Рис. 15.13. Слева: зависимость шага излучины λ

от ширины русла W для современных (1) и древних рек (2). Справа: связь среднегодового многолетнего расхода воды (Qср)

с шириной русла (W) при разном индексе внутригодовой неравномерности стока

Еще больше, почти в 4–5 раз, поздневалдайский сток превышал со- временный в бассейнах Дона и Днепра, имея ввиду, что в стоке этих рек ледниковое питание не участвовало.

				Таблица 15.2
Годовой объем стока рек поздневалдайского оледенения
(А – площадь	Современные		Поздний валдай
		в тыс. км2, Q – сток в км3/год)
Речной бассейн	водосборактеристиких		(реконструкция)		QRв/QRc
	А	QRc	А	QRв
Верхняя Волга (без Оки)	291	59	105	77	1,3
Ока и Сура	312	49	312	161	3,3
Кама	507	119	507	225	1,9
Волга – Волгоград	1360	254	1174	500	2,0
Дон	422	29	422	110	3,8
Днепр	504	54	504	166	3,1

Также по результатам расчетов была построена карта годового поверхностного стока поздневалдайского периода (рис. 15.14). В це- лом, как видно из рисунка, изолинии слоя палеостока ориентированы

232

Рис. 15.14. Слой годового стока (в мм), восстановленный по фрагментам больших палеорусел

с запада – юго-запада на восток – северо-восток, параллельно краю последнего материкового ледника. Вдоль краевой области оледене- ния фиксируется максимальный палеосток в 600– 800 мм. Что может быть связано как с малыми потерями стока в северных областях, так и большой озерностью моренных равнин и формированием местных осадков. В направлении на юг слой стока уменьшается до 100–200 мм, что связано с зональным ростом температур и уменьшением осадков.

Таким образом, открытие больших палеорусел показывает, что на некотором этапе эрозионные и русловые процессы имели самое широкое распространение, реки были шире (до 15 раз) и глубже со- временных. К этим рекам были приурочены многочисленные круп- ные, глубоко врезанные линейные формы эрозии – современные балки и суходолы. Большим палеостоком Волги объясняется также и высокий уровень Каспийского моря в то время.

233

15.9.3. Информация о донных осадках в морях Берингово и Чукотское

Для восстановления физико-географических обстановок про- шлого шельфовых морей была использована информация о рассе- лении фораминифер (тип раковых одноклеточных организмов) в те- чение голоцена и донные осадки [15]. Отложения голоцена были вскрыты в трех районах: в северо-западной части северного шельфа Берингова моря, Беринговом проливе и в Чукотском море. В раз- резах отложений по изменению состава фораминефер и структуры их сообществ выделены пять экологических зон, соответствующих климатическим стадиям голоцена, как показано в табл. 15.3 [14].

	Возраст,			Форминиферовые
	тыс. лет назад	Климатические стадии		Таблица 15.3
				экологические зоны
	Подразделения голоцена и экологические фораминиферовые зоны
	(Стратиграфи-		Hafsten,	Свиридова, 1981, 1982, 1988,
	ческий кодекс	Sernander, 1908
			1970	1989, 1990
	СССР, 1977)
	До 2–3	Субатлантиче-	Кататермал	I Трансгрессия теплая (0 м)
		ская
	От 2–3 до 4–5	Суббореальная	Мегатермал	II Регрессия холодная (–10 м)
	От 4–5 до 7–8	Атлантическая	Мегатермал	III Трансгрессия максималь-
				ная наиболее теплая (+5 м)
	От 7–8 до 8–9	Бореальная	Анатермал	IV Регрессия холодная (–20 м)
	Для каждой стадии были установлены климатические особен-
	От 8–9 до 10–11	Предбореальная	Анатермал	V Трансгрессия

ности и показатели температуры воды, солености и глубин. Измене- ние этих показателей за голоцен показано на рис. 15.15.

В результате для каждой стадии голоцена установлены следую- щие закономерности. По спорово-пыльцевым спектрам в субатлан- тической стадии (экозона I) условия среды в Беринговом и Чукотском морях были близки к современным. Это время отличается высоко- продуктивными сообществами фораминифер, потеплением и повы- шением уровня моря и трансгрессивной стадией морского бассейна. Суббореальная стадия (экозона II) отличается развитием более мелководных и холодноводных, обычно малопродуктивных сооб- ществ фораминифер. Особенно низкая численность бентосных фо- раминифер отмечается в центральной котловине Чукотского моря, в северо-западной и центральной частях северного шельфа Берин- гова моря, где она была в 10 раз ниже современной. Температура вод

234

Рис. 15.15. Изменение в голоцене глубин, температур и солености вод

вБеринговом и Чукотском морях (в отклонениях от настоящего времени Н)

вэто время была на 2 °С ниже, чем в настоящее время, а соленость вод меньше на 0,5–1 ‰. Похолодание климата в суббореальное вре- мя совпадает с обмелением морского шельфа Берингова моря и Бе- рингова пролива. Глубина дна в Чукотском море, по данным измене- ния сообществ бентосных фораминефер, в это время была

меньше современной примерно на 10–15 м вследствие трансгрессии моря.

Атлантическая стадия (экозона III) отличается развитием более тепловодных глубоководных повсеместно высокопродуктивных со- обществ бентосных фораминифер. Продуктивность их была близ- ка к современной, а некоторых частях морей даже выше в 3–5 раз. Температура вод в это время была на 2 °С выше современной, а со- леность выше на 1–2 ‰. Потепление климата совпадает с углубле- нием морского шельфа и Берингова пролива и увеличением

средних	глубин	по	сравнению		с современными на 5 м. Для
Берингова моря		повышение уровня на 3 м выше современного
началось	6 тысяч		лет	назад,	а	на побережье Чукотского
полуострова максимум трансгрес-					сии приходится на 6–7 тыс. лет
назад. Также установлено, что дель-						та р. Юкон отступала в этот

период на 300 км от современной.

Бореальная стадия (экозона IV) снова связана с развитием бо- лее мелководных и холодноводных малопродуктивных сообществ фораминифер. Температура вод была в это время на 2–3 °С ниже современной, а соленость на 1-3 ‰ выше. Глубины морей были на 15–20 м меньше современных, а уровень моря ниже современного на 14–19 м соответственно в Беринговом и Чукотском морях. В это время июльские температуры на Чукотке не превышали 6–8 °С.

Предшествующая предбореальная стадия (экозона V) связана с развитием тепловодных сообществом одноклеточных организмов при температуре чуть выше современной, солености чуть ниже, а уровень моря был выше современного в среднем на 30 м. Между 11 и 12 тыс. лет назад Чукотское и Берингово моря над шельфом были покрыты весь год сплошным льдом, а во время последнего оледенения шельфы этих морей представляли собой сушу, покры- тую степями и тундрой.

Таким образом, на протяжении голоцена наблюдались, по край- ней мере, полтора цикла колебаний температуры и солености с мак- симумом температуры в атлантическую стадию, которая превышала современную почти на 3 °С, а уровень моря в предбореальную ста- дию был выше современного почти на 30 м. Наибольшее же пони- жение температуры имело место в бореальную стадию до 3 °С от современного.

15.10. Источники палеоклиматической информации

Сведения о климатах отдаленных эпох получены в результате изучения материалов о природных условиях прошлого различны- ми методами, начиная от геологических, палеонтологических, па- леобиологических и кончая изотопным анализом ледяных кернов и материалами летописей. Каждый из рассмотренных методов приме- ним для определенного временного интервала. Так, изотопные ме- тоды позволяют определить состав и условия элементов природной среды на протяжении сотен миллионов лет, а дендрохронологиче- ские только за последние несколько тысяч лет. Большое значение для изучения климатов прошлого имеют материалы о географиче- ском распределении живых организмов, растений, которое суще- ственно зависит от климатических условий. Однако, применение этого метода дает более надежные результаты для не очень отдален- ного прошлого, когда растения мало отличались от современных. Для более древних эпох и других видов растений применение прин- ципа актуализма становится затруднительным.

Разными являются и объекты палеоклиматических исследо- ваний: это океанические осадки, озерные и торфяные отложения, кораллы, ледяные керны, отпечатки листьев, семена и плоды рас- тений, кольца деревьев и другие. В горах важной характеристикой климатов прошлого могут быть данные о высоте снеговой линии,

положение которой определяется режимом температуры и осадков. На основе разных объектов исследования можно получить и раз- ные климатические характеристики палеоклиматов. Так, материа- лы о колебаниях уровня таких замкнутых водоемов, как, например, Каспийское море, позволяют оценить приток воды в этот водоем и, следовательно, количество осадков в бассейнах питающих его рек для разных периодов времени. На основе изотопного и геохими- ческого анализа ледяных кернов можно получить информацию не только о температурах воздуха, но и о газовом составе атмосферы. Соответствие между рассматриваемыми палеоиндикаторами (объ- ектами исследования), методами, оптимальным периодом их при- менения и основными получаемыми климатическими параметрами приведены в табл. 15.4 [8].

Подводя итоги эффективности перечисленных методов, следует отметить, что, за исключением относительно короткого современно- го периода, практически все имеющиеся сведения о климатах про- шлого относятся к режиму температуры воздуха, поверхности почвы или водоемов, а также в меньшей степени к

режиму	увлажненности			на	континентах.			Материалы		ледяных
кернов	дополнительно			дают	информацию			о	газовом	составе
атмосферы. Остальные				полученные			климатические показатели
являются фрагментарными, например,							о преобладающих ветрах по
форме ископаемых дюн и барханов.						Оптимальный			Основные
Объект			Метод				период		климатические
исследования			исследования
						исследования			Таблица 15.4
									параметры
Океанические		Основные источники палеоклиматической информации
			Изотопный состав			Последние			Объем континен-
осадки			микрофауны			100–130 млн лет			тальных льдов,
			Морфологический						температура
			анализ биогенных						поверхностных и
			осадков						придонных вод,
			Минералогический						преобладающее
			состав осадков						направление ветра
Кораллы			Изотопный метод			Плейстоцен			Температура по-
			Sr/Ca						верхности воды
Ледяные керны			Изотопный анализ			Поздний			Температура
континентальных			Геохимический			плейстоцен и			воздуха, газовый
ледников Гренлан-			анализ			голоцен			состав атмосфе-
дии и Антарктиды.			Газоаналитические						ры, прозрачность
Ледяные керны из			исследования						атмосферы, вулка-
горных районов									нический аэрозоль

237

			Окончание табл. 15.4
	Объект	Метод	Оптимальный	Основные
			период	климатические
	исследования	исследования
			исследования	параметры
	Листовые отпечат-	Палеоклиматический	От мела до голо-	Температура
	ки, семена и плоды	Карпологический	цена (последние	воздуха, условия
	растений		100 млн лет)	увлажнения
	Озерные и торфя-	Спорово-пыльцевой	Кайнозой (по-	Температура
	ные отложения	анализ	следние 60 млн	воздуха, осадки,
		Палеонтологический	лет)	влажность почвы
		Палеоботанический
		Изотопный анализ
	Бессточные озера	Геоморфологический	Последние	Уровень озер,
			40–50 тыс. лет	осадки
	Годичные кольца	Дендроклиматиче-	Последние	Температура воз-
	деревьев	ский анализ	5–8 тыс. лет	духа и осадки
		Изотопный анализ
	Письменные		Поздний	Условия увлажне-
	свидетельства и		плейстоцен и	ния, температуры
	археологические		голоцен	и осадки
	раскопки

Литература

1.Берлин Т.С., Хабаков А.В. Результаты определений палеотемператур каль- ций- магниевым методом по карбонатным органическим остаткам и замещаю- щим породам // Геохимия. 1974, JVs 4. – С. 594–601.

2.Битвинскас Т.Т. Дендроклиматические исследования. – Л.: Гидрометеоиздат, 1974. – 172 с.

3.Боуэн Р. Палеотемпературный анализ. – Л.: Недра, 1969. – 207 с.

4.Брукс К. Климаты прошлого. – М.: Иностр. лит., 1952. – 356 с.

5.Будыко М.И. Современное изменение климата. – Л.: Гидрометеоиздат, 1977. – 46 с.

6.Вагнер Г. Научные методы датирования в геологии, археологии и истории. – М.: Техносфера, 2006. – 575 с.

7.Верзилин Н.Н. Методы палеогеографических исследований. – Л.: Недра, 1979.

– 247 с.

8.Зубаков В.А., Борзенкова И.И. Палеоклиматы позднего кайнозоя. – Л.: Гидроме- теоиздат, 1983. – 216 с.

9.Казанский Ю.П., Катаева В.Н., Шугурова Н.А. О составе древних атмосфер по данным изучения газовых включений кварцевых пород / Геохимия докем- брийских и палеозойских отложений Сибири. – Новосибирск, 1973. – С. 5–12.

10.Кондратьев К.Я. Сравнительная метеорология планет. – Л.: Гидрометеоиздат, 1975. – 48 с.

11.Личков Б.Л. Движение материалов и климаты прошлого Земли. – Л.: Изд-во АН СССР, 1935. – 127 с.

238

12.Монин А.С., Шишиков Ю.А. История климата. – Л.: Гидрометеоиздат, 1979. – 406 с.

13.Синицын В.М. Введение в палеоклиматологию. 2-e изд., перераб. и доп. – М.: Недра, 1980. – 248 с.

14.Полякова Е.И. Голоцен Арктических морей Евразии (диатомная стратиграфия и палеоокеанология) // Океанология. 1997. Т. 37, № 2. – С. 269–278.

15.Саидова Х.М. Экология шельфовых сообществ фораминифер и палеосреда го- лоцена Берингова и Чукотского морей. – М.: Наука, 1994. – 95 с.

16.Сидорчук А.Ю., Панин А.В., Борисова О.К. Климатические изменения стока

рек	на	южном	мегасклоне Восточно-Европейской равнины в
позднеледниковье. В			сборнике: Древние и современные долины и реки:
история формирования,			эрозионные и русловые процессы. – Волгоград: Изд.
ВГПУ, 2010.		– С. 118–140.

17.Тейс Р.В., Найдин Д.П. Палеотермометрия и изотопный состав кислорода орга- ногенных карбонатов. – М.: Наука, 1973. – 255 с.

18.Условия древнего осадконакопления и их распознавание. – М.: Мир, 1974. – 327 с.

19.Учебное пособие по дисциплине «Палеоклиматология» – для студентов специ- альности 020000 «Биология». – Сибирский федеральный университет, 2008. – 127 с.

20.Шварцбах М. Климаты прошлого. – М.: Иностр. лит., 1955. – 283 с.

21.Методы дендрохронологии. Ч. I. Основы дендрохронологии. Сбор и получение древесно-кольцевой информации / С.Г. Шиятов, Е.А. Ваганов, А.В. Кирдянов

идр. – Красноярск: КрасГУ, 2000. – 80 с.

Лекция 16. Исторические изменения климата до четвертичного периода

16.1.Происхождение земной атмосферы

иее эволюция

Согласно современным космогоническим представлениям, заложенным О.Ю. Шмидтом еще в начале 1940-х годов, планеты Солнечной системы, в том числе Земля и Луна, образовались за счет аккреции (слипания и дальнейшего роста) твердых частиц га- зопылевого протопланетного облака. Обычно исходная плотность межзвездных облаков бывает недостаточной для гравитационного сжатия и развития в них самопроизвольных процессов звездо- и планетообразования. Однако, взрывы сверхновых сопровождают- ся возникновением в межзвездной среде ударных волн. Если такие волны пересекают газопылевое облако, то на их фронте резко по- вышаются давление и плотность вещества, в результате чего могут возникнуть сгущения, способные в дальнейшем к сжатию уже за счет самогравитации. Поэтому взрывы сверхновых звезд не только

поставляют новое вещество в космическое пространство, но и слу- жат тем механизмом, который, в конце концов, приводит к формиро- ванию новых поколений звезд и окружающих их планетных систем. По-видимому, именно такая ситуация возникла около 4,7 млрд лет назад в окрестностях протосолнечного газопылевого облака.

Из всех планет Солнечной системы только Земля обладает уни- кальной атмосферой, благоприятной для развития и процветания высших форм жизни. Такой оптимальный для жизни состав земной атмосферы постепенно возник благодаря длительным взаимодей- ствиям процессов дегазации Земли с геохимическими и биологи- ческими преобразованиями вещества, приведшими к связыванию отдельных компонент атмосферы, например, углекислого газа, се- роводорода, галогенов и других в осадочных породах и гидросфере нашей планеты и, наоборот, к высвобождению кислорода [4, 17]. Но все эти биогеохимические преобразования состава атмосферы могли осуществляться только в узком температурном диапазоне существования жидкого состояния воды, что обусловлено благо- приятным расстояние от Земли до Солнца и светимостью самого Солнца как спокойной и небольшой звезды. На рис. 16.1 показаны изменения во времени значений солнечной постоянной для Земли,

Венеры	энер-
гии,	[13].

Рис. 16.1. Изменение значений солнечной постоянных Земли (1), Венеры (2) и Марса (3), 4, 5 – верхний и нижний пределы значений солнечной постоянной, при котором существует жидкая вода

240

Из рисунка видно, что на начальных стадиях существования Земли приходящая солнечная энергия была практически на 1/3 меньше, чем в настоящее время, а условия существования жидкой воды из всех трех планет имели место только для Земли.

Для того, чтобы понимать историю колебаний климата во вре- мени, прежде всего, необходимо иметь представление о геохроно- логической шкале, приведенной на рис. 16.2.

В соответствии с диаграммой рис. 16.2, современная эра явной жизни – фанерозой составляет всего 13 % от всей истории Земли и именно в ее начале сформировались условия для аэробной жизни. В истории Земли выделяется 6 основных эр: катархей («ниже древ- нейшего»), начавшийся около 4500 млн лет назад; архей («древ- нейший»), начавшийся коло 3500 млн лет; протерозой («первичная жизнь»), начавшийся 2500 млн лет назад; палеозой («древняя жизнь»), начавшийся около 534 млн лет назад; мезозой («средняя жизнь»), на- чавшийся 248 млн лет назад и современная эра –

Рис. 16.2. Геохронологическая диаграмма

241