С.

 

В течение олигоценовой эпохи происходило понижение температуры. Постепенно увеличивалась площадь с умеренным климатом и одновременно сужались пояса тропического и экваториального климатов. Уменьшались размеры аридных зон. В это время средняя годовая температура в разных зонах Европы изменялась от 12 до 20 °С, в Азии — от 10 до 20 °С, а в Северной Америке — от 8 до 22°С. Одновременно с похолоданием усиливаются черты континентальности климата с царастанием контрастов сезонных и, возможно, суточных температур.

 

Холодные условия конца олигоценовой эпохи в начале миоцена сменились некоторым потеплением. В конце раннего и в среднем миоцене наступил климатический оптимум. Он фиксируется усилением эвапоритообразования, смещением к полярным районам областей с умеренным климатом, некоторым ростом средних годовых температур. Так, в Европе средние температуры изменялись в пределах 15—24°С, аналогичные колебания характерны и для других континентов.

 

После миоценового оптимума существовал и раннеплиоценовый оптимум, но затем прогрессирует общее похолодание. Во второй половине плиоцена и в эпоху термического минимума максимальных размеров достигает покровное оледенение Антарктиды. Сильно сужаются пояса тропического и экваториального климатов и прохладные зоны смещаются в низкие широты.

 

Возникновение контрастности в распределении тепла и особенно усиление межширотных термических контрастов должны были способствовать еще большему усилению фронтальной и циклонической деятельности. При росте сезонных различий в нагреве поверхностей континентов и морей усиливалась муссонная циркуляция. Значительное воздействие на атмосферную циркуляцию, а следовательно, и на распределение атмосферных осадков, и термический режим оказывал энергичный подъем земной поверхности. Возникшие орографические преграды в виде горных массивов и хребтов способствовали более дифференцированному распределению тепла и влаги на поверхности материков.

 

В течение четвертичного периода во время оледенений сильному охлаждению подвергались высокие и средние широты, где возникли ледниковые покровы, а субтропический и тропический пояса сужались до минимума.

 

 

 Смотрите также:

  

Парниковый эффект. Повышение температуры поверхности...

С течением времени температура поверхности нашей планеты колеблется, но
При восстановлении нормального состава атмосферы важное значение имеет биогеохимический
Но ведь и естественные температурные изменения могут составлять плюс-минус один градус.

 

Планета Земля состоит из земной коры, мантии и ядра.

Земную кору покрывают гидросфера – жидкая оболочка (она не сплошная) и атмосфера – газовая оболочка.
Температура в центре ядра достигает около 5000° С, плотность около 12,5 т/м3. Предполагается, что субъядро похоже по составу на железный метеорит, содержащий...

 

ВОЗДУХ. Состав атмосферного воздуха

— естественная смесь газов, составляющая атмосферу (газообразную оболочку Земли). Состав атмосферного воздуха вблизи земной поверхности зависит от сезона, погоды и места расположения пас. пункта.