Клімат Землі в минулому

Вступ.

Розділ 1. Теоретико-методологічні аспекти вивчення клімату.

1.1. Методи вивчення клімату.

1.2. Причини зміни клімату.

Розділ 2. Льодовикові епохи.

2.1. Дослідження причин та розвитку зледеніння, основні погляди вчених.

2.2. Наслідки зледенінь для подальшого розвитку Землі.

2.3. Зледеніння на території сучасної України.

Розділ 3. Сучасні зміни клімату в ХІХ – ХХ ст.

3.1. Кліматичні умови голоцегену.

3.2. Оцінка стану клімату Землі.

3.3. Зміни термічного режиму та його наслідки.

Висновки.

Список використаної літератури.

Вступ

Актуальність теми. Повсюдна зацікавленість кліматичними проблемами в другій половині ХХ ст. пов’язаний з усвідомленням науковою громадськістю світу того факту, що земна кліматична система, будучи енергетично відкритою, може змінювати стан своєї термодинамічної рівноваги (причому і суто випадково, і детерміновано) під впливом змін природних кліматоформуючих факторів, а також через чинники антропогенного походження, особливо в результаті антропогенного забруднення атмосфери газо-аерозольними домішками. Щоправда, донедавна одна з найважливіших складових цієї проблеми – глобальне потепління клімату в результаті антропогенного підсилення парникового ефекту – мала все ж суто науковий характер.

Відомості про клімат віддалених епох отримані в результаті вивчення матеріалів про природні умови минулого. Оскільки процеси формування осадових відкладень, вивітрювання гірських порід, розвитку водойм, існування живих організмів залежали від атмосферних факторів, дані про ці процеси дозволяють оцінити кліматичні умови відповідних періодів часу.

Інтерпретація матеріалів про природні умови геологічного минулого для з'ясування кліматичного режиму пов'язана з великими труднощами, причому деякі з них мають принциповий характер. До таких труднощів, зокрема, ставиться необхідність застосування в цих дослідженнях принципу актуалізму, що у цьому випадку відповідає прийняттю допущення про збереження в минулому таких же зв'язків між кліматом і іншими природними явищами, які існують у цей час. Хоча подібний підхід не є безперечним, різноманіття природних процесів, що залежать від клімату, дозволяє здійснювати незалежну перевірку результатів відновлення кліматичних умов минулого по різних палеогеографічних показниках. У зв'язку із цим можна не сумніватися у вірогідності найбільш загальних закономірностей кліматичних умов геологічного минулого, установлених у палео-географічних дослідженнях, хоча більше приватні результати цих досліджень нерідко є дискусійними й вимагають подальшого вивчення.

Істотним доповненням до палеогеографічних даних при вивченні кліматичних умов минулого є матеріали по палеотемпературам, одержувані в результаті аналізу ізотопного складу органічних залишків. Оцінка точності таких матеріалів і питання про їхню правильну інтерпретацію пов'язані зі значними труднощами, які поступово переборюються в міру розвитку методів палеотемпературних досліджень.

Основною метоюпроведених досліджень було вияснити, яким чином і наскільки змінювались кліматичні умови України та світу в давнину.

Завдання дослідження:

· встановити характер трансформації клімату в давні часита характер зледенінь;

· виявити характерні причини та наслідки зледенінь для клімату;

· оцінити, зміни та розвиток кліматичних умов.

Об’єктами дослідженняє кліматичні поля температури, повторюваність природних катастрофічних процесів та явищ.

Предмет дослідження. Вікова трансформація кліматичних полів температури, динаміка повторюваності природних катастрофічних процесів та явищ, зміни клімату.

Розділ 1. Теоретико-методологічні аспекти вивчення клімату

1.1. Методи вивчення клімату

При вивченні кліматів минулого використовуються відомості про структуру осадових порід, геоморфологічні показники й матеріали про викопні флори й фауни. В основі першого підходу перебувають добре вивчені в цей час зв'язку літогенезу із кліматичними факторами. Так, зокрема, в умовах жаркого й вологого клімату відбувається інтенсивне хімічне вивітрювання гірських порід, що приводить до руйнування нестійких мінералів. При сухому жаркому кліматі хімічне вивітрювання менш інтенсивно, у таких умовах великого значення набуває руйнування гірських порід під впливом вітру й коливань температури. Ще менш істотно хімічне вивітрювання в умовах холодного клімату, де переважає фізичне вивітрювання, при якому зберігаються малостійкі в хімічному відношенні мінерали.

Умови зволоження дуже впливають на обсяг і структуру осадових відкладень, у сухих районах цих опадів звичайно небагато, у вологих областях їхня кількість зростає, причому серед них значне місце займають алювіальні опади.

Із кліматичними умовами тісно зв'язаний процес вуглеутворення, у зв'язку із чим, дані про викопні вугілля можуть бути використані для реконструкції кліматів минулого. Інтерпретація цих даних зв'язана, однак, з певними труднощами, тому що залежність вугленакопичення від клімату в різні періоди часу істотно змінювалася відповідно до змін характеру рослинності, з якої формувалися вугілля. Наприклад, якщо багато вугіль девонського періоду накопичувалися в умовах сухого клімату, у пермо-карбоновий час утворення вугілля частіше було зв'язано з порівняно більше вологими кліматичними умовами.

При вивченні кліматів минулого застосовуються також матеріали про відкладення вапняків, доломітів і про соленосні відкладення, які особливо істотні для реконструкції кліматичних умов древніх водойм.

У деяких випадках матеріали про структуру осадових порід використовуються для оцінки сезонних змін клімату. Найбільш відомий приклад такого роду — вивчення стрічкових глин, що утворилися в районах, близьких до периферії континентальних заледенінь. При літнім таненні льодовиків водні потоки виносили з їхньої поверхні велика кількість грубого уламкового матеріалу, у холодну пору року в цих районах відкладала набагато менша кількість дрібнозернистої глинистої речовини. Шарувата структура стрічкових глин дозволяє оцінити тривалість періоду їхнього утворення[3, c. 16-17].

Для вивчення режиму атмосферних опадів і формування крижаного покриву широко використовуються геоморфологічні показники. З них варто виділити дані про положення берегової лінії океану, які дозволяють оцінити обсяг води, витраченої на утворення континентальних заледенінь або отриманої океаном при таненні цих заледенінь.

Основним показником розвитку льодовиків служать матеріали про зміни рельєфу під впливом заледенінь. Поряд з ними важливою характеристикою кліматів минулого можуть бути дані про висоту снігової лінії в горах, положення якої визначається режимом температури й опадів.

Певні відомості про умови зволоження можна одержати за даними про древні озера й річкові долини. Так, наприклад, сліди численних озер і рік на території сучасних пустель свідчать про більші зміни режиму зволоження, що відбулися в цьому районі.

Матеріали про коливання рівня таких замкнутих водойм, як, наприклад, Каспійське море, дозволяють оцінити приплив води в цю водойму й, отже, кількість опадів у басейнах живильних його рік для різних періодів часу.

Для вивчення умов зволоження й термічного режиму в минулому використовуються дані про характер викопних ґрунтів. Сліди вічної мерзлоти в ґрунтах мають значення для відновлення зон з холодним кліматом.

Для палеокліматичних досліджень представляють також інтерес відомості про характер процесу ерозії, що істотно залежить від кліматичних умов, зокрема від умов зволоження.

Велике значення для вивчення кліматів минулого мають матеріали про географічний розподіл живих організмів, особливо про розподіл рослин, що істотно залежить від кліматичних умов. Застосування цього методу дає більше надійні результати для не дуже віддаленого минулого, коли рослини мало відрізнялися від їхніх сучасних форм і коли, очевидно, кліматичні умови також впливали на поширення рослин, як і в наш час. Для більше древніх епох застосування зв'язків життєдіяльності сучасних рослин з метеорологічними факторами в реконструкції кліматів минулого стає скрутним, що обмежує можливості використання матеріалів про розподіл рослин у палеокліматических дослідженнях.

Великим досягненням останніх десятиліть з'явилося застосування методу аналізу викопного пилка й суперечка рослин, що дозволяє одержати характеристику складу рослинного покриву в певному районі. Цей метод також легше використовувати для епох, протягом яких рослини були близькі до сучасного[8, c. 29-30].

Варто згадати про застосуванні у вивченні змін клімату даних про річні кільця дерев. Зміни цих кілець дозволяють виявити короткоперіодичні коливання клімату, а їхня структура характеризує загальні кліматичні умови (наприклад, слабкий розвиток річних кілець у дерев карбонових боліт свідчить про відсутність у цьому випадку сезонних змін клімату).

Сутужніше використовувати для вивчення кліматів минулого матеріали про копалини фаунах, тому що залежність географічного розподілу тварин від клімату, загалом, слабкіше аналогічної залежності для рослин. Проте, такі матеріали, що особливо ставляться до пойкілотермним тварин (не мають терморегуляції), є коштовним доповненням до інших методів вивчення змін клімату. Інтерпретація даних про розподіл тварин для оцінки кліматичних умов, так само як і даних про розподіл рослин, будується на припущенні, що вплив клімату на життєдіяльність відповідних організмів було аналогічно впливу на існуючі зараз родинні їм форми.

Особливе значення для палеокліматологии має застосування методу визначення палеотемператур по змісту ізотопу кисню О18 у викопних залишках водних тварин. Установлено, що відношення кількості ізотопу О18 до кількості О16 у раковинах молюсків і інших залишків морських організмів залежить від температури, при якій ці організми існували.

Для визначення палеотемператур по ізотопному складі досліджуваних зразків треба було створення високочутливих мас- спектрометрів і рішення ряду інших технічних завдань. Починаючи із середини нашого століття, метод прямого виміру палеотемператур знайшов широке застосування в дослідженнях кліматичних умов, що ставляться вчасно від недавнього минулого до епох, що відстоять від нас на сотні мільйонів років.

Оцінюючи результати застосування перерахованих тут методів для вивчення змін клімату, слід зазначити, що за винятком відносно короткого сучасного періоду майже всі наявні відомості про кліматах минуле ставляться до режиму температури повітря в земної поверхні, температури поверхні суши, температури водойм, а також, у меншому ступені, до режиму зволоження на континентах.

Хоча з палеогеографічних даних можна витягти відомості про деякі інші елементи клімату (наприклад, в окремих випадках за формою викопних дюн і барханів можна оцінити напрямок переважного вітру й т.д.), обсяг таких відомостей невеликий у порівнянні з матеріалами про названі вище елементи клімату[1, c. 43-45].

Клімати дочетвертичного часу. Відомості, що нижче викладаються, про кліматах дочетвертичного часу головним чином засновані на матеріалах досліджень В. M. Сініціна (1965, 1967 і ін.), про які докладніше говориться нижче.

Кліматичні умови палеозою (570-230 млн. років до нашого часу) відомі дуже приблизно. Очевидно, протягом більшої частини палеозою на всій земній кулі клімат була дуже теплим, причому умови зволоження на континентах змінювалися в широких межах. Наприкінці палеозою, на границі кам'яновугільного й пермського періодів, виникло заледеніння, що охопило значну територію суши, розташовану зараз в основному в тропічних широтах. Оцінити географічне положення цього заледеніння в епоху його розвитку досить важко через імовірність за настільки тривалий час значного переміщення континентів і зміни положення полюсів земної кулі.

Характерно, що кліматичні умови інших районів земної кулі в епоху пермо-карбонового заледеніння були досить теплими.

У пермському періоді стала помітної термічна зональність, причому на континентах значно розширилися області сухого клімату. Клімат мезозою (230-65 млн. років до нашого часу) був досить одноманітним. На більшій частині земної кулі кліматичні умови були близькі до сучасним тропічних, тоді як у високих широтах клімат був більше прохолодним, хоча все-таки дуже теплим, з незначними сезонними змінами температури. Умови зволоження на континентах у мезозої, очевидно, були більше однорідними в порівнянні із сучасною епохою, хоча в цей же час існували зони як недостатнього, так і надлишкового зволоження.

Наприкінці крейдового періоду зона жаркого клімату скоротилася, а область сухих кліматичних умов розширилася. При переході до кайно-зойської ери помітної зміни клімату не відбулося. Протягом третинного періоду проходив процес прогресивного похолодання, що був найбільш помітний у помірні й особливо високих широтах. Із середини третинного періоду у високих широтах з'являється й поступово розширюється нова кліматична зона, у якій метеорологічний режим нагадує сучасні кліматичні умови середніх широт. У цій зоні температура повітря взимку опускалась нижче нуля, що уможливлювало утворення сезонного сніжного покриву. Одночасно у вилучені від океанів районах континентів підсилювалася континентальність клімату.

Процес похолодання не був рівномірним, в окремі епохи відбувалися потепління, які, однак, не змінювали загальної тенденції до посилення термічної зональності, обумовленої зниженням температур у високих широтах. Цей процес прискорився в пліоцені, коли розширилося виникле раніше континентальне заледеніння в Антарктиді.

Хоча наприкінці пліоцену клімат був тепліше сучасного, він уже менше відрізнявся від сучасних кліматичних умов у порівнянні із кліматом мезозою й початку третинного періоду[12, c. 46-48].

Розглядаючи послідовність змін клімату за час, для якого є більш-менш достовірні дані, варто звернути увагу на нетиповість режимів із сильно вираженою термічною зональністю для кліматичних умов на нашій планеті.

Велике розходження температур між полюсами й екватором, що існує з кінця третинного періоду й особливо зростало в льодовикові епохи, характерно для малої частини часу, що пройшов після початку палеозою. За останні 600 млн. років, крім четвертинних заледенінь, було тільки одне велике пермо-карбонове заледеніння, тривалість якого також була невелика в порівнянні згодом, що пройшло з початку палеозою.

Клімат четвертинного періоду. Кліматичні умови четвертинного періоду вивчені набагато докладніше в порівнянні із кліматом більше раннього часу. Із численних робіт, присвячених дослідженню природних умов і кліматів четвертичного періоду, варто виділити праці І. П. Герасимова й К. К. Маркова (1939), Дварцбаха (1950; 1968), В. H. Сакса (1953), К. К. Маркова (1955, 1960), Еміліані (1955 і ін.), Юінга й Донна (1956, 1958 і ін.), Флінта (Flint, 1957), Цейнер (1959), Л. Б. Рухина (1962), Флена (1963, 1964 і ін.), Бутцера (1964), Фейрбриджа (1967), А. А. Величко (1973) і інших.

За винятком останнього щодо дуже короткого відділу четвертинного періоду — голоцену, весь цей період відповідає плей-стоцену, протягом якого кліматичні умови були незвичайними в порівнянні з попередніми умовами мезозойської ери й третинного періоду, коли термічна зональність була порівняно слабко виражена. У плейстоцене підсилилося похолодання в середніх і високих широтах, що сприяло виникненню великих континентальних заледенінь, які неодноразово розширювалися, досягаючи середніх широт, а потім відступали у високі широти. Під час розвитку континентальних заледенінь збільшувалася площа морських льодів, що займали більші простори. Число четвертинних заледенінь і їхніх датувань відомі тільки приблизно.

Дослідження, проведені в Альпах у минулому столітті, дозволили виділити чотири головних європейських заледеніння, названі Гюнц, Міндель, Рісc і Вюрм. Надалі з'ясувалося, що кожне із цих заледенінь розпадалося на кілька стадій, в інтервалах між якими льодовики відступали. Альпійські заледеніння збігалися з розвитком крижаного покриву на рівнинних територіях Євразії й Північної Америки, що займав великі простори у високих і помірних широтах[9, c. 32-34].

1.2. Причини зміни клімату

Для розуміння фізичного механізму сучасних змін клімату істотне значення має пояснення причин змін клімату, що відбувалися в геологічному минулому.

Одним з факторів, що вплинув на зміни клімату, що відбувалися за більші інтервали часу, було поступове збільшення світності Сонця (сонячної постійної). Висновок про таке збільшення було зроблено Шварцшильдом (1958) на підставі аналізу загальних закономірностей еволюції зірок. Хоча цей висновок був підтверджений рядом наступних досліджень, питання про швидкість збільшення світності Сонця поки ще не цілком ясний. У різних роботах передбачається, що за час існування Землі (близько 4,5 млрд. років) світність Сонця зросла від 25 до 60%.

З інших факторів, які впливали на клімат минулого, варто виділити зміна хімічного складу атмосфери й, зокрема, коливання кількості вуглекислого газу в атмосферному повітрі, які розглянуті в другому розділі книги. Якщо обмежитися обліком першого із зазначених факторів змін клімату, ми одержимо висновок про те, що температура повітря в земної поверхні протягом всієї історії Землі росла, що, як видно з наведеного вище огляду, зовсім не відповідає палеокліматичним даним. Це протиріччя обговорюється в цікавих роботах Сагана й Маллена (1972) і Сагана (1977).

У першій із цих робіт розрахована зміна середньої температури поверхні Землі під впливом росту світності Сонця по формулі радіаційної рівноваги без обліку залежності довгохвильового випромінювання від властивостей атмосфери й при припущенні альбедо Землі постійним у часі.

З такого розрахунку Саган і Маллен знайшли, що середня температура була нижче крапки замерзання води протягом більшої частини докембрійського часу — до 1,4-2,3 млрд. років тому (час досягнення зазначеної температури залежить від припущення про швидкість зростання світності Сонця). Тому що цей висновок суперечить даним про існування в першій половині історії Землі рідкої води на її поверхні, Саган і Маллен припустили, що в древній атмосфері існувала певна кількість аміаку (NH3). Це підсилювало парниковий ефект і сприяло помітному підвищенню температури повітря.

У другій роботі Саган, обговорюючи це припущення, привів дані визначення палеотемператур для докембрійського часу, з яких треба, що 1-3 млрд. років тому температура на поверхні Землі рівнялася 310-350 К, тобто була вище, ніж у наш час[7, c. 108-109].

Використання викладеної напівемпіричної теорії термічного режиму атмосфери значно підсилює аргументацію на користь припущення Сагана й Маллена про те, що в минулому хімічний склад атмосфери помітно відрізнявся від сучасного.

Наведена в їхній роботі оцінка часу, коли при збільшенні сонячної постійної на поверхні Землі могла виникнути рідка вода, повинна бути змінена, тому що для створення «білої Землі» досить, як установлено в наведені вище розрахунках по напівемпіричній теорії термічного режиму атмосфери, зменшення сонячної постійної в порівнянні з її сучасним значенням на величину всього близько 4%. Таке значення сонячної постійної мало місце 600-300 млн. років тому, тобто на початку або в середині фанерозоя.

Для пояснення існування протягом основної частини історії Землі теплого клімату на всіх широтах істотне значення має те, що, як видно з матеріалів другого розділу, протягом майже всього фанерозоя атмосфера містила значно більше вуглекислого газу в порівнянні із сучасною епохою. Подвоєння концентрації вуглекислого газу приводить до підвищення середньої температури повітря в земної поверхні при постійному альбедо Землі приблизно на 2,5°С. Подальше збільшення концентрації С2 підвищує температуру повітря на таку ж величину при кожному наступному подвоєнні концентрації. Таким чином, при збільшенні концентрації СО2 у чотири рази температура повітря зросте на 5°С, а при росту концентрації у вісім разів — на 7,5 °С.

Тому що на початку й середині фанерозоя концентрація СО2 була вище сучасної в 6—10 разів, це забезпечувало підвищення середньої температури повітря в порівнянні із сучасною епохою приблизно на 6,5—8°С. Уважаючи, що сонячна постійна в першій половині фанерозоя була менше ніж сучасне значення на 4%, знайдемо відповідне зниження середньої температури повітря при постійному альбедо рівним 5—6°С.[11, c. 54-56]

Фактично обидві ці різниці повинні бути більше наведених тут значень, тому що через розвиток наприкінці фанерозоя полярних крижаних покривів і зміни структури рослинних покривів на континентах альбедо Землі збільшилося. Оскільки облік цього ефекту змінює обидві зазначені різниці на однакову порівняно невелику величину, таке виправлення не робить впливи на основний висновок з виконаного розрахунку про те, що вплив парникового ефекту з надлишком компенсувало менше значення сонячної постійної в першій половині фанерозоя й що в результаті цього клімат у розглянутий час був тепліше сучасного.

Імовірно, що в докембрійський період кількість СО2 було, як це часто припускають, значно вище, ніж у фанерозое. Пов'язане із цим посилення парникового ефекту могло підтримувати високі температури в земної поверхні й при знижених значеннях сонячної постійної.

Прикладом подібного впливу вуглекислого газу на клімат є атмосфера Венери. Через великий альбедо цієї планети Венера, незважаючи на своє більше близьке положення до Сонця, одержує менше поглиненої радіації, чим Земля. Тому що атмосфера Венери містить дуже багато вуглекислого газу, у ній створюється парниковий ефект, що забезпечує підвищення температури в поверхні Венери до кількох сотень градусів по шкалі Цельсія.

Можливо, що протягом значної частини ранньої історії Землі її атмосфера містила достатню кількість СО2 для підтримки досить високих температур повітря в земної поверхні. У такому випадку припущення про наявність аміаку в древній атмосфері Землі не є необхідним для пояснення палеокліматичних даних. Аналогічний висновок зроблений у недавно опублікованих роботах Харта (1978), Оуена, Сесса й Раманатана (1979).

З викладених вище міркувань треба, що існування протягом більшої частини фанерозоя порівняно теплого клімату пояснюється тим, що кількість вуглекислого газу в атмосфері в цей час було значно вище сучасного. В епоху поступового зменшення концентрації СО2, що відповідає кайнозойської ері, повинне було розвиватися похолодання.

Для кількісного вивчення цього питання необхідні дані про термічний режим відповідної епохи, одержання яких пов'язане із труднощами, тому що погрішність визначення температури методом ізотопного аналізу органічних опадів і інших відомих методів звичайно не менш декількох градусів, що порівняно зі змінами термічного режиму, які відбувалися в дочетвертичное час за мільйони років.

Використовуючи матеріали досліджень Сініцина, можна розрахувати різниці середніх річних температур повітря для розглянутих інтервалів часу й температур для сучасної епохи, що ставляться до території, представленої на картах Сініціна (DT0-90). Потім, екстраполюючи знайдені по цих картах зміни середніх широтних різниць температур до екватора й полюса, можна знайти зміни різниці середньої температури повітря для північної півкулі (DT0-90). Результати такого розрахунку для кінця мезозойської ери й третинного періоду представлені в табл. 1, у яку включені також значення концентрації вуглекислого газу (3 %)[8, c. 46-49].

Варто мати на увазі, що інші дані по віковому ході температури, засновані на недавно виконаних палеотемпературних вимірах для третинного часу, не завжди збігаються зі зміною температури, установленим у дослідженні Бухардта. Однак ці дані звичайно дозволяють виявити головні закономірності, що випливають із матеріалів Бухардта, — різке похолодання на початку олігоцену й деяке потепління в міоцені, що збігається з висновками з аналізу змін концентрації СО2 в атмосфері.

Можна думати, що сучасні матеріали про палеотемпературах мають певні переваги в порівнянні з наведеними вище даними більше ранніх досліджень палеотемператур, а також у порівнянні з результатами робіт, заснованих на інтерпретації палеогеографічних даних.

Отриманийтут висновок змінює розповсюджене раніше подання про те, що основною причиною похолодання, що уможливило появу заледенінь, були зміни форми земної поверхні. Як відомо, питання про вплив будови земної поверхні на клімат був уперше розглянутий Лайеллом (1830-1833), що зрівняв кліматичні умови для двох гіпотетичних випадків: при наявності у високих широтах континентів і при наявності в цих областях океанів. У цих випадках, на думку Лайелла, клімат у високих широтах повинен значно різняться. У зв'язку із цим Лайелл уклав, що еволюція форми земної поверхні супроводжувалася значними коливаннями клімату. Надалі Рамсей (1910) припустив, що похолодання, що зробило можливим розвиток заледенінь, виникло в результаті підняття континентів і зменшення поверхні океанів, що поглинає більше сонячної радіації, чим суша.

У дослідженнях Брукса (1950 і ін.) було зазначено, що холодні кліматичні умови високих широт істотно залежать від полярних льодів, що там знаходяться, тому що велике альбедо снігу й льоду зменшує поглинання сонячної радіації. Брукс відзначив також роль морських течій, дія яких значно зменшує контраст температур між низькими й високими широтами. Він припускав, що типовий для більшої частини історії Землі клімат з теплими або жаркими умовами на всіх широтах мав місце при низькому рівні континентів, розділених великими міжконтинентальними океанами й морями. Підвищення рівня континентів, особливо в полярних районах, було причиною похолодання й розвитку заледенінь, які потім поширювалися в середні широти[2, c. 22-26].

Альбрехт (1947) уважав істотним фактором охолодження клімату в четвертинний період підняття меридіональних гірських ланцюгів, зокрема Скелястих гір і Анд. На думку Альбрехта, ці гори значно послабляють інтенсивність атмосферної циркуляції, зменшують кількість опадів, що випадають узимку в континентальних районах помірних і високих широт, і в результаті знижують прихід конденсаційного тепла.

У декількох дослідженнях обговорювалося питання про вплив на клімат змін рельєфу морського дна (Ewing, Dorm, 1956, 1958, Рухин, 1958). Автори цих робіт припускали, що четвертинні заледеніння виникли в результаті підняття підводного гірського хребта на півночі Атлантичного океану, що проходить від Шотландії до Ісландії й Гренландії. Це підняття послабило перенос тепла Гольфстрімом і привело до охолодження полярних широт, де почали формуватися холодні й сухі повітряні маси. При взаємодії цих мас із теплим і вологим морським повітрям відбувалося випадіння рясних твердих опадів, що привело до розвитку континентальних льодовиків.

Можна укласти, що якщо основною причиною кайнозойського похолодання була зміна хімічного складу атмосфери, досить імовірно, що еволюція форми земної поверхні мала істотне значення для виникнення наприкінці кайнозою полярних крижаних покривів, які в плейстоцене стали центрами розвитку заледенінь, характерних для льодовикових епох.

Отже, у дочетвертичний час астрономічні фактори не робили великого впливу на зміну кліматичних умов.

З наведених вище матеріалів можна укласти, що питання про причини змін клімату убік похолодання протягом кайнозойської ери й про причини четвертинних заледенінь у цей час в основному дозволені[8, c. 3-6].

Розділ 2. Льодовикові епохи

2.1. Дослідження причин та розвитку зледеніння, основні погляди вчених

Інтерес до глобальної зміни клімату виник не сьогодні. 1100, і 150 років тому людей хвилював не тільки прогноз погоди на завтра, а й більш довгострокові зміни клімату, причому інтерес цей виявлявся як на побутовому, так і на науковому рівнях. От що писали про зміну клімату і про його зв'язок зі здоров'ям у ті далекі часи.

Говорячи про зміни клімату, варто розрізняти зміни, що відбуваються дуже повільно, протягом сотень тисячоріч, та інші, що охоплюють лише короткий проміжок часу. Останні носять періодичний характер і називаються коливаннями клімату. До першого належать так звані геологічні зміни клімату, якими займаються геологія і палеонтологія. Ці науки досліджують, які зміни клімату мали відбутися в доісторичні часи, щоб могли утворитися ті чи інші породи, або яким мав бути клімат, щоб ті чи інші тварини або рослини могли існувати в даній місцевості.

Короткочасними змінами клімату займається метеорологія, що робить свої висновки на підставі цифрових даних, отриманих у результаті спостережень. Учені давно припускали, що клімат змінюється періодично і що через певну кількість років складаються ті самі метеорологічні умови. На цьому припущенні заснований так званий столітній календар. Однак він не витримує наукової критики, і тепер від нього відмовилися. Дотепер поширене ще припущення про існування 11-літнього періоду відповідно до періоду коливань сонячних плям. Але доведеним періодом коливання клімату можна вважати лише 35-літній період Е.Брюнкера.

Між цими двома змінами клімату (геологічним і періодичним), знаходиться ще одне — історичне. Про нього судять за змінами рослинності і тваринного світу на підставі історичних даних, записів літописців даної країни, яка сьогодні має зовсім іншу флору і фауну. Такі висновки про зміни клімату, звичайно, не можуть вважатися суто науковими, як висновки про зміни на підставі метеорологічних спостережень. Але оскільки метеорологічні спостереження ведуться порівняно недавно (неповних два сторіччя), то й вони викликають інтерес.

Для з'ясування причин розвитку четвертинних заледенінь поруч авторів використовувалися спрощені теорії клімату, при застосуванні яких можна було відмовитися від завдання емпіричних даних про окремі елементи кліматичного режиму минулого. Великий цикл досліджень цього напрямку виконав Берже (1973, 1975, 1977, 1978 і ін.), у роботах якого з розрахунків по напівемпіричній моделі термічного режиму атмосфери був отриманий висновок про визначальний вплив астрономічних факторів на розвиток четвертинних заледенінь. Аналогічний висновок зроблений також у дослідженнях Суареза й Хелда (1976), Полларда (1978) і інших авторів, які застосовували різні параметризованні моделі теорії клімату. У роботах цього напрямку відзначається, що реалістичний опис плейстоценових заледенінь можливо тільки при використанні моделей теорії клімату, що включають облік зворотного зв'язку між термічним режимом атмосфери й полярних льодів.

Так, зокрема , Шнайдер і Томпсон (1978) показали, що розрахунок зміни температури у високих широтах, виконаний без обліку цього зв'язку, дав применшення значення різниці температур, не палеокліматичним даним.

У роботі Сесса й Вронка (1979) було відзначено, що для правильної оцінки змін температури повітря при заледеніннях варто також ураховувати позитивний зворотний зв'язок між коливаннями температури й змінами альбедо поверхні континентів, визначається станом рослинного покриву[14, c. 52-54].

2.2. Наслідки зледенінь для подальшого розвитку Землі

Історія людства охоплює кілька тисячоріч, незначний проміжок в історії процесу утворення Землі, сталість якого парадоксально виявляється в його безупинній мінливості. А що може бути мінливішим і непостійнішим від клімату й погоди? І зміни клімату відбуваються не тільки протягом сотень тисячоріч, а й в історичний час, зміни, які ми помічаємо й можемо спостерігати.

Навіть за короткий період людського життя можна помітити мінливість кліматичних явищ і умов на Землі: в останнім десятилітті як літа, так і зими були настільки різними в метеорологічному сенсі і представляли часто настільки значні відхилення від нормальної температури, що яскраві спогади про них ще збереглися в нашій пам'яті. Якщо ж узяти до уваги масу чинників, що є складниками клімату, а також велику мінливість кожного з них, то можна не дивуватися, що клімат такий непостійний; у самім утворенні клімату закладені причини, щоб він навіть протягом короткого проміжку часу постійно змінювався.

Важливо визначити, чи відбуваються зміни клімату періодично, тобто чи повторюється той самий клімат через певні проміжки часу. Однак, щоб чітко відповісти на це запитання, у нашому розпорядженні мало спостережень.

Існує ще цікаве запитання: чи змінився клімат у Європі від початку історичної епохи? Відповідь на нього пов'язана з труднощами, тому що з давніх часів збереглися лише поодинокі й випадкові повідомлення в літописах і хроніках сучасників: наприклад, про ранній чи пізній збір хліба, незвичайну спеку, повені тощо. Проте за змінами рослинності і тваринного світу, умовами життя людини, ввозом рослин із тропічних і субтропічних місцевостей та іншими обставинами можна все-таки скласти уявлення про клімат країни і його зміни.

Відомо, що після останнього льодовикового періоду, сліди якого помітні ще по всій Європі, настало повільне й загальне потепління. Три тисячоріччя тому Греція й Італія були вкриті незайманими лісами, що складалися переважно з порід, властивих нашим лісам. У міру потепління в Європу була завезена й прийнялася субтропічна флора, яка зовсім змінила характер місцевості. Багато рослин не були спочатку притаманними південній Європі: корковий дуб, кипарис, виноградна лоза, фігове дерево, маслина, лавр, мирт, олеандр, лимонне, апельсинове й мандаринове дерева, різні породи пальм та ін. Можна простежити поступове поширення їх по Європі й дійти висновку, що її клімат за історичний час зробився теплішим.

Якою була середня смуга Європи 2000 років тому? Непрохідні ліси й нескінченні болота вкривали землю, а клімат був дуже суворий. За часів Цезаря німецькі зими описуються так, що вони нагадують сучасні зими Лапландії. Водночас звичайно, не йшлося про посіви пшениці чи винограду.

Які зміни відбулися, наприклад, в історичні часи у Північній Африці? Там, де тепер у внутрішніх частинах Сахари не зустрічається ніякої рослинності, колись численне населення обробляло великі поля і вирощувало розкішні сади. Палестина, Сірія, Мала Азія, країни, де колись текли «мед і молоко», сьогодні є безплідними пустелями[16, c. 488-490].

У Греції щорічно зникає фінікова пальма. Те саме ми бачимо й в Італії, особливо південній. А Сіцілія, що колись була житницею Риму, тепер, за винятком узбережжя, неродюча й бідна. І, нарешті, нещаслива Іспанія! Тут насамперед людина наклала на природу свою святотатську руку. Жителі цієї країни, не розуміючи значення лісш для клімату, нерозважливо вирубали всі ліси в горах і перетворили квітучу Іспанію на пустелю.

Хоча з цього прикладу добро видно, як впливає людина на зміни клімату, не скрізь можна відшукати причини, хоч наслідки його зміни помітно всюди.

На узбережжях Чорного і Каспійського морш уже давно спостерігаються більш суворі зими, які завдають великої шкоди рослинності. Відомий учений К.Бер ще в 1860 р. повідомляє про вимирання фінікової пальми на півдні Каспійського моря.

Бамбук, що зустрічався раніше аж до північних кордонів Піднебесної імперії, тепер відступає все далі на південь. Виноград, який ще в наше сторіччя з успіхом вирощувався біля Берліна, тут уже не дозріває, і тому в цих місцевостях виноградників тепер не розводять. Спостерігаючи відступ виноградників на південь, ми, безперечно, маємо визнати, що в новітні часи відбулася зміна клімату в зворотний бік.

Бельгійський метеоролог Ланкастер довів, що між Ганновером і Луарою в останні роки стало на 2° С холодніше, тимчасом як середня температура в Північній Європі збільшилася (у Норвегії, Лапландії і Фінляндії на Г С). Незважаючи на винятки, усе-таки безсумнівно, що в Європі спостерігається загальне зниження температури. Особливо це помітно у Франції, так що К.Фламмаріон навіть припускає швидке настання нового льодовикового періоду.

Приглядаючись ближче, ми бачимо у Франції й Німеччині похолодання переважно в літні місяці, зимові ж стають теплішими. Для Англії ще Глешер передбачав більш теплі зими. У пшнічній і середній Росії зими стали не настільки суворими. У Петербурзі кількість дуже холодних днів від 1744 р. постійно зменшувалася. Дуже низькі температури з 1828 р. стають усе рідшими (у другій половині XX сторіччя порівняно з минулим — на 50 %). Безсумнівно, у другій половині нашого сторіччя зими настають пізніше й осені робляться довшими, літа ж, навпаки, стають холоднішими. Одним словом, зимові і літні температури потроху все більше й більше вирівнюються.

Погода більшої частини Європи залежить переважно від західних, південно-західних і північно-західних вітрів, що утворюються завдяки Гольфстріму в Атлантичному океані; ці вітри приносять нам улітку вологе й охолоджене повітря, а взимку вологе й тепле. Вплив цих повітряних течій досягає Швейцарії, Тіролю і навіть Угорщини й почасти західної Росії. Отже, ми наближаємося до більш помірного, вологого морського клімату, що панує вже в Англії, Голландії і Бельгії.

Враховуючи, що Гольфстрім переносить на північ 18 млн. м3 води за секунду і що ця морська течія саме зимою досягає найбільшої швидкості — 54 морські милі (100 км) на день, можна скласти собі приблизне уявлення про той величезний вплив, що мають ці маси води на Атлантичний океан, а також на прибережні країни. Тоді, може стане зрозуміло, що Ґренландія (Gronland або Grunland — зелена країна), яка ще за часів Карла Великого була вкрита зеленими луками, за 1000 років могла так охолонути, що фунт покрився 300-мет-ровим шаром льоду. Річ у тім, що Гольфстрім, води якого колись омивали Гренландію, на виході з Мексиканської затоки так змінив свій напрямок, що тепер його теплі води торкаються берегів Європи. Причиною цієї зміни служить усе більш кораловий півострів Флоріда, який виступає і постійно збільшується. Завдяки цьому Ісландія (Island — крижана країна) і Гренландія помінялися ролями[22, c. 56-58].

Величезні маси теплої води Гольфстріму будуть і в майбутньому знищувати крижані гори, що приходять з півночі, і нагрівати холодні води Північного Льодовитого океану. Клімат Франції, Німеччини і почасти північного заходу Росії буде наближатися до морського (з вологими і прохолодними літами, туманними й теплішими зимами).

Зі зміною клімату, зрозуміло, зміниться й рослинність. Багато порід дерев, що дотепер не переносили холоднечі, будуть зимувати на відкритому повітрі. Як вплинуть ці зміни на наше сільське господарство, важко сказати, так само як неможливо передбачати майбутні пов'язані з цим санітарні і соціальні умови життя. Зміна відбувається, на щастя, не стрибками, не раптово, і для продовження існування органічного життя при зовнішніх обставинах, що змінилися, служить властивий живому закон пристосування до умов, у яких доводиться існувати.

2.3. Зледеніння на території сучасної України

Очевидно, періоди розвитку й відступу льодовиків займали меншу частину загальної тривалості плейстоцена, більше тривалими були порівняно теплі міжльодовикові епохи, коли крижаний покрив на континентах зникав, зберігаючись тільки в гірських районах і високих широтах.

Установлено, що наступ й відступ льодовиків у Європі, Азії й Північній Америці відбувалося більш-менш синхронно, така ж відповідність мала місце між льодовиковими епохами в північній і південній півкулях.

Біля 600 000 років тому значна частина України була вкрита льодовиками. Перше зледеніння не досягло меж України, але друге своєю південною межею пройшло недалеко від Полісся та Чернігівщини. Трете зледеніння захопило вже значну частину України. Льодовики дійшли до підніжжя Карпат. Два величезних язики І спускалися до Дніпра, до Кременчука, та до Дону, устя Хопра та Медведиці. Льодова маса поволі посувалася на південь, проходячи від 3 до 5 км. на рік, в залежності від рельєфу місцевості.

Величезні камені виривала вона з землі, відривала від гірських масивів і несла з собою, вигладжуючи їх по дорозі. Такими каменями, валунами, позначився кінець льодовика. У Києві, наприклад, лежить великий-валун із Фінляндії, менші валуни зустрічаються на полях Катеринославщини. В селі Сухі Горби на Лубенщині залишилися брили червоного граніту.

Коли льодовики танули, на поверхні землі, звільненій від льоду, зароджувалося життя: з'являлися флора та фавна. Вони не були подібні до сучасних. Ліси кедрів, ялин, смерек, сосен вкрили територію України. Сибірський носоріг, печерний ведмідь, печерний лев, мамонт, бізон, слон-тригонтерій, гігантський олень — це головні представники фавни тих часів. Тоді ж на території України з'явилась і людина. Існування людини доводять рештки самої людини та знаряддя, примітивно зроблені з каменю.

Крижаний покрив на континентах в епохи заледенінь переміщався далі всього в районах з більше вологим морським кліматом, у порівняно сухому кліматі Північної Азії він займав дуже невелику площу. При найбільш сильних заледеніннях континентальний крижаний покрив у північній півкулі доходив у середньому до 57° с. ш., досягаючи в окремих районах 40° с. ш. Товщина його на значній частині площі становила сотні метрів, а в ряді областей досягала кілометра й більше[20, c. 119-120].

Безсумнівно, що при розвитку континентальних заледенінь границя морських полярних льодів також переміщалася в більше низькі широти. Це значно збільшувало загальну площу постійного крижаного покриву на нашій планеті.

При кожному наступу льодовиків снігова лінія в гірських районах, не охоплених заледенінням, спускалася на сотні метрів, іноді до кілометра й більше.

Поряд із цим у льодовикові епохи відбувалося значне збільшення площі зони вічномерзлих ґрунтів. Границя вічної мерзлоти при розвитку заледенінь переміщалася в більше низькі широти на відстані, що досягали декількох тисяч кілометрів.

Характерною рисою льодовикових епох було обумовлене розвитком потужних континентальних заледенінь зниження рівня Світового океану до 100-150 м у порівнянні із сучасним рівнем. У теплі міжльодовикові епохи рівень океану піднімався до декількох десятків метрів стосовно його положення в наш час. Відповідно до коливань рівня океану його площа змінювалася до декількох відсотків від її початкової величини. Клімат льодовикових епох характеризувався помітним зниженням температури повітря у всіх районах земної кулі. У теплі міжльодовикові епохи температури повітря була вище сучасної, хоча зміна температури в порівнянні з нашим часом у цьому випадку було менше по абсолютній величині, чим в епохи заледенінь.

Менш ясне питання про пов'язаних із заледенінням змінах режиму опадів. Наявні дані вказують, що умови зволоження в різних районах земної кулі при заледеніннях мінялися по-різному. Це свідчить про зміну системи атмосферної циркуляції, обумовленій розвитком заледенінь, що пов'язане зі зміною контрастів температури між полюсами й екватором.

Поряд із цим в епохи максимального розвитку заледенінь кількість опадів у багатьох континентальних районах знижувалося, що, очевидно, пояснювалося зменшенням випару в результаті зниження температури й через те, що значна частина поверхні океанів була покрита льодами.

Слід зазначити, що перші континентальні заледеніння у високих широтах, очевидно, виникли ще в еоцене — міоцені. Центральні частини цих заледенінь розташовувалися в гірських районах.

Розвиток більших континентальних заледенінь, не пов'язаних з гірськими системами, є характерною рисою плейстоцена[3, c. 63-64].

Розділ 3. Сучасні зміни клімату в ХІХ – ХХ ст.

3.1. Кліматичні умови голоцегену

Післяплейстоценові коливання клімату представляють порівняно короткий епізод в історії Землі. За цей час (часто називане голоценом) мали місце кілька епох з різними кліматичними умовами.

Відомості про клімат голоцену втримуються в багатьох перераховані в попередньому параграфі роботах, присвячених вивченню палеокліматології четвертинного періоду.

Максимальний розвиток останнього вюрмського заледеніння відбулося близько 20 тис. років до н.е. , через кілька тисяч років площа цього заледеніння значно скоротилася. епоха, Що Пішла, характеризувалася порівняно холодним і вологим кліматом у середніх і високих широтах північної півкулі. Близько 12 тис. років до н.е. відбулося значне потепління (епоха Аллеред), що незабаром змінилося похолоданням. При цих коливаннях клімату літня температура повітря в Європі змінювалася на кілька градусів.

Надалі потепління відновило, і останні великі зледеніння в Європі й Північній Америці зникли за 5-7 тис. років до н.е. У цю епоху післяльодовикове потепління досягло максимуму. Передбачається, що між 5 і 6 тис. років до н.е. температура повітря в середніх широтах північної півкулі була вище сучасної приблизно на 1-30C. При цьому, очевидно, відбулися певні зміни атмосферної циркуляції. Одночасно зі зсувом до півночі границі полярних льодів перемістився в більше високі широти субтропічний пояс високого тиску, що привело до розширення посушливої зони в ряді областей Європи, Азії й Північної Америки. У той же час кількість опадів у сучасних пустелях низьких широт зросло. У зазначену епоху клімат Сахари був порівняно вологим, що уможливлювало існування там багатої флори й фауни. Пізніше переважала тенденція до похолодання, що було особливо помітним у першій половині першого тисячоріччя до нашої ери. Паралельно зі зміною термічного режиму мінявся режим опадів, що поступово наближалася до його сучасного з-стояння.

Помітне потепління відбулося наприкінці першого й початку другого тисячоріччя нашої ери. У цей час полярні льоди відступали у високі широти, що уможливило колонізацію вікінгами Гренландії й відкриття ними материка Північної Америки. Подальше похолодання привело до нового наступу льодів, у результаті чого зв'язок, що втратив, з Європою колонія в Гренландії загинув.

Почалося в XІІІ ст. і досягло максимуму на початку XVІІІ .в. похолодання супроводжувалося розширенням гірських льодовиків, у зв'язку із чим його іноді називають малою льодовиковою епохою. Потім відбулося чергове потепління й відступ льодовиків. У другій половині XVІІІ й в XІ ст. кліматичні умови порівняно мало відрізнялися від сучасних.

Велике значення для розуміння фізичного механізму сучасних змін клімату має вивчення коливань кліматичних умов, що відбувалися за останнє сторіччя, коли на більшій частині поверхні континентів існувала мережа постійно діючих метеорологічних станцій[6, c. 35-37].

Найбільш велика зміна клімату за час інструментальних спостережень почалося наприкінці XІ ст. Воно характеризувалося поступовим підвищенням температури повітря на всіх широтах північної півкулі в усі сезони року, причому найбільш сильне потепління відбувалося у високих широтах і в холодну пору року. Потепління прискорилося в 10- х роках XX ст. і досягло максимуму в 30- х роках, коли середня температура повітря в північній півкулі підвищилася приблизно на 0,6 0C у порівнянні з кінцем XІ в. В 40- х роках процес потепління змінився похолоданням, що продовжувалась донедавна . Це похолодання було досить повільним і не досягло масштабів попереднього йому потепління.

Хоча відомості про сучасну зміну клімату в південній півкулі мають менш певний характер, у порівнянні з матеріалами для північної півкулі, є підстави вважати, що в першій половині XX в. у південній півкулі також відбувалося потепління.

У північній півкулі підвищення температури повітря супроводжувалося скороченням площі полярних льодів, відступом границі вічної мерзлоти в більше високі широти, просуванням до півночі границі лісу й тундри й інших змін природних умов.

Істотне значення мало, що відзначалося в епоху потепління зміни режиму атмосферних опадів. Кількість опадів у ряді районів недостатнього зволоження при потеплінні клімату зменшилося, особливо в холодну пору року.

Це привело до зменшення стоку рік і падінню рівня деяких замкнутих водойм. Особливу популярність одержало відбулося в 30- х роках різке зниження рівня Каспійського моря, обумовлене головним чином зменшенням стоку Волги.

Поряд із цим в епоху потепління у внутріконтинентальних районах помірних широт Європи, Азії й Північної Америки зросла частота посух, що охоплюють більші території. Така зміна кліматичних умов вплинула на народне господарство ряду країн[7, c. 67-68].

3.2. Оцінка стану клімату Землі

Недавно було встановлено, що при наявності великого різноманіття в особливостях коливань термічного режиму для окремих крапок земної кулі, можна знайти невеликі по площі райони, у яких зміни термічного режиму тісно пов'язані зі змінами середньої температури повітря для північної півкулі. Так, зокрема, коефіцієнт кореляції між річними аномаліями температури за 1899-1976 р. для Свердловська й аномаліями температури для північної півкулі виявився трохи переважаючим 0,5. Використовуючи дані для 9 станцій, автори цієї роботи одержали коефіцієнт кореляції між коливаннями температури на цих станціях і в північній півкулі рівним 0,81. Цей результат свідчить про те, що в локальних змінах термічного режиму відбиваються певні великомасштабні закономірності, які поки ще мало вивчені.

З мал.2 видно, що з підвищенням широти віковий хід температури повітря підсилювався й що температура повітря для холодного періоду року, особливо в більше високих широтах, змінювалася сильніше, ніж температура для теплого періоду. Відзначимо, що загальна картина змін термічного режиму, представлена на цьому малюнку, подібна з результатом, отриманим у згадані вище дослідженнях Мітчела.

Заслуговує на увагу те, що поряд із закономірними змінами температури, що ставляться до більше тривалих періодів часу, на мал. 2 видні численні короткочасні коливання температури, які значною мірою відбивають не виключене повністю просторовим і тимчасовим осередненням вплив мінливості циркуляційних процесів.

Оскільки аномалії температури різних сезонів у нижчих широтах різнилися порівняно мало, середній меридіональний градієнт температури менше змінювався в теплому сезоні й більше в холодну пору року. Віковий хід аномалій середнього меридіонального градієнта температури представлений на мал. 3, де значення градієнта виражені в градусах температури на десять градусів широти. Значення аномалій визначені методом найменших квадратів за даними про середні широтні температури для кожної пятиградусної зони в інтервалі 25-70° с. ш. і піддані п'ятирічному ковзний осередненню[19, c. 84-86].

3.3. Зміни термічного режиму та його наслідки

На початку 70- х років було відомо, що протягом останніх десятиліть відбувається зміна клімату убік похолодання. Оскільки знак змін температури при коливаннях клімату міняються порівняно рідко, майже всі дослідники змін клімату вважали ймовірним, що в найближчі роки зниження температури буде тривати.

У зв'язку із цим висловлювалося побоювання, що подальше похолодання приведе до розвитку заледенінь і погіршенню кліматичних умов для землеробства. Остання точка зору висловлювалася головним чином відносно країн середніх широт із кліматом надлишкового зволоження, де похолодання скорочує тривалість вегетаційного періоду й зменшує суми температури за вегетаційний сезон. Наявні дані показують, що в тій же широтній зоні в багатьох районах континентального клімату похолодання мало зворотний вплив на сільське господарство, тому що супроводжувалося підвищенням кількості опадів і зменшенням частоти посух.

В огляді Лема (1973) було відзначено, що на початку 70- х років мали понад 20 прогнози змін клімату, які всі пророкували продовження похолодання протягом найближчих десятиліть. Однак він указав, що ці прогнози не мали достатнього наукового обґрунтування. Усього через два роки після публікації зазначеної роботи Лем одержав перші дані, що свідчать про можливу зміну клімату убік потепління. Ці дані характеризують термічний режим на півночі Атлантичного океану, де в районі Гренландського й Норвежського морів, починаючи із зими 1970-71 р., що раніше переважала тенденція до спаду температури змінилася тенденцією до потепління. Припущення про те, що з початку 70- х років процес похолодання змінився потеплінням було висловлено також у роботі Виллета на підставі аналізу даних спостережень за температурою повітря. Дані, наведені в роботах Виллета й Лема, указали на необхідність детального вивчення зміни клімату, що відбувався в останні роки.

У дослідженнях цього питання (Борзенкова й ін., 1976; Будико, Вінников, 1976) дані про зміну середньої температури повітря в земної поверхні були доповнені матеріалами за інтервал часу до 1975 р.

На мал. 4.8 представлений віковий хід аномалій температури повітря на більшій частині північної півкулі (до півночі від 17,5° с. ш.) (крива 1). Дані піддані п'ятирічному ковзний осереднению[14, c. 107-109].

Аналіз середніх річних значень температури показує, що протягом останнього років тенденція зміни температури північної півкулі змінила свій знак і після повільного зниження температури, що закінчились у середині 60- х років, спостерігається ріст температури, що прискорився наприкінці 60- х — початку 70- х років. Оцінка швидкості росту температури за 1964-1975 р. дала величину 0,3 оC за 10 років.

Надалі К. Я. Вінников і H. П. Ковинева використовували дані спостережень за температурою повітря до 1977 р., причому вони внесли деякі уточнення в матеріали для більше раннього часу, використані при визначенні тенденції зміни температури. Вони знайшли, що для періоду 1964-1977 р. величина 0 дорівнює 0,2°С/10 років.

Сформулюємо висновок, що випливає з матеріалів цього розділу, про причини сучасної зміни клімату.

Потепління, що досягло максимуму в 30- х роках, очевидно, пояснювалося збільшенням прозорості стратосфери, що підвищили потік сонячної радіації, що надходить у тропосферу (метеорологічну сонячну постійну). Це привело до зростання середньої планетарної температури повітря в земної поверхні.

Зміни температури повітря на різних широтах і в різні сезони залежало від оптичної товщини стратосферного аерозолю й від переміщення границі морських полярних льодів. Обумовлене потеплінням відступ морських арктичних льодів привело до додаткового помітного підвищення температури повітря в холодну пору року у високих широтах північної півкулі.

Ці висновки підтверджуються розрахунками, заснованими на використанні моделі термічного режиму атмосфери, результати яких добре погодяться з даними спостережень[18, c. 115-117].

Висновки

Варто вказати, що наведене вище пояснення причин сучасних кліматичних змін ставиться тільки до головних рис цих змін.

Поряд із зазначеними тут загальними закономірностями процесу зміни клімату цей процес характеризувався багатьма особливостями, що ставляться до коливань клімату за більше короткі періоди часу й до коливань клімату в окремих географічних районах. Нам представляється, що такі коливання клімату були обумовлені в основному змінами циркуляції атмосфери й гідросфери, які мали значною мірою випадковий характер.

Цей висновок не виключає можливості певного впливу форми рельєфу на розвиток полярних заледенінь. При сучасному положенні антарктичного материка у високих широтах південної півкулі й при обмеженому зв'язку Північного Льодовитого океану з Атлантичним і Тихим океанами південна полярна зона зовсім не одержує тепла, принесеного морськими течіями, а північна одержує таким шляхом дуже мало тепла (Будико, 1971). Це сприяє розвитку заледенінь у високих широтах, які, збільшуючи альбедо Землі, не-скільки знижують середню температуру повітря в земної поверхні. Таке зниження, однак, як показують наведені вище розрахунки, не перевершує 2°С, що набагато менше зниження температури, що відбулись протягом кайнозойської ери.

Список використаної літератури

1. Алисов Б.П., Дроздов О.А., Рубинштейн Е.С. Курс климатологии / Под ред. Е.С. Рубинштейн: В 2-х ч. – Л.: Гидрометеоиздат, 1952. – С. 280-334.

2. Алисов Б.П., Полтараус Б.В. Климатология. – М.: Изд-во Моск. ун-та, 1974. – С. 234-288.

3. Борисенков Е.П. Климат и деятельность человека. – М.: Наука, 1982. – 134 с.

4. Борзенкова И.И. Изменения климата в кайнозое. – СПб: Гидрометеоиздат, 1992. – 248 с.

5. Брукс К. Климаты прошлого. – М.: ИЛ, 1952. – 358 с.

6. Будыко М.И., Голицын Г.С., Израэль Ю.А. Глобальные климатические катастрофы. – Л.: Гидрометеоиздат, 1986. – 160 с.

7. Веклич М.Ф. Проблемы палеоклиматологии. – Киев: Наук. думка, 1987. – 190 с.

8. Веклич М.Ф., Веклич Ю.М. Деякі глобальні та регіональні закономірності і напрямки розвитку палеоклімату // Український географічний журнал. – 2000. – № 4. – С. 3-12.

9. Волеваха Н.М., Морозов Г.В. Биография климата. – Киев: Наукова думка, 1973. – 86 с.

10. Волощук В.М. та ін. Глобальне потепління і клімат України: регіональні екологічні та соціально-економічні аспекти. – К.: Видавничо-поліграфічний центр "Київський університет", 2002. – 117 с.

11. Дроздов О.А., Арапов П.П., Лугина К.М., Мосолова Г.И. Некоторые аспекты взаимодействия естественных и антропогенных изменений климата // Український географічний журнал. – 2000. – № 3. – С. 54-59.

12. Зубаков В.А., Борзенкова И.И. Палеоклиматы позднего кайнозоя. – Л.: Гидрометеоиздат, 1983. – 216 с.

13. Изменение климатов и ландшафтов за последние 65 млн лет. – М.: Геос, 1999. – 378 с.

14. Изменение климата – Заявление о современном состоянии знаний и приоритетных направлениях исследований // Бюллетень ВМО. – 1990. – Т. 39. – № 1. – С. 51-57.

15. Израэль Ю.А., Груза Г.В., Катцов В.М., Мелешко В.П. Изменения глобального климата. Роль антропогенных воздействий // Метеорология и гидрология. – 2001. – № 5. – С. 5-21.

16. Климатология: Учебник / Дроздов О.А., Васильев В.А., Кобышева Н.В., Раевский А.Н., Смекалова Л.К., Школьный Е.П. – Л.: Гидрометеоиздат, 1989. – С. 488-557.

17. Кобышева Н.В., Костин С.И., Струнников Э.А. Климатология. – Л.: Гидрометеоиздат, 1980. – С. 107-118.

18. Костин С.И., Покровская Т.В. Климатология. – Л.: Гидрометеоиздат, 1961. – С. 113-122.

19. Мороз С.А. Історія біосфери Землі: У 2 кн. Кн. 1. Теоретико-методологічні засади пізнання. Навч. посібник. – К.: Заповіт, 1996. – 440 с.

20. Мороз С.А. Історія біосфери Землі: У 2 кн. Кн. 2. Геолого-палеонтологічний життєпис. Навч. посібник. – К.: Заповіт, 1996. – 422 с.

21. Современное состояние и тенденции изменения мирового климата // Бюллетень ВМО. – 1990. – Т. 39. – № 1. – С. 40-44.

22. Шварцбах М. Климаты прошлого. – М.: ИЛ, 1955. – 284 с.

23. Щербань М.І. Зміна клімату Землі. – К.: Знання, 1978. – 46 с.