Климатические эпохи геологического прошлого

Убедившись в работоспособности адиабатической теории парникового эффекта, теперь на её основе можно рассмотреть и эволюцию глобального климата Земли. Для определения климатических изменений на Земле нам, естественно, предварительно необходимо выяснить, как менялись со временем основные параметры процесса, ответственные за установление глобального климата на нашей планете. К таким параметрам относятся солнечная постоянная S, приземное давление атмосферы p_s, парциальные давления p_t главных компонентов земной атмосферы (азота, углекислого газа, кислорода и аргона) и равновесная относительная влажность тропосферы.

Теория развития звёзд (см. рис. 132) показывает, что за время жизни Земли светимость Солнца увеличилась приблизительно на 37-38% — с 2,8×10³³ до 3,86×10³³ эрг/с (Bachall, 1982).



Соответственно этому изменилась и солнечная постоянная с S ≈ 1×10⁶ эрг/см²×с 4,6 млрд. лет назад до современного её значения S₀ = 1,37×10⁶ эрг/см²×с. Такое изменение солнечной постоянной, безусловно, должно было сказываться и на прошлых климатах Земли.

Выше нам удалось восстановить эволюцию химического состава и давления земной атмосферы для всей истории геологического развития нашей планеты и даже сделать прогноз на будущее (см. рис. 122). Теперь по изложенной в предыдущем разделе адиабатической теории парникового эффекта можно рассчитать средние температуры земной поверхности для разных эпох.



Для расчёта значения показателя адиабаты предварительно необходимо определить поправку за влажность воздуха. Это можно сделать, так как средняя влажность тропосферы зависит от приземной температуры, поскольку с её изменениями меняется испарение воды и, следовательно, парциальное давление паров воды в воздухе, а приземная температура по выражению (55) зависит от давления атмосферы.

Для определения эволюции парникового эффекта по выражению (55) предварительно необходимо определить изменения радиационной температуры, находимой по известной формуле Стефана-Больцмана



где σ = 5,67×10^-5 эрг/см²×с×К⁴ — постоянная Стефана-Больцмана; S — Солнечная постоянная на удалении планеты от Солнца (для современной Земли S = 1,37×10⁶ эрг/см⁶×с); А — альбедо или отражательная способность планеты, регулируемая в основном её облачным покровом (у Земли А ≈ 0,3).

В первом приближении положим линейную зависимость альбедо от поверхностной температуры. Тогда можно записать:



где А₀ ≈ 0,3 — современное значение альбедо Земли, (T_s)₀ = 288 К — средняя температура поверхности современной Земли. Проверить выражение (60) можно путём сравнения альбедо Земли и Венеры. Подставляя в (60) значение поверхностной температуры Венеры — T_s = 735 K, найдём А ≈ 0,766. Но точно такое же значение альбедо Венеры определяется и по эмпирическим данным (Маров, 1986).

Теперь можно по выражению (56) рассчитать изменения показателя адиабаты влажной атмосферы α, а по уравнению (55) определить среднюю приземную температуру T_s. Кроме того, по выражению (60) можно оценить альбедо тропосферы A, после чего по уравнению (59) найти эффективную (радиационную) температуру T_c, и значение парникового эффекта — по разности:



В предыдущих наших работах по климатам Земли (Сорохтин, Ушаков, 1991, 1999) мы привязывались к существующим определениям палеотемператур архея, выполненным по изотопно-кислородным сдвигам в морских кремнях и карбонатах. Судя по таким определениям, обычно предполагается, что высокая температура атмосферы возникла уже около 3,4 млрд лет назад (Perry et al., 1978). К середине архея относительная изотопная плотность кислорода δ¹⁸O в кремнях зеленокаменного пояса формации Онвервахт в Южной Африке, опускалась до уровней около +18 ... +21 ‰ (при современных значениях +37... +28 ‰), что предполагает повышение температура океанических вод в середине архея до +70 °С (Knauth, Lowe, 1978). По другим определениям в начале позднего архея около 3,2 млрд. лет назад температуры океанических вод уже достигала 90 °С (Perry, Tan, 1972), а по изотопному составу кремнистых сланцев из того же пояса Барбертон — до +70 ... +100 °С (Knauth, Lowe, 1978). Причём такие высокие температуры на Земле предполагались несмотря на то, что тогда светимость Солнца была приблизительно на 20-30 % ниже современной (Bachall, 1982). Однако до сих пор не ясно, в какой степени величины δ¹⁸O древних кремней отражают их происхождение и температуру вод, в которых эти кремни сформировались (Шопф, 1982; Холленд, 1989). Не исключено, что наблюдаемое закономерное снижение значений δ¹⁸O в кремнях с возрастом связано не только с изменением температуры воды в океанах, но и с другими причинами, например с не учитывавшимися ранее условиями дегазации воды из мантии, содержащей железо и его окись, а также с реакциями взаимодействия воды с растворенными в ней соединениями двухвалентного железа.

Так, Н. О. Сорохтин (2001) обратил внимание, что при диссоциации воды на горячем железе, происходившей в процессе зонной дифференциации земного вещества в архее (см. рис. 70), или при взаимодействии металлического железа с океанической водой в рифтовых зонах протерозоя происходило изотопное облегчение океанических вод. Действительно, в реакции «лёгкой» воды с железом поглощалось несколько больше энергии (на единицу массы воды), чем при реакции «тяжёлой» воды (ΔQ ≈ 0,026 ккал/г). Но по принципу Ле Шателье такие обменные реакции идут преимущественно в направлении выделения наибольшей энергии для экзотермических реакций или по линии поглощения наименьшей энергии для эндотермических реакций. Следовательно, при окислении горячего железа водой обменные реакции приводили к накоплению изотопа ¹⁸O в окислах железа и к некоторому «облегчению» остающейся воды:





После окисления железа должно было происходить значительно более энергичное фракционирование изотопов кислорода между водой и двухвалентной окисью железа по реакции «облегчения» изотопного состава воды



Обе эти реакции, вероятно, могли происходить ещё в магматических очагах мантии и приводить к «облегчению» изотопного состава дегазируемой из мантии воды.

Кроме того, в бескислородной среде раннего докембрия воды океанов были насыщены углекислым газом, а окислы железа, вероятнее всего растворялись в воде в форме бикарбоната железа. Но в этом случае должны были происходить и обменные реакции изотопов, также приводящие к «облегчению» воды с выделением энергии:





Аналогичная обменная реакция происходила и при образовании кремней:



При этом сами кремни становились изотопно более тяжёлыми. Однако на фоне существенно сниженного изотопного состава океанических вод в раннем докембрии изотопный состав древних кремней по сравнению с современными также оказывается более лёгким, причём без всякого влияния на этот процесс температурных условий их образования.

Иногда традиционная интерпретация изотопных отношений кислорода в морских кремнях приводит даже к противоречивым результатам. Например, значения δ¹⁸O в раннепротерозойских кремнях опускаются до +20 ... +24%о (Холленд, 1989), что по традиционной интерпретации соответствует температурам около +65 ... +85 °С (см. рис. 132), хотя хорошо известно, что именно в это время раннепротерозойские континенты, располагавшиеся скорее всего на экваторе, сковывал грандиозный ледниковый покров гуронского возраста (Чумаков, 1978) и, даже несмотря на высокое стояние континентов, средняя температура по Земле на уровне моря не должна была превышать +7 ... +8 °С.

Всё это свидетельствует о том, что изотопно-кислородные определения палеотемператур по докембрийским кремням вероятнее всего в корне не верны, поскольку они основаны на предположении постоянства изотопного состава океанической воды, а это не так. Судя по реакциям изотопных обменов воды с растворенными в ней окислами железа (62) — (64), которых в докембрийских океанах было значительно больше, чем в более молодых океанах, вода в них была обеднена тяжёлым изотопом кислорода ¹⁸O. Но это приводило к изотопному облегчению как самой океанической воды, так и находящихся в равновесии с ней кремней и карбонатов, что в дальнейшем неверно интерпретировалось как признак горячего климата в архее и тёплого или даже жаркого климата в протерозое. Бесспорный факт существования грандиозного Гуронского оледенения в раннем протерозое полностью опровергает такую интерпретацию (рис. 130).



Главным фактором, влиявшим на изменения изотопного состава воды в архейских океанах, по-видимому, являлось изотопное фракционирование ювенильных вод с окислами железа по реакциям (62) — (63), развивавшимися при дегазации воды ещё в очагах расплава мантийного вещества под рифтовыми зонами Земли. Но, как уже отмечалось выше, концентрация железа и его соединений в мантийном веществе раннего докембрия была существенно более высокой, чем сейчас (см. рис. 39), поэтому и сдвиги изотопных отношений кислорода тогда должны были быть более заметными. Этот подход позволяет предполагать существование определённого геохимического равновесия между дегазируемой из мантии водой и мантийными породами. Если это так, то изменение отношения ¹⁸O/¹⁶O, связанное с удалением изотопа ¹⁸O из состава дегазируемой воды, происходило пропорционально суммарной концентрации железа и его окиси и обратно пропорционально концентрации воды в конвектирующей мантии. Тогда изотопный состав дегазируемой из мантии воды, после её фракционирования, оказывается равным (Н. Сорохтин, 2001)





где (¹⁸O/¹⁶O)_m = 2,0034 — отношение изотопов кислорода в мантии; C(FeO), C(Fe) и C(H₂O) — относительные концентрации в конвектирующей мантии соответственно окиси железа, железа и воды; q = 0,019 — коэффициент, учитывающий химическую активность реакций (62) — (63) (подбирается по экспериментальным данным); α =0,99944 — коэффициент разделения изотопов между мантийным и океаническим резервуарами воды (подбирается по условию (δ¹⁸O)₀ = 0, где (δ¹⁸O)₀ — современное значение изотопного сдвига кислорода в океанической воде); 0,136 и 0,222 — соответственно концентрации Fe и FeO в первичном веществе Земли.

Результаты расчёта по выражению (67) в сравнении с кривыми эволюционных изменений изотопного состава кремней и карбонатов приведены на рис. 131.



Таким образом, из приведённого анализа изотопных отношений кислорода океанических вод вытекает, что в древних океанах отношение ¹⁸O/¹⁶O действительно было более низким. Отсюда и меньшие значения этих отношений в морских кремнях и карбонатах раннего докембрия.

Приведённые соображения показывают всю неточность выполненных прежде оценок температурных условий в раннем докембрии. Тем не менее весьма тёплый климат в архее, по-видимому, все-таки существовал, даже несмотря на заметно меньшую светимость Солнца. Об этом, в частности, свидетельствует полное отсутствие достоверных следов архейских оледенений (Чумаков, 1978), несмотря даже на высокое стояние (до 6 км) в то время континентальных массивов, о чем говорят глубокие эрозионные среды многих архейских щитов. В этой связи представляется интересным оценить температуру в раннем докембрии независимым путём. Теория глобальной эволюции Земли открывает такой путь.

Поскольку светимость Солнца в архее была заметно меньшей, то единственной причиной повышения температуры на поверхности Земли в архее могла быть только плотная атмосфера, давление которой могло достигать нескольких бар (атм) и более. Из всех возможных газовых составляющих только углекислый газ мог создавать столь плотную атмосферу. Азота на Земле для этого слишком мало, газы типа метана или аммиака неустойчивы и быстро разлагаются под влиянием солнечного излучения (с полной потерей водорода), а свободного кислорода тогда вообще ещё практически не существовало, о чем говорят архейские осадки, отложившиеся в явно восстановительных условиях. Углекислого же газа на Земле более чем достаточно, поскольку общее давление CO₂ (сейчас связанного в карбонатах, но когда-то находившегося в атмосфере) могло бы достигать 90-100 атм.

Учитывая результаты расчётов эволюции давления и состава земной атмосферы, приведённые на рис. 122, и выражения (55) — (61), удалось рассчитать палеотемпературы для всей истории развития Земли (рис. 132). Как видно из графиков, в катархее, 4,6-4,0 млрд лет назад, земную поверхность сковывал мороз со средней температурой около −6 °С. Из-за разреженной атмосферы и отсутствия океанов климат того времени должен был характеризоваться довольно контрастной широтной зональностью. Поэтому в катархее средние температуры на экваторе, вероятно, достигали положительных значений, тогда как на географических полюсах они могли опускаться до — 40 °С и ниже.

Дегазация мантии началась только в архее, после чего появились и первые морские бассейны, переросшие около 3,6 млрд лет назад в мелководный океан (см. рис. 114). В результате средняя приземная температура стала быстро повышаться. Однако в начале архея, около 3,9-3,8 млрд лет назад, средние температуры земной поверхности ещё оставались очень низкими. Но тогда уже появилась вода, хоть её было ещё мало. Поэтому в раннем архее могли возникнуть условия для образования первых в истории Земли ледников, хотя они не могли быть покровными. По-видимому, из-за малой мощности первых ледников и сильной денудации раннеархейских зародышей континентов, следов от этого первого оледенения просто не сохранилось.



Около 3,4 млрд лет назад давление азотно-углекислотной атмосферы уже превысило 2 атм, а средняя температура достигла +30 °С, тогда как широтная зональность к этому времени стала менее контрастной. Это значит, что в экваториальном поясе, в котором тогда располагались океанические бассейны и молодые континентальные массивы, температуры уже могли подниматься до +50 °С и даже несколько выше. Однако наиболее значительное повышение давления углекислотно-азотной атмосферы и подъем средней приземной температуры произошли только в конце позднего архея, около 2,9-2,6 млрд лет назад. Давление атмосферы тогда достигло 6 атм, а средние температуры превышали +50 °С. В то же время сформировался и Мировой океан, распростёршийся до географических полюсов, тогда как все континентальные массивы в конце архея собрались на низких широтах и возле экватора (несколько позже они столкнулись, образовав первый в геологической истории Земли суперконтинент — Моногею). Поэтому контрастность климатической зональности в конце архея снизилась ещё больше, но температуры на экваторе, по-видимому, все-таки могли достигать +60 °С. Приведённые теоретические определения средних температур в архее подтвердили жаркий климат этой эпохи, но выполнены они были независимо от малонадёжных изотопно-кислородных определений палеотемператур архея по морским кремням.

Резкое снижение давления углекислого газа на рубеже архея и протерозоя за счёт его связывания в карбонатных осадках привело к столь же резкому похолоданию климата. Так, судя по расчётам, средние температуры земной поверхности примерно за 100 млн лет снизились приблизительно с +54 °С (2,6 млрд лет назад) до +6 °С (около 2,5 млрд лет назад) (см. рис. 132). Климатической реакцией на это похолодание стало развитие наиболее грандиозного за всю историю Земли Гуронского оледенения, охватившего большую часть сформировавшегося тогда же суперконтинента Моногея (см. рис. 98). Но весь кажущийся парадокс ситуации состоял в том, что Моногея, как и все другие суперконтиненты, должна была располагаться на экваторе, так как только в этом случае вращение Земли становилось устойчивым (Монин, 1988).



Исходя из рассматриваемой здесь концепции глобальной эволюции Земли, Н. О. Сорохтин (2001) рассчитал происходившие в прошлом изменения среднего уровня стояния континентов и положения снеговой линии на экваторе (рис. 133). При этом оказалось, что в архее из-за высокой тектонической активности Земли и больших тепловых потоков плотная подкоровая литосфера под континентальными массивами была очень тонкой (см. рис. 97). В результате средний уровень стояния континентов в архее был аномально высоким — около 6 км. В раннем же протерозое после снижения тектонической активности Земли и возрастания мощности плотной подкоровой литосферы этот уровень стал постепенно снижаться, но все-таки оставался достаточно высоким — около 4-2 км. Положение же снеговой линии на экваторе рассчитывалось исходя из того, что у современной Земли она располагается на высоте около 5 км (Долгушин, Осипова, 1989), тогда как для других эпох её положение принималось пропорциональным средней температуре земной поверхности в данное время (см. рис. 132).





В результате оказалось, что положение экваториальной снеговой линии пересекается со средней высотой стояния континентов только в раннем архее и в раннем протерозое, именно в то время, когда древние континентальные массивы и сами континенты находились на экваторе и в низких широтах. Следовательно экваториальные оледенения могли существовать только в самом начале архея около 3,9-3,8 млрд лет назад, и в раннем протерозое, приблизительно с 2,5 до 2,2 млрд лет назад. Во все остальные эпохи оледенений на экваторе быть не могло. И действительно, все последующие континентальные оледенения были только высокоширотными. О возможном экваториальном оледенении начала архея мы уже говорили. Что же касается раннепротерозойского Гуронского оледенения (то же экваториального), то оно, по-видимому, было наиболее грандиозным в геологической истории Земли и оставило неизгладимые следы своего существования в виде тиллитов, тиллоидов и ледниковой штриховки скал (бараньих лбов) практически на всех древних континентальных щитах (Чумаков, 1978), соединённых тогда в единый суперконтинент — Моногею (см. рис. 98). Судя по данным Н. М. Чумакова, это оледенение продолжалось в период с 2,5 до приблизительно 2,2-2,0 млрд лет назад. Впрочем, в середине раннего протерозоя, около 2,3 млрд лет назад, уже начались расколы Моногеи и центробежный дрейф её фрагментов, поэтому часть обособившихся материков ко времени 2,2-2,0 млрд лет назад могла уже переместиться в более высокие широты (см. рис. 99). Всё же остальные оледенения, возникавшие на южных и северных материках в конце протерозоя и в первой половине палеозоя, а также кайнозойские оледенения Антарктиды, Гренландии, Канады и Евразии были только высокоширотными.





В течение большей части протерозоя атмосфера Земли оставалась существенно азотной (см. рис. 122), при этом её давление со временем слабо падало (за счёт связывания азота в органическом веществе и погребения его в осадочных толщах). Однако на температурном режиме земной тропосферы это снижение давления почти не сказывалось, поскольку компенсировалось слабым повышением солнечной активности от 1,14×10⁶ кал/см²×с 2,4 млрд лет назад до её современного значения 1,37×10⁶ кал/см²×с. Поэтому температурный режим протерозоя оставался равномерно прохладным со средними температурами земной поверхности около +10 ... +11 °С. Парциальное же давление углекислого газа тогда, вероятно, не поднимались выше 0,5-0,6 мбар, а давление кислорода, по-видимому, только около 1,1 млрд лет назад достигло уровня 1 мбар. В результате снижения общего давления атмосферы, а также благодаря дрейфу части континентов Гондваны и Лавразии в высокие широты в позднем рифее, венде, в раннем и среднем палеозое наблюдалась новая эпоха оледенений.

С наступлением фанерозоя и особенно в конце палеозоя давление земной атмосферы вновь начало подниматься за счёт усиленной генерации кислорода и достигло своего относительного максимума около 200 млн лет назад (см. рис. 122). Этому же времени соответствует и наиболее тёплый период мезозоя со средней приземной температурой около +16,2 °С. По-видимому, в это же время в связи с широким распространением цветковых растений парциальное давление кислорода достигло равновесного значения, после чего суммарное давление земной атмосферы вновь стало снижаться. Климатической реакцией на это событие стало постепенное снижение средней поверхностной температуры Земли с +16,2 °С в мезозое до +14,8 °С в настоящее время (см. рис. 132).

Такое казалось бы, совсем незначительное похолодание, за десятки и сотни миллионов лет достигает заметной величины. В это же время происходил распад последнего суперконтинента — вегенеровской Пангеи. В результате часть из обособившихся материков (Антарктида, северные районы Евразии и Северной Америки, включая Гренландию) попала в высокие широты, после чего произошло наступление новой, ледниковой эпохи: возникновение в середине кайнозоя покровного оледенения Антарктиды, а в четвертичное время — периодических оледенений на континентах Северная Америка, Европа и Азия. Если наши предположения о постепенном изъятии азота из атмосферы Земли и его захоронении в земной коре справедливы, а принятое нами содержание органического азота в осадках отвечает действительности, то, даже несмотря на постепенное повышение солнечной активности, медленное похолодание климата продолжится и в будущем, до достижения нового равновесного состояния прохладного климата. Но этот новый климатический уровень, определяемый метаболизмом азотпоглощающих микроорганизмов, может оказаться не очень благоприятным для процветания на Земле высших форм жизни.