Влияние на климат астрономических факторов
Влияние на климат астрономических факторов
В основе влияния внешних астрономических факторов на климат лежит астрономическая теория Миланковича. Рассчитанные с ее помощью климатические циклы хорошо соответствуют колебаниям климата, выявленнымнаукой в последние 500 тыс. лет истории Земли. К астрономическим факторам относятся:
1) угол наклона земной оси α, то есть угол между ее осью и нормалью к плоскости экватора, равный в настоящую эпоху около 23,5°; основной период 41 тыс. лет. При уменьшении угла наклона полярные области получают в течение года тепла меньше, а при увеличении – больше.
Рисунок 1 — Положение Земли в разные сезоны года
2) прецессия или предварение равноденствий; основной период 26 тыс. лет. За счет прецессии расстояние от Земли до Солнца в разные сезоны года не остается постоянным, а меняется в пределах 147,3–152,1 млн. км. Соответственно изменяется приток солнечной радиации к Земле.
Рисунок 2 — Прецессия Земли
3) эксцентриситет орбиты ε, основной период 90 тыс. лет. С изменением эксцентриситета меняется расстояние от Земли до Солнца, так как орбита то вытягивается, то приближается к круговой, что вызывает различия в поступающей солнечной радиации в различные сезоны года.
Рисунок 3 — Положение Земли на орбите в разные сезоны года
На спектре колебаний климата в плейстоцене, полученном по данным донных океанических колонок за последние 500000 лет (рисунок 4), хорошо видны пики периодичностей климата в 100 000, около 40 000 и около 20 000 лет. При этом главная периодичность – пульс климата Земли – составляла 100 000 лет.
Рисунок 4 — Спектр климатических изменений за последние полмиллиона лет
На рисунке 5 представлены Изменения температуры воздуха (ΔТ, ºС) и концентрации СО2 (млн -1 ) по палеоклиматическим данным в последние 450 тыс. лет. Нетрудно видеть, что главным климатическим циклом является 100 000-летний. Совпадение с астрономической теорией Миланковича составляет примерно 95%.
Рисунок 5 — Изменение температуры (ΔТ, ºС) и концентрации СО 2 (млн -1 ) по палеоклиматическим данным в последние 450 тыс. лет
Однако конкретные механизмы преобразования слабых астрономических сигналов в глубокие изменения климата с развитием оледенений по-прежнему остаются неизвестными. Из рисунка 5 следует, что изменения температуры не являются следствием колебаний концентрации СО2, а наоборот – колебания СО2 следуют за колебаниями температуры воздуха.
Зависимость климата от состава атмосферы
Н2О.
С водяным паром в воздухе и с его переходами из газообразного состояния в жидкое и твердое связаны важнейшие процессы погоды и особенности климата. Наличие водяного пара в атмосфере существенно сказывается на тепловых условиях атмосферы и земной поверхности.
— Водяной пар сильно поглощает длинноволновую инфракрасную радиацию, которую излучает земная поверхность. В свою очередь и сам он излучает инфракрасную радиацию, большая часть которой идет к земной поверхности. Это уменьшает ночное охлаждение земной поверхности и тем самым также нижних слоев воздуха.
— На испарение воды с земной поверхности затрачиваются большие количества тепла, а при конденсации водяного пара в атмосфере это тепло отдается воздуху. Облака, возникающие в результате конденсации, отражают и поглощают солнечную радиацию на ее пути к земной поверхности.
— Осадки, выпадающие из облаков, являются важнейшим элементом погоды и климата.
— Наконец, наличие водяного пара в атмосфере имеет важное значение для физиологических процессов.
О3.
Изменение с высотой содержания озона в воздухе особенно интересно. У земной поверхности озон содержится в ничтожных количествах. С высотой содержание его возрастает, причем не только в процентном отношении, но и по абсолютным значениям. Максимальное содержание озона наблюдается на высотах 25-30 км; выше оно убывает и на высотах около 60 км сходит на нет. Процесс образования озона из кислорода происходит в слоях от 60 до 15 км при поглощении кислородом ультрафиолетовой солнечной радиации. Часть двухатомных молекул кислорода разлагается на атомы, а атомы присоединяются к сохранившимся молекулам, образуя трехатомные молекулы озона. Одновременно происходит обратный процесс превращения озона в кислород. В слои ниже 15 км озон заносится из вышележащих слоев при перемешивании воздуха. Возрастание содержания озона с высотой практически не сказывается на доле азота и кислорода, так как в сравнении с ними озона и в верхних слоях очень мало. Если бы можно было сосредоточить весь атмосферный озон под нормальным давлением, он образовал бы слой только около 3 мм толщиной (приведенная толщина слоя озона). Но и в таком ничтожном количестве озон важен потому, что, сильно поглощая солнечную радиацию, он повышает температуру тех слоев атмосферы, в которых он находится. Ультрафиолетовую радиацию Солнца с длинами волн от 0,15 до 0,29 мк (один микрон — тысячная доля миллиметра) он поглощает целиком. Эта радиация производит физиологически вредное действие, и озон, поглощая ее, предохраняет от нее живые организмы на земной поверхности.
СО2.Увеличение содержания в 2 раза=увеличению среднегодовой температуры на 18С
Отсутствие углекислоты в атмосфере=понижению среднегодовой температуры на 20С
ЖИДКИЕ И ТВЕРДЫЕ ПРИМЕСИ
Кроме перечисленных выше атмосферных газов, в воздух местами могут проникать другие газы, особенно соединения, возникающие при сгорании топлива (окислы серы, углерода, фосфора и др.). Наиболее заражается такими примесями воздух больших городов и промышленных районов. В состав атмосферы входят также твердые и жидкие частички, взвешенные в атмосферном воздухе. Кроме водяных капелек и кристаллов, возникающих в атмосфере при конденсации водяного пара, это пыль почвенного и органического происхождения; твердые частички дыма, сажи, пепла и капельки кислот, попадающие в воздух при лесных пожарах, при сжигании топлива, при вулканических извержениях; частички морской соли, попадающие в воздух при разбрызгивании морской воды во время волнения (обычно, в силу своей гигроскопичности, это не твердые частички, а мельчайшие капельки насыщенного раствора соли в воде); микроорганизмы (бактерии); пыльца, споры; наконец, космическая пыль, попадающая в атмосферу (около миллиона тонн в год) из межпланетного пространства, а также возникающая при сгорании метеоров в атмосфере.
Особое место среди атмосферных примесей занимают продукты искусственного радиоактивного распада, заражающие воздух при испытательных взрывах атомных и термоядерных бомб. Небольшую часть перечисленных примесей составляет крупная пыль, с частичками радиусом более 5 мк. Почти 95% частичек имеет радиусы менее 5 мк и до сотых и тысячных долей микрона. Вследствие такой малости они могут длительное время удерживаться в атмосфере во взвешенном состоянии. Удаляются из атмосферы они главным образом при выпадении осадков, присоединяясь к капелькам и снежинкам. Имеется ряд методов и приборов для определения их содержания в воздухе.
Бактерии в центральных частях океанов встречаются в количестве нескольких единиц на кубический метр воздуха; в больших городах их уже тысячи и десятки тысяч в том же объеме.
Аэрозольные примеси к воздуху могут легко переноситься воздушными течениями на большие расстояния.
Песчаная пыль, попадающая в воздух над пустынями Африки и Передней Азии, неоднократно выпадала в больших количествах на территории Южной и Средней Европы.
Дым лесных пожаров в Канаде переносился сильными воздушными течениями на высотах 8-13 км через Атлантику к берегам Европы, еще сохраняя достаточную концентрацию.
Дым и пепел больших вулканических извержений неоднократно распространялись в высоких слоях атмосферы на огромные расстояния, окутывая весь Земной шар. Помутнение воздуха и аномально красная окраска зорь наблюдались в течение многих месяцев после извержений. После падения Тунгусского метеорита в 1908 г. также наблюдалось помутнение воздуха на больших расстояниях.
Оледенения в истории Земли
Четвертичные оледенения
Днепровское: предполагаемое максимальное из оледенений Восточно-Европейской равнины, покрывавшее большую её часть в среднем плейстоцене 300—250 тысяч лет назад.
Московское оледенение — ледниковая эпоха, относящаяся к антропогеновому (четвертичному) периоду (средний плейстоцен, около 125—170 тысяч лет назад), последнее из крупных оледенений Русской (Восточно-Европейской) равнины. Граница московского оледенения проходила с юго-запада на северо-восток Московской области, примерно посередине.
Валдайское оледене́ние — название покровного позднеплейстоценового оледенения Восточно-Европейской равнины (от 70 до 11 тыс. лет назад). Центром оледенения был Ботнический залив. Высота ледника достигала 3 км. Ранняя стадия — Тверское оледенение, поздняя — Осташковское, южная граница ледника доходила до Валдайской возвышенности, Орши и Смоленска.
Влияние на климат астрономических факторов
В основе влияния внешних астрономических факторов на климат лежит астрономическая теория Миланковича. Рассчитанные с ее помощью климатические циклы хорошо соответствуют колебаниям климата, выявленнымнаукой в последние 500 тыс. лет истории Земли. К астрономическим факторам относятся:
1) угол наклона земной оси α, то есть угол между ее осью и нормалью к плоскости экватора, равный в настоящую эпоху около 23,5°; основной период 41 тыс. лет. При уменьшении угла наклона полярные области получают в течение года тепла меньше, а при увеличении – больше.
Рисунок 1 — Положение Земли в разные сезоны года
2) прецессия или предварение равноденствий; основной период 26 тыс. лет. За счет прецессии расстояние от Земли до Солнца в разные сезоны года не остается постоянным, а меняется в пределах 147,3–152,1 млн. км. Соответственно изменяется приток солнечной радиации к Земле.
Рисунок 2 — Прецессия Земли
3) эксцентриситет орбиты ε, основной период 90 тыс. лет. С изменением эксцентриситета меняется расстояние от Земли до Солнца, так как орбита то вытягивается, то приближается к круговой, что вызывает различия в поступающей солнечной радиации в различные сезоны года.
Рисунок 3 — Положение Земли на орбите в разные сезоны года
На спектре колебаний климата в плейстоцене, полученном по данным донных океанических колонок за последние 500000 лет (рисунок 4), хорошо видны пики периодичностей климата в 100 000, около 40 000 и около 20 000 лет. При этом главная периодичность – пульс климата Земли – составляла 100 000 лет.
Рисунок 4 — Спектр климатических изменений за последние полмиллиона лет
На рисунке 5 представлены Изменения температуры воздуха (ΔТ, ºС) и концентрации СО2 (млн -1 ) по палеоклиматическим данным в последние 450 тыс. лет. Нетрудно видеть, что главным климатическим циклом является 100 000-летний. Совпадение с астрономической теорией Миланковича составляет примерно 95%.
Рисунок 5 — Изменение температуры (ΔТ, ºС) и концентрации СО 2 (млн -1 ) по палеоклиматическим данным в последние 450 тыс. лет
Однако конкретные механизмы преобразования слабых астрономических сигналов в глубокие изменения климата с развитием оледенений по-прежнему остаются неизвестными. Из рисунка 5 следует, что изменения температуры не являются следствием колебаний концентрации СО2, а наоборот – колебания СО2 следуют за колебаниями температуры воздуха.
8.1. Причины колебаний климата Земли
Причины изменений климатов Земли можно подразделить на две группы: астрономические и геолого-географические.
Астрономические факторы климатообразования включают влияние солнечной активности и галактической среды, которые обусловливают различные пульсирующие воздействия на изменение элементов земной орбиты и скорости вращения Земли.
Установлено, что эксцентриситет, характеризующий степень эллиптичности (вытянутости) земной орбиты, периодически меняется (увеличивается – уменьшается) с периодом в 90 000 лет. Это означает, что меняется расстояние Земли от Солнца и, следовательно, приток солнечной радиации.
Существует также другое периодическое явление—прецессия (предварение равноденствий), вследствие которой перигелий (ближайшая к Солнцу точка земной орбиты) приходится на разное время года (то на лето, то на зиму). Это приводит к периодическим изменениям притока солнечной радиации в разные времена года (с периодом около 26000 лет), т.е. тоже дает определенный климатический эффект.
Периодически меняется и наклон земной оси (с периодом в 40000 лет) в пределах от 21°58 / (по отношению к отвесному положению оси) до 24°36 / . Как показывают расчеты К. Брукса, изменения в наклоне земной оси не только вызывают изменения в степени контрастности климатических сезонов, но и изменения в зональной схеме притока солнечной радиации: при увеличении наклона земной оси ослабевают зональные контрасты в притоке солнечной радиации, при уменьшении – обостряются.
В последние десятилетия установлена синхронность изменений активности Солнца и современных колебаний климата, на основе которой, был сделан вывод о причинных связях между этими явлениями. Колебания солнечной активности имеют многоциклический характер, т.е. существуют циклы разной продолжительности, соподчиненные друг другу (в 2-3 года, 5-6 лет, 10-12 и 22-23–летние и т.д.; самый продолжительный, по современным данным, – в 5300-5400 лет).
Изменения солнечной активности сопровождаются изменением количественного и качественного состава солнечной радиации, а именно – в циклы усиления солнечной активности, совпадающие с активным образованием пятен на Солнце, увеличивается приток к Земле ультрафиолетовой радиации, что влечет за собой изменения геомагнитного поля Земли (появление геомагнитных бурь), и глобальных процессов в атмосферной циркуляции.
Многоцикличность деятельности Солнца была характерна и для геологического прошлого, вызывая ритмику климатических процессов.
К геолого-географическим факторам относятся ритмические изменения рельефа в жизни земной коры, ритмические изменения в составе атмосферы, которые обусловлены цикличным воздействием внешних космических факторов на процессы тектогенеза земной коры. Эпохи орогенеза и усиления геоморфологической дифференциации земной поверхности, как правило, были и эпохами обострения климатических различий. Геократические фазы в жизни континентов одновременно были и фазами отчетливо выраженной аридизации климатов, в то время как талассократические фазы сопровождались смягчением климатических контрастов и расширением гумидных зон.
Эпохи относительного тектонического покоя и господства выровненного рельефа сопровождались тоже ослаблением зонально-климатических контрастов. Ритмичность вулканизма (чередование эпох активизации и ослабления вулканической деятельности, вызывала ритмические изменения состава атмосферы, повторяемость эпох повышенного и пониженного содержания углекислого газа, вулканической пыли, водяных паров, играющих определенную климатообразующую роль.
Колебания климатов Земли могли происходить и при участии такого фактора, как изменения скорости вращения Земли. Но истинная роль этого фактора пока плохо изучена. На процесс уменьшения скорости вращения Земли, вызывающего удлинение суток и медленные сдвиги в зональной схеме циркуляции атмосферы (в частности, очень медленное смещение в более высокие широты субтропических барометрических максимумов), накладываются скачкообразные увеличения – уменьшения скорости вращения (с периодами разной длительности), что должно усиливать ритмику климатических процессов.
Многообразны факторы, вызывающие ритмические колебания климата; действие их часто противоречиво: в одно и то же время могут действовать факторы, усиливающие региональные климатические контрасты и ослабляющие их. Это усугубляет неповторимость климатов прошлого, так как исключает абсолютную повторяемость сходных сочетаний климатообразующих факторов.
Весьма отчетливо в геологическом прошлом была выражена неравномерность изменений климатов в пространстве. Главное её проявление – разная степень изменчивости климатов в различных регионах. Для иллюстрации этой закономерности достаточно вспомнить последний отрезок геологической истории – поздний кайнозой.
Максимальная изменчивость климата в позднем кайнозое (неогене и антропогене) характерна была для высоких и средних широт северного полушария, минимальная – для экваториальных и тропических широт.
Хотя многие факторы климатообразования имеют общеземную значимость и, следовательно, их изменчивость должна была приводить к повсеместным изменениям климата, тем не менее, факты показывают, что амплитуда изменений климата в разных регионах была различной. Расчеты английского климатолога Брукса убедительно показали, что каждый широтный пояс по-своему преломляет влияние тех или иных (астрономических и географических) факторов климатообразования. Например, изменения наклона земной оси и соотношения площадей моря и суши наибольший климатический эффект дают в высоких и средних широтах, наименьший – в экваториальных и тропических. Весьма существенной причиной неравномерных изменений климата можно считать региональную специфику тектонических движений земной коры и связанных с ними крупных форм рельефа, играющих большую климатообразующую роль.
Климатическая зональность сформировалась в то время когда появились атмосфера и гидросфера, а температуры поверхности Земли стала ниже 100 С. Однако степень выраженности климатических зон в ходе геологической истории менялась весьма существенно, менялось и само число зон, и гидрометеорологические характеристики однотипных зон. Термические условия и условия увлажнения, например, в зонах умеренно-влажного климата в разные геологические эпохи, значительно варьировали, поэтому нередко по термическим условиям и количеству осадков, эти зоны приближались к современным влажным субтропикам. Однако в сравнении с синхронными им климатическими зонами субтропического, тропического, субэкваториального и экваториального широтных поясов они были действительно умеренными с отчетливо выраженной сменой климатических сезонов. Менялась и степень засушливости климата в аридных (засушливых) зонах.
О характере климатических зон той или иной геологической эпохи объективно можно судить не столько сравнивая климат соответствующей эпохи в определенном регионе с современным, сколько сопоставляя синхронные климаты разных регионов.
Особую остроту вопроса об эволюции климатов Земли составляет проблема смещения климатических зон. Палеоклиматические документы указывают на большие сдвиги климатических зон в ходе геологической истории.
Причины смещения климатических зон можно подразделить на два типа: астрономические и геолого-географические.