Изменения климатических условий на Земле

Изменения климатических условий на Земле

Содержание

Введение

Глава 1. Изменения климата в историческое время

.1 История человечества на фоне природно-климатических изменений

Глава 2. Естественная динамика климата геологического прошлого

.1 Докембрий

.2 Палеозой

.3 Климат четвертичного периода

.4 Плейстоцен

.5 Голоцен

Заключение

Список использованной литературы

Введение

Изменения климатических условий на Земле в целом или в отдельных ее зонах или областях на протяжении:

) геологического времени существования Земли;

) исторического времени;

) современной эпохи (последние сотни и десятки лет).

Различают прогрессивные изменения климата, т. е. изменения в одном направлении за весьма длительный период, и колебания климата.

Геологические изменения климата происходили неоднократно, имея характер либо общих для всего земного шара изменений (например, в сторону потепления или похолодания), либо изменений климатических контрастов между различными зонами Земли. Об этих изменениях климата можно судить по ряду геологических показателей. Несомненна, связаны с изменением климата оледенения на севере Европы, Западной Сибири и Северной Америки на протяжении четвертичного периода. В историческом периоде, по-видимому, не было прогрессивных изменений климата. Во всяком случае, на протяжении последних тысячелетий происходили колебания климата; одно из наиболее сильных таких колебаний (в сторону потепления) происходило за последнее столетие и особенно за последние полвека. Существует ряд гипотез о возможных причинах изменения климата. Они объясняются автоколебаниями в системе атмосфера - океан - полярные льды; космическими и астрономическими факторами, такими, как изменения интенсивности солнечного излучения или прозрачности межпланетного пространства для солнечной радиации, изменения наклона эклиптики и эксцентриситета земной орбиты, перемещения земной оси, а также изменениями в газовом и аэрозольном составе атмосферы в связи с вулканическими извержениями, и в распределении суши и моря по земной поверхности. Выдвигались также гипотезы о связи изменения климата с вековыми и сверхвековыми изменениями солнечной активности. В последнее время поставлена проблема антропогенных (техногенных) изменений климата под влиянием возрастающей индустриализации; такие изменения происходят пока лишь в местном масштабе (города и промышленные центры), но не исключена возможность, что в недалеком будущем они приобретут планетарное значение.[1]

Глава 1. Изменения климата в историческое время

Настоящий период, именуемый в палеогеографической терминологии голоценом. Его отсчитывают с начала постепенного отступления последнего - Валдайского (в Западной Европе - Вюрмского, в Северной Америке - Висконсинского) оледенения, согласно общепринятым представлениям - около 15 тысяч лет назад. (см. Рис.1)

В голоцен полностью укладывается всё историческое время человечества от появления первых цивилизаций и письменных источников. Это примерно пять-шесть тысяч последних лет - начиная с III-IV тысячелетия до н.э. Есть утверждения о существовании и куда более древних цивилизаций, но их обоснованность пока недостаточна.

Для исследователей последние несколько тысяч лет привлекательны возможностью собрать более полную и достоверную, по сравнению с предшествующими временами, информацию, поскольку:

·              изменения в природе прослеживаются лучше;

·              методы датировок и исследований природной среды тем надёжнее, чем ближе к нам событие;

·              появляются исторические хроники, где отражены заметные природные явления, и во многих случаях можно сверить результаты научных исследований со свидетельствами, оставленными нашими предками.

Для понимания того, что нас может ждать в ближайшие десятки и сотни лет, данные об изменениях в природе в последние тысячелетия и века наиболее важны.

На историческое время приходится три крупных климатических периода, слагающих на геологической шкале поздний, или верхний голоцен:

1.      Атлантический (8000-5000 лет назад) - с тёплым и влажным климатом, в середине - конце периода выделяется климатический оптимум голоцена.

2.      Суббореальный (5000-2500 лет назад) - с похолоданием и иссушением климата;

.        Субатлантический (2500 лет назад - наше время) - с ростом влажности климата и общей слабой тенденцией к продолжению похолодания.

Последний период по понятным причинам известен лучше предшествовавших, и его можно разделить на сравнительно мелкие отрезки:

·              период потепления 2500-1600 лет назад, когда климатические условия приблизились к современным;

·              период сухого и тёплого климата 1600-1200 л.н. (IV-VIII вв. н.э.);

·              период мягкого и тёплого климата, малый климатический оптимум 1200-800 л.н. (VIII-XIV вв. н.э.)

·              похолодание климата, малый ледниковый период 800-150 л.н. (XIV-XIX вв. н.э.);

·              потепление климата с середины - конца XIX века по наше время (с небольшим похолоданием в середине ХХ века и возобновлением потепления в последние полвека).

Наиболее тёплым было время 6,2-5,3 тыс. лет назад, известное как климатический оптимум голоцена. Температуры в высоких широтах превышали современные на 2-3⁰С, растительность была богаче и содержала больше теплолюбивых видов. На территории современной Западной Европы, европейской и азиатской частей России все лесные зоны продвинулись на 300-500 км к северу, темнохвойные леса простирались до берегов Баренцева моря, а в Сибири тайга достигала мыса Челюскина - северной оконечности полуострова Таймыр.

В тропиках в период климатического оптимума значительно выросло увлажнение. Сахара была не пустыней, а саванной, уровень озера Чад на 40 метров превышал современные отметки, а его площадь не уступала современному Каспийскому морю (в середине ХХ века - в 20 раз меньше).

При потеплении климата все природные зоны смещаются в более высокие широты, пустыню замещает саванна, а тундру - леса. В то же время и пустыня наступает на степь, а степь - на лес. В одних регионах увлажнение растёт, в других падает. Хотя в целом потепление скорее способствует росту влажности климата, но эта взаимосвязь весьма сложна и неоднозначна, тем более - применительно к различным природным зонам. В этой связи нельзя однозначно заявить, что всеобщее потепление или похолодание является всеобщим благом или злом.

После климатического оптимума голоцена, около 5000 л.н., фиксируется серьёзное похолодание. В это время природные зоны вновь сместились ближе к экватору, выросли горные ледники на Аляске, Шпицбергене, Исландии, в Альпах, площади плавучих полярных льдов, климат стал суше.

Далее волны похолоданий и новых потеплений сменяли друг друга, но в целом в период 5000-2500 л.н. тенденция к снижению температуры сохранялась. В результате примерно 2500-3000 л.н. средняя температура воздуха на Земле была почти на 2⁰С ниже современного. Однако с этого момента началось потепление, от которого отсчитывается субатлантический период.

Хотя наше время и началось с роста температуры, но возвращения к теплу начала и даже середины суббореального периода не произошло. В среднем последние 2500 лет были несколько холоднее, чем период 3000-5000 л.н., так что в масштабе всего исторического времени проявляется, скорее, тенденция к похолоданию, несмотря на значительные климатические колебания в течение этого времени.

Рис.1. Колебания температуры относительно современных значений за последние 10-12 тыс. лет. [Глава 1]

Последние две с половиной тысячи лет были, в свою очередь, очень неоднородными, с довольно резкими колебаниями климата.

В результате потепления к первым столетиям нашей эры увлажнение и температура приблизились к современным, а в IV-VIII вв. н.э. климат был несколько теплее (средние температуры на 0,2-0,4⁰С выше) и суше современного, из-за чего началось сокращение площади торфяников и понижение уровня озёр.

В VIII-XIV вв. климат стал мягче, при этом оставаясь тёплым. Этот период, известный также в истории как раннее средневековье, получил название малого климатического оптимума.

Однако он был уже далеко не столь тёплым, как климатический оптимум голоцена 6000 лет назад, но теплее нашего времени. Среднемировая температура превышала нынешнюю примерно на 1⁰С.

В раннем средневековье в Англии и на побережье Балтийского моря выращивали виноград, а викинги освоили Гренландию. Собственно, они и дали ей это название - «Зелёная земля» (green land), которое вряд ли пришло бы кому-нибудь в голову сегодня.

С XIV вв. связана новая мощная волна холода, известная как «малый ледниковый период», продолжавшийся до середины XIX века. Поскольку этот период был сравнительно недавно, он оставил мощный след в исторических хрониках и исторической памяти.(см. Рис.3)

В это время средняя температура опускалась до значений почти на 2⁰С ниже современной - уровня, который был 2500 лет назад, на переходе от суббореального к субатлантическому периоду.

Новое потепление фиксируется с конца XIX века. В этот период уже начались регулярные инструментальные метеонаблюдения.

С конца XIX века по 1940 г. происходило потепление во всём Северном полушарии, величина которого составила 0,6⁰С.

После 1940 г. до середины 60-х гг. XX века произошло похолодание на 0,4⁰С, сменившееся новым потеплением, продолжающимся в настоящее время.

В целом же в течение ХХ века глобальная температура воздуха выросла на 0,6⁰С (с погрешностью измерений примерно 0,2⁰С). Иными словами, сейчас мы примерно на полпути между холодом малого ледникового периода XIV-XIX вв. и теплом малого климатического оптимума VIII-XIV вв.

Интересно сопоставить изменения климата с основными историческими событиями. В этом вопросе неприемлемы категоричные и поспешные выводы, тем не менее, обнаруживается ряд интересных совпадений изменений природной среды и поворотов человеческой истории.

Самое начало активного расселения человека по Земле и развития первых государств и цивилизаций пришлось на период с тёплым и влажным климатом - климатический оптимум голоцена. Казалось бы, это вполне естественно.

Однако последующие события показывают, насколько неоднозначны эти зависимости. Можно, при желании, сделать и обратный вывод - о «стимулирующем» действии холода.

Также можно сказать, что человеческая цивилизация менялась, следуя, в основном, своей внутренней логике, где изменения климата были, скорее, фоном, чем определяющим фактором. И для этого тоже будут основания. Простор для различных мнений и интерпретаций в этом вопросе очень велик.

1.1    История человечества на фоне природно-климатических изменений

Таблица 1. Природно-климатические изменения в истории человечества

Глава 2. Естественная динамика климата геологического прошлого

.1 Докембрий

На самых первых этапах эволюции Земли после завершения образования планеты, разогревания ее недр, формирования ядра, приведших к активным проявлениям магматизма и в частности вулканизма, началась дегазация мантии и образование гидросферы и атмосферы. В архее Мировой океан, по-видимому, покрывал всю Землю или большую ее часть; атмосфера на первой стадии эволюции состояла из метана СН₄ с добавлением водорода Н₂, азота N₂ и аммиака NН₃; кислород О₂ в атмосфере отсутствовал. Признаки широкого распространения оледенения в архейское время отсутствуют. Климат Земли отличался зональностью и был теплым. В позднем архее 2,7-2,9 млрд. лет назад уже появились микроскопические одноклеточные водоросли, которые могли осуществлять фотосинтез органических веществ из диоксида углерода (углекислоты) и воды с выделением свободного кислорода. Этот кислород шел на окисление аммиака до молекулярного азота. Таким образом, в раннем протерозое 2,6-1,95 млрд. лет назад началась вторая стадия эволюции атмосферы: основным компонентом атмосферы стал азот N₂, а наиболее важными примесями - углекислый газ СО₂ и аргон Ar.

Около 1,8 млрд. лет назад, когда скорость образования кислорода при фотосинтезе стала достаточно высокой и кислород перестал быть малой примесью в атмосфере, наступила третья стадия эволюции атмосферы. С начала этой стадии парциальное давление кислорода все время увеличивалось и постепенно достигло современного значения. Теплый климат в архее постепенно становился более холодным.

Имеются отчетливые доказательства, что в нижнем протерозое 2,5-2,6 млрд. лет назад наблюдалось континентальное покровное Гуронское оледенение существовавшего в то время материка Мегагеи. Центр оледенения находился примерно на палеошироте 60°, т.е. это был центр типичного ледникового покрова умеренных широт. О распространении этого оледенения пока нет данных, также не выяснено, было ли это оледенение материкового типа или эти ледники были связаны с процессами горообразования.

В течение длительного периода геологической истории, примерно 2,1 млрд. лет до 1,0 млрд. лет назад, проявлений оледенений на Земле не найдено, и надо думать, что в течение этого времени климат был теплым. Затем в позднем протерозое - в верхнем рифее и венде (950-600 млн. лет назад) - отмечены три покровных оледенения, разделенные межледниковыми периодами. Это так называемые Гнейсеский, Стертский и Варангский ледниковые периоды, наблюдавшиеся около 950, 750 и 680-660 млн. лет назад, соответственно. Наступление ледниковых периодов, вероятно, стимулировалось вертикальными движениями земной коры, которые способствовали развитию горного оледенения, и горизонтальными движениями материков, в результате которых различные материки последовательно перемещались в высокие и умеренные широты. Однако прямой причиной каждого периода наступления льдов было глобальное похолодание.

2.2 Палеозой

Климатические условия палеозоя (570-230 млн. лет до нашего времени) известны очень приближенно. По-видимому, на протяжении большей части палеозоя на всем земном шаре климат был очень теплым, причем условия увлажнения на континентах изменялись в широких пределах. В конце палеозоя, на границе каменноугольного и пермского периодов, возникло оледенение, которое охватило значительную территорию суши, расположенную сейчас в основном в тропических широтах. Оценить географическое положение этого оледенения в эпоху его развития довольно трудно из-за вероятности за столь длительное время значительного перемещения континентов и изменения положения полюсов земного шара.

Характерно, что климатические условия других районов земного шара в эпоху пермо-карбонового оледенения были достаточно теплыми.

В пермском периоде стала заметной термическая зональность, причем на континентах значительно расширились области сухого климата. Климат мезозоя (230-65 млн. лет до нашего времени) был довольно однообразным. На большей части земного шара климатические условия были близки к современным тропическим, тогда как в высоких широтах климат был более прохладным, хотя все же очень теплым, с незначительными сезонными изменениями температуры. Условия увлажнения на континентах в мезозое, по-видимому, были более однородными по сравнению с современной эпохой, хотя в это же время существовали зоны как недостаточного, так и избыточного увлажнения.

В конце мелового периода зона жаркого климата сократилась, а область сухих климатических условий расширилась. При переходе к кайнозойской эре заметного изменения климата не произошло. На протяжении третичного периода проходил процесс прогрессивного похолодания, который был наиболее заметен в умеренных и особенно высоких широтах. С середины третичного периода в высоких широтах появляется и постепенно расширяется новая климатическая зона, в которой метеорологический режим напоминает современные климатические условия средних широт. В этой зоне температура воздуха зимой опускалась ниже нуля, что делало возможным образование сезонного снежного покрова. Одновременно в удаленных от океанов районах континентов усиливалась континентальность климата.

Процесс похолодания не был равномерным, в отдельные эпохи происходили потепления, которые, однако, не изменяли общей тенденции к усилению термической зональности, обусловленной снижением температур в высоких широтах. Этот процесс ускорился в плиоцене, когда расширилось возникшее ранее континентальное оледенение в Антарктиде.

Хотя в конце плиоцена климат был теплее современного, он уже меньше отличался от современных климатических условий по сравнению с климатом мезозоя и начала третичного периода.

Рассматривая последовательность изменений климата за время, для которого имеются более или менее достоверные данные, следует обратить внимание на нетипичность режимов с сильно выраженной термической зональностью для климатических условий на нашей планете.

Большое различие температур между полюсами и экватором, существующее с конца третичного периода и особенно возраставшее в ледниковые эпохи, характерно для малой части времени, прошедшего после начала палеозоя. За последние 600 млн. лет, кроме четвертичных оледенений, было только одно крупное пермо-карбоновое оледенение, длительность которого также была невелика по сравнению со временем, прошедшим с начала палеозоя.

Для объяснения существования на протяжении основной части истории Земли теплого климата на всех широтах существенное значение имеет то, что, в течение почти всего фанерозоя атмосфера содержала значительно больше углекислого газа по сравнению с современной эпохой. Удвоение концентрации углекислого газа, по данным М.И. Будыко (1980), приводит к повышению средней температуры воздуха у земной поверхности при постоянном альбедо Земли приблизительно на 2,5°. Дальнейшее увеличение концентрации СО₂ повышает температуру воздуха на такую же величину при каждом последующем удвоении концентрации. Таким образом, при увеличении концентрации СО₂ в четыре раза температура воздуха возрастет на 5°, а при росте концентрации в восемь раз - на 7,5°.

Так как в начале и середине фанерозоя концентрация СО₂ была выше современной в 6-10 раз, это обеспечивало повышение средней температуры воздуха по сравнению с современной эпохой примерно на 6,5-8°. Считая, что солнечная постоянная в первой половине фанерозоя была меньше ее современного значения на 4%, и принимая во внимание данные о чувствительности термического режима к изменениям притока тепла, найдем соответствующее понижение средней температуры воздуха при постоянном альбедо равным 5-6°.

Фактически обе эти разности должны быть больше приведенных здесь значений, так как из-за развития в конце фанерозоя полярных ледяных покровов и изменения структуры растительных покровов на континентах альбедо Земли увеличилось. Поскольку учет этого эффекта изменяет обе указанные разности на одинаковую сравнительно небольшую величину, такая поправка не оказывает влияния на основной вывод из выполненного расчета о том, что влияние парникового эффекта с избытком компенсировало меньшее значение солнечной постоянной в первой половине фанерозоя и что в результате этого климат в рассматриваемое время был теплее современного.

Вероятно, что в докембрийское время количество СО₂ было, как это часто предполагают, значительно выше, чем в фанерозое. Связанное с этим усиление парникового эффекта могло поддерживать высокие температуры у земной поверхности и при пониженных значениях солнечной постоянной.[7]

.3 Климат четвертичного периода

Климатические условия четвертичного периода изучены гораздо подробнее по сравнению с климатом более раннего времени.

За исключением последнего относительно очень короткого отдела четвертичного периода - голоцена, весь этот период соответствует плейстоцену, на протяжении которого климатические условия были необычными по сравнению с предшествовавшими условиями мезозойской эры и третичного периода, когда термическая зональность была сравнительно слабо выражена. В плейстоцене усилилось похолодание в средних и высоких широтах, что способствовало возникновению крупных континентальных оледенений, которые неоднократно расширялись, достигая средних широт, а затем отступали в высокие широты. Во время развития континентальных оледенений увеличивалась площадь морских льдов, занимавших большие пространства. Число четвертичных оледенений и их датировки известны только приблизительно.

2.4 Плейстоцен

Для климата плейстоцена (продолжительность 1,5±0,5 млн. лет) характерным является последовательная смена так называемых ледниковых периодов и более теплых межледниковых.

Однако классические представления, полученные из геоморфологических наблюдений в Альпах, заключающиеся в том, что плейстоцен состоит из четырех ледниковых периодов (гюнц, миндель, рисс и вюрм) и трех межледниковых, оказались слишком упрощенными в свете накопленных к настоящему времени фактов. Применение изотопных, геохимических, биохронологических методов к анализу колонок бурения морского дна и ледниковых щитов Гренландии и Антарктиды дало более подробную информацию об изменениях температуры и, главное, позволило разработать кислородно-изотопную шкалу, которая дает не только детальную хронологию холодных и теплых условий, но и позволяет восстановить температурные условия палеоклимата.

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

= 0,69t - 13,6; Н = 5,6t - 100,

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

Изотопный анализ 1600 образцов льда из ледникового керна со станции Кемп Сенчури в Гренландии позволил восстановить климатические вариации для последних 110 тыс. лет (рис. 2).

На рис. 2 показаны вариации O в керне Кемп Сенчури в сравнении с наиболее известными к тому времени палеоклиматическими диаграммами. Наиболее низкие значения O (до -40‰) обнаружены во льду, отложенном датируется около 13-17 тыс. лет назад, что отражает самую холодную часть позднего плейстоцена. Ниже отмечается положительный изотопный сдвиг, датируемый 17-20 тыс. лет назад. Глубокий и длительный минимум 21-25 тыс. лет назад, по мнению В. Дансгора, согласуется с низким положением уровня моря в ряде районов Мирового океана.

Два длительных периода с относительно высокими значениями O обнаружены около 29-35 и 42-49 тыс. лет назад. Первый из них коррелирует с событиями в континентальной шкале плам-пойнт или паудорф (в России - это брянский или каргинский интервал), а второй (с эпизодом Порт-талбот. Оба этих теплых периода отчетливо выделяются на пыльцевой диаграмме отложений Североамериканских озер (см. рис. 2, в), свидетельствующей о сокращении Лаврентийского ледникового покрова в это время.

Другие относительные максимумы значений O зафиксированы к 59 тыс. лет назад (стадия Бреруп) и 63-66 тыс. лет назад (стадия Амерсфорт). Они соответствуют хорошо известным интерстадиалам на континентальной шкале Западной Европы. Во льду древнее 73 тыс. лет назад значения O становятся близкими к современным. В. Дансгор полагал, что эти высокие значения O отражают сангамонский (эемский, в России он называется казанцевским или микулинским) интерстадиал.

Согласие всех четырех палеоклиматических кривых на рис. 2 вплоть до 70-100 тыс. лет назад весьма примечательно, если учесть, что их временной масштаб специально не согласовывался, хотя кривые на рис. 2, б и 2, в и показывают некоторое несогласие с кривой Кемп Сенчури при возрастании возраста.

Рис. 2. Климатические вариации последних 100 тыс. лет, изученные различными методами. [8]

а - вариации в керне Кемп Сенчури (в интерпретации В. Дансгора);

б - кривая средних температур июля по пыльцевым данным; датированная по радиоуглероду;

в - разрез отложений бассейна озер Эри и Онтарио, который показывает динамику Лаврентийского щита, также датированный по радиоуглероду;

г - изотопная кривая температуры поверхностных вод Карибского моря, датированная по радиоуглероду и торию; приведены названия интерстадиалов, выделенных на основе исследований континентальных отложений Западной Европы

Характер распределения O по всему керну скважины Кемп Сенчури (см. рис. 2, а) заставляет предположить существование 13000-летних изотопных и палеоклиматических осцилляций с максимумами значений около 6, 19, 32, 45, 59, 74 тыс. лет назад. Сходные осцилляции могут быть выделены на рис. 2, г. Этот 13000-летний период климатических колебаний может быть связан с земной прецессией. В астрономии так называют медленное движение оси вращения Земли по круговому конусу, ось которого перпендикулярна к плоскости земной орбиты. Период прецессии приблизительно равен 26 тыс. лет. Благодаря прецессии расстояние разных точек на поверхности Земли от Солнца изменяется в зависимости от широты местности, и соответственно меняется приходящая солнечная радиация. Если расстояние между Солнцем и Землей минимально в июне, то это обусловливает сравнительно короткое теплое лето и долгую, длительную и холодную зиму. Наоборот, если расстояние минимально в декабре, то, соответственно, мы имеем относительно длительное прохладное лето и умеренную зиму.

Согласно астрономическим расчетам расстояние между Землей и Солнцем было наибольшим приблизительно 11, 21, 34, 46 и 71 тыс. лет назад, в соответствии с изменением эксцентриситета земной орбиты. Эти изменения согласуются с упомянутым выше 1300-летним циклом изменения концентрации. (см. рис 2, а).

Бурение на ст. Восток в Антарктиде в 80-х и 90-х годах позволило значительно продлить ледовую летопись палеоклиматических изменений. В январе 1998 г. скважина достигла 3623 м, взятый из нее ледяной керн охватывает четыре климатических цикла и покрывает более 400 тыс. лет. Выяснено сходство всех этих климатических циклов (рис. 3). Обнаружена строгая корреляция между концентрацией парниковых газов и температурой в Антарктиде, а также связь изменений угла наклона орбиты и прецессии с климатическими изменениями. Полученные кривые также показывают и некоторые различия в последовательных климатических циклах.

Рис. 3. Четыре полных изотопных цикла по данным ледяного керна из скважины 5Г 00 ст.Восток [8]:

а - кривая распределения микрочастиц пыли;

б - вариации концентрации натрия;

в - изменение объема льда, реконструированное по изотопному составу коррелятной океанической фораминиферовой кривой; г - распределение в воздушных пузырьках;

д - кривая распределения; арабскими цифрами на кривой объемов льда показаны изотопные стадии, выделяемые на океанических фораминиферовых диаграммах

Детальный профиль дейтерия во льду (см. рис. 3, д) подтвердил сходство основных особенностей четвертого и третьего изотопных циклов с двумя последующими. Между 3320 и 3330 м отмечено резкое уменьшение от межледниковых к ледниковым значениям льда, параллельно с аналогичным переходом от низких к высоким концентрациям СО₂ и СН₄. В 10 м выше скачка D (т.е. на глубине 3311 м) отмечены три наклонно расположенных пепловых вулканических прослоя мощностью в несколько сантиметров. Такие наклонные слои наблюдались в самых глубоких частях кернов Гренландии GRIP и GISP, где их отнесли к нарушениям течения ледника.

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

Общая амплитуда ледниково-межледниковых изменений температуры 8^оС на уровне инверсии и около 12^оС на ледниковой поверхности (см. рис. 3, д). Вариации температур, рассчитанные по содержанию дейтерия, очень похожи для двух последних периодов оледенений, а третий и четвертый климатические циклы в летописи ст. Восток имели меньшую длительность, чем два первых. Те же особенности наблюдаются и в глубоководных кернах, где третий и четвертый циклы распространяются на четыре периода прецессии орбиты, а два последних - на пять. В то же время для всех циклов наблюдается пилообразная последовательность теплых интергляциалов (стадии 11.3; 9.3; 7.5; 5.5), которые следуют за похолоданиями, причем степень похолодания резко возрастает, и затем происходит быстрый возврат к следующему межледниковью. Самая холодная часть каждой ледниковой эпохи фиксируется перед ее окончанием, за исключением третьей.

Эта ее особенность может быть связана с тем, что инсоляционный июньский минимум на 65^о ю.ш. предшествовавший переходу 255 тыс. лет назад имел более высокий уровень, чем, например, предыдущий 280 тыс. лет назад, или любые другие из изученных.

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

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

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

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

полученная В. Дансгором для ледников: льда = 0,67 t среднегодовая - 13,7

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

Исследования Ю.К. Васильчука (1992, 2000, 2006) на опорных геокриологических разрезах России показали, что изотопный состав сингенетических повторно-жильных льдов может использоваться для получения адекватной палеотемпературной картины для последних 40 тыс. лет (табл. 2).

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

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

Таблица 2. Средние температуры зимы и января в позднем плейстоцене в сравнении с современными значениями, ^оС. [8]

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

На рис. 4 показано распределение температуры января для периодов 30-25 и 22-14 тыс. лет назад.

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

а)

б)

Рис. 4. Характер распределения палеотемператур приземного слоя воздуха на севере Сибири.

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

В течение ключевых моментов позднеплейстоценового криохрона 30-25 тыс. лет назад (а) и - 22-14 тыс. лет назад (б). [8] В точках опробования дробь: в числителе среднеянварская температура, в знаменателе - средние значения для данного временного интервала.

2.5 Голоцен

климат геологический палеозой голоцен

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

На рис. 5 показаны колебания в ледяном керне за последние 15 тыс. лет (до глубины 1280 м). Третий сверху минимум, датируемый 2100-2500 лет назад, отражает холодный период, который стал причиной наступания ледников (зафиксированного моренами стадии эгессен или еще называемого эгезен). Заметный изотопный максимум 4400-7000 лет назад отражает голоценовый климатический оптимум. Около 10 тыс. лет назад значения резко снизились, что фиксировало заключительную стадию позднего плейстоцена. [8]

Рис. 5. Изотопные климатические вариации во льду керна со ст. Кемп Сенчури за последние 15 тыс. лет. [9]

Каждая точка в верхней части керна усредняет данные для периода от 25 до 50 лет. Кривая в нижней части представляет собой непрерывный разрез, где каждой точке соответствует приблизительно 100 лет.

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

Кривая O продемонстрировала в течение голоцена 10 осцилляций, показанных горизонтальными стрелками в верхней части рис. 5. Если принять два максимума, датируемых около 12300 и 850 лет назад, как фиксированные точки временной шкалы, то период этих осцилляций в среднем составляет 940 лет. Эти осцилляции могут быть следствием вариаций солнечной активности. [8]

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

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

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

В Норвегии деревья вышли на северное побережье и росли на о. Инге почти на широте мыса Нордкап.

В Швеции орешник распространился на север до 64° с.д., тогда как сегодня он нигде не пересекает 60-ю параллель. В Дании росли такие теплолюбивые растения, как омела, плющ и каменный дуб. В Великобритании более широко была распространена липа. Соответствующие изменения растительности произошли и в Южной Европе - в Испании, Италии, Македонии.

Во всей Европе растительные зоны передвинулись на север. Зона умеренных лесов продвинулась на север примерно на 5° широты, а средиземноморская растительность перешагнула через Альпы и продвинулась к северу на 2-3° широты. Вместе с тем верхняя граница распространения деревьев и растительности заметно переместилась вверх. Так, в Скандинавии лес произрастал на 350-400 м выше, чем в настоящее время, в Тирольских Альпах деревья росли на 300-400 м, а иногда на 600 м выше. Здесь же болотная растительность встречалась ранее на высоте 2200-2400 м, тогда как сейчас болот выше 1000 м практически не встречается. Также на 300-400 м выше поднялись леса и в других горных районах - Пиренеях, Севеннах, Карпатах и т.п.

Во время климатического оптимума в Европе повысилась также верхняя граница снега, а площадь ледников значительно сократилась, и некоторые ледники перестали существовать.

Уже говорилось, что на Шпицбергене ледники в значительной мере растаяли и остались только на Северо-Восточной Земле. В Норвегии только самые высокие вершины достигали границы снегов, а в Исландии огромный ледник Ватнаекуль, который занимает в настоящее время площадь около 8500 км², сократился до нескольких ледяных шапок. Большинство ледников Альп исчезло, а оставшиеся занимали лишь незначительную часть по сравнению с современными. Так, ледник Гросс Глокнер в Австрии занимал четверть той площади, которую он занимает сегодня.

Считается, что климат в Европе был в среднем за год теплее на 2° и более. Однако, есть основания считать, что зима во время климатического оптимума не была существенно теплее. Выполненные изотопные определения из голоценовых сингенетических повторно-жильных льдов (Васильчук, 1992; 2000; 2006) показали, что зимние температуры на территории России не так сильно менялись относительно современных (табл. 3).

Таблица 3. Средние температуры зимы и января в оптимум голоцена в сравнении с современными значениями, ^оС. [8]

Стабильность изотопного тренда на протяжении последних 10 тыс. лет позволяет говорить о сохранявшемся характере зимней атмосферной циркуляции (рис. 6) на фоне довольно радикально менявшегося растительного покрова, что было следствием изменения характера теплообмена в летнее время.

Рис. 6. Характер распределения палеотемператур приземного слоя воздуха на севере Сибири в течение оптимума голоцена 9-4,5 тыс. лет назад [8]

Точки соответствуют пунктам опробования: в числителе среднеянварская температура, в знаменателе - средние значения O для данного временного интервала. [2]

Заключение

Изучив данную тему, можно сделать следующие выводы:

·              Климатические условия являются определяющими для многих процессов, от которых зависит существование биосферы на Земле.

·              Изменение климата в результате антропогенной деятельности опасно, если оно происходит в глобальных масштабах.

·              Существенное изменение климатических условий возможно при увеличении содержания «оранжерейных» газов в атмосфере (углекислый газ, водяные пары и т.п.)

·              Для компенсации парникового эффекта необходимо увеличение продуктивности естественных и искусственных ценозов.

·              Существенное изменение климатических условий возможно и при загрязнении атмосферы механическими примесями.

·              Использование природных ресурсов должно ориентироваться, с одной стороны, на уменьшение расхода органического топлива, а с другой на повышение продуктивности растительного покрова (увеличение поглощения CO₂).

Изменения климата человек «ощущает» через изменения погоды.

Различают периодические и непериодические изменения погоды. Первые связаны с движением Земли вокруг Солнца и своей оси. Непериодические изменения погоды обусловлены перемещением воздушных масс из одной географической области в другую в общей системе циркуляции атмосферы.

При изменении средних многолетних величин метеорологических элементов, можно говорить об изменении климата.

В литературе, «изменением климата» называют прогрессивно направленные изменения метеорологических элементов, вместе с тем так же называют и колебания, имеющие определенную ритмичность.

Колебания отдельных метеорологических элементов и климата в целом различаются продолжительностью периодов и величиной амплитуды.

Если ритмы атмосферных процессов сходны по интенсивности, но отделены друг от друга многолетними промежутками времени, то такие колебания, наиболее часто свойственные климату, называют циклическими.

Объективными показателем изменчивости и колебаний климата являются результаты инструментальных: наблюдений метеорологических станций.

Регулярные наблюдения в отдельных пунктах систематически ведутся с XVIII в. Поэтому использование прямых измерений для восстановления климатов прошлого ограничено имеющимися рядами наблюдений.

На рисунке 7 показано изменение одного из основных параметров климата на Земле - температуры.

Рис. 7. Вековой ход температуры в центральной Англии в январе по 40 - летним скользящим средним. [10]

Здесь видно, что температура изменяется по некоторой периодической кривой, однако амплитуда этих изменений не превышает 2⁰С. На кривой можно отметить более теплые (1840 - 1959 гг.) и более холодные периоды (1740 - 1820 гг.).

Однако сведения о погоде и климате, можно почерпнуть и из других источников.

Косвенные признаки изменения климатического режима могут содержаться в информации об осадочных породах (ископаемые останки животных и растений) или плотности расположения «годовых колец» на срезах деревьев, а также характере изменения почвенного профиля.

Одним из достоверных источников информации об изменении климата являются летописи и исторические «хроники».

Список использованной литературы

1. http://meteorologist.ru/izmeneniya-klimata.html

. http://www.libsid.ru/klimatologiya-i-meteorologiya/klimatologiya-i-meteorologiya/estestvennaya-dinamika-klimata-geologicheskogo-proshlogo

. В.В. Шабанов. Введение в рациональное природопользование.

. http://www.msuee.ru/html2/books/vvedenie/stranicy/7.htm

. http://www.rgo.ru/2010/08/izmeneniya-klimata-v-istoricheskoe-vremya

6. С.П. Хромов, М.А. Петросянц. Метеорология и климатология. М., изд-во МГУ, 2001.

. М.И. Будыко, 1980

. Ю.К. Васильчук, В.М. Котляков, 2000

9. В. Дансгор, из Ю.К. Васильчук, В.М. Котляков, 2000

. Хромов, Мамонтова, 1974