солнечной постоянной).
По изложенным причинам в дальнейшем будут рассматриваться лишь факторы, не связанные с какими-либо изменениями в светимости Солнца. Представляется, что из таковых наиболее медленные изменения климата могли создаваться геохимической эволюцией гидросферы и атмосферы, а также приливной эволюцией системы Земля-Луна.
В главе 5 отмечалось, что температура на Земле, по-видимому, всегда оставалась в среднем в пределах существования жидкой воды. В течение истории Земли масса гидросферы росла со временем (см. кривую 2 на рис. 18), но для климата важнее не масса, а относительная площадь Мирового океана - чем она больше, тем более мягким («морским») будет климат на Земле в целом, т. е. тем меньше будет размах широтных изменений температуры воздуха и ее суточных, синоптических и годичных колебаний (яркой иллюстрацией разницы между морским и континентальным климатом может служить приводимая на рис. 64 карта амплитуд годичных колебаний температуры воздуха - эти амплитуды столь малы на океанах и столь велики на континентах, за исключением тропических лесов, что по изолиниям этих амплитуд в умеренных и высоких широтах можно восстановить положение континентов без указания на карте их береговой линии).
Рис. 64. Изолинии амплитуд годичных колебаний температуры воздуха на земном шаре.
Согласно данным главы 5, в катархее и архее площадь Мирового океана возрастала, а в нижнем протерозое менялась мало; затем она могла колебаться, так как параллельно с ростом массы гидросферы нарастала и континентальная кора; в фанерозое в среднем происходила регрессия моря, см. рис. 35 (так что океаны росли лишь в глубину). Таким образом, континенталъность климата в течение первых 2 млрд лет существования Земли уменьшалась, в нижнем протерозое менялась мало, в среднем и верхнем протерозое, возможно, колебалась, а в фанерозое нарастала (хотя и не монотонно, а с максимумами в теократические эпохи D1, Р-Т и N).
Из характеристик атмосферы для формирования климата важна, во-первых, суммарная масса атмосферы М, определяющая как ее механическую и тепловую инерцию, так и ее возможности как теплоносителя, способного переносить тепло от нагретых областей к охлажденным и тем самым частично выравнивать горизонтальные разности температур. Согласно теории подобия для циркуляции планетных атмосфер, созданной в последние годы крупным советским специалистом по гидрофизической гидродинамике Г. С. Голицыным [55], при не очень малой массе атмосферы (скажем, не менее одной тысячной современной) средние скорости ветра в ее нижних слоях и типичные горизонтальные разности температур (в том чирле средняя разность темцератур между экватором и полюсами) зависят от М по закону 1/(M)1/2. По этой причине на ранних стадиях формирования атмосферы, когда ее масса была, скажем, в 100 раз меньше современной (и была в этом смысле похожа на сегодняшнюю атмосферу Марса), скорости ветра в ней и разности температур между экватором и полюсами были вдесятеро больше современных, т. е. ветры были очень сильными, и на полюсах было очень холодно.
С точки зрения эволюции климата история земной атмосферы представляется, как история масс четырех ее составных частей: во-первых, азота (или основных азотсодержащих газов, таких как аммиак NH3, окислением которых образовался азот) и кислорода и, во-вторых, основных ТАП, прежде всего тех, которые создают парниковый эффект, т. е., главным образом, водяного пара и углекислого газа. Выделение из мантии азотсодержащих газов происходило, по-видимому, в темпе, задаваемом основной эволюционной кривой х(t) (см. главу 4); точнее, вероятно, надо считать, что скорость относительного уменьшения мантийной концентрации этих газов пропорциональна dx/dt (к получающемуся отсюда закону роста массы азотсодержащих газов в атмосфере надо вносить поправки - одну на изъятие водорода из NH3 с начала окисления аммиака и другую на изъятие части азота из атмосферы при синтезе живого вещества и захоронении органических остатков; обе поправки, по-видимому, невелики). История образования кислорода в атмосфере была изложена в главе 5.
Как указывалось в главе 2, сейчас в атмосфере содержится около 0.23% водяного пара и 0.03% СO2. Значительное увеличение их масс привело бы к усилению парникового эффекта и, следовательно, к повышению температуры воздуха в нижних слоях атмосферы (напомним, что вследствие сильнейшего парникового эффекта в мощной углекислой атмосфере Венеры с давлением СO2 у ее поверхности около 90 атм. температура у поверхности планеты достигает +470° С). Масса углекислого газа в атмосфере регулируется его растворением в морской воде, где, начиная с нижнего протерозоя, действует «буфер» карбонат-бикарбонатного равновесия (см. выше с. 21 и 64) и происходит изъятие СO2 путем образования карбонатных осадков и других углеродсодержащих пород. Как отмечалось в главе 5, суммарное изъятие СO2 в одних только карбонатных осадках А. Б. Ронов и А. А. Ярошевский оценивают огромной цифрой - в 70 раз больше всей современной массы атмосферы. Очевидно, такого же порядка было и выделение СO2 (или углеродсодержащих газов, окислением которых образовался углекислый газ) при вулканических извержениях, а содержание СO2 в атмосфере было малой разностью этих двух больших величин и потому, вероятно, могло испытывать значительные колебания.
Масса водяного пара имеет положительную обратную связь с парниковым эффектом, так как насыщающая концентрация водяного пара растет с повышением температуры: чем больше в атмосфере водяного пара, тем сильнее парниковый эффект, выше температура, и поэтому больше допустимое, т. е. насыщающее, содержание водяного пара. Сколько-нибудь определенных расчетов изменений в течение истории Земли масс водяного пара и углекислого газа в атмосфере пока нет, так что возможность соответствующих изменений климата (прежде всего температуры воздуха) еще не исключена. Однако палеонтологические данные, убедительно демонстрирующие непрерывность развития жизни, свидетельствуют о том, что никаких климатических катастроф на Земле не происходило.
Перейдем теперь к возможным климатическим последствиям приливной эволюции системы Земля-Луна. Эту систему можно рассматривать, как сложный волчок, состоящий из двух тел, вращающихся вокруг своих осей и обращающихся вокруг общего центра тяжести (все эти вращения имеют одинаковое направление: если смотреть со стороны Полярной звезды, то против часовой стрелки). Чтобы упростить описание этой системы, пренебрежем воздействием на нее со стороны других небесных тел (ниже нам потребуется упомянуть лишь некоторую поправку на приливное воздействие Солнца). Тогда суммарный момент количества движения всех указанных вращений не будет изменяться со временем. Приближенно (но с высокой точностью) можно считать, что постоянна векторная сумма моментов количества движения собственного вращения Земли и орбитального движения Луны.
Если бы в теле Земли не было никакого трения, то приливные горбы, образующиеся на поверхности Земли из-за притяжения Луны, были бы направлены точно по линии, соединяющей центры этих тел. Но из-за трения они увлекаются вращением Земли, много более быстрым, чем угловое движение Луны по орбите, так что их ось образует с линией центров Земля-Луна некоторый угол запаздывания 8 (и в каждой точке Земли максимальный прилив наступает позже момента наибольшей высоты Луны на небе). Ближний к Луне приливный горб притягивается ею сильнее, чем дальний, и это создает на Земле момент сил, стремящийся повернуть ее противоположно ее собственному вращению. Вращение Земли должно замедляться, так что ее собственный момент количества движения должен уменьшаться. Тогда, значит, момент количества движения Луны должен увеличиваться. Но из третьего закона Кеплера вытекает, что момент количества движения планеты на орбите пропорционален квадратному корню из среднего радиуса орбиты (или кубическому корню из периода обращения планеты). Следовательно, Луна должна отходить от Земли (и ее угловое движение на орбите должно замедляться).
Расчеты показали, что из-за приливного трения вращение Земли замедляется так, что продолжительность суток увеличивается на 0.0017 сек. за столетие. Из-за этого крошечного прироста за тысячелетия набегает уже весьма заметная разница. Так, средняя за последние 20 столетий продолжительность суток была на 0.017 сек. меньше современных, и, следовательно, за эти 2000 лет набежала разница в 0.017·365·2000 сек. ≈ 3.5 часа. Значит, если мы рассчитаем время какого-либо солнечного затмения, происходившего 2000 лет тому назад, пользуясь сегодняшней продолжительностью суток, то ошибемся против истинного времени затмения на 3.5 часа. За это время Земля поворачивается на 52. °5 по долготе - столь большой будет наша ошибка в определении места наблюдения данного затмения. Этот расчет показывает, что одного только свидетельства древнего историка о наблюдении солнечного затмения в таком-то году в том или ином пункте, скажем, в древней Греции или в Вавилоне, может быть достаточно для довольно точной оценки приливного замедления вращения Земли. Получающиеся таким способом оценки (см. книгу У. Манка и Г. Макдональда [8], а также главу 5 книги [9]) оказываются очень близкими к приведенной выше цифре 0.0017 сек. за столетие (фактически такие оценки оказываются чуть меньше, и эта разница может быть отнесена на счет небольшого роста момента инерции Земли за последние 2000 лет из-за понижения уровня моря на 2 м вследствие роста льдов в результате похолодания климата после климатического оптимума).
Дж. Уэллс (1963 г.) нашел еще один способ эмпирической оценки приливного замедления вращения Земли - по обнаруженным им на разрезах некоторых ископаемых кораллов микроскопическим годичным и суточным кольцам роста, позволяющим подсчитывать число дней в году в соответствующую геологическую эпоху. Согласно астрономическим теориям устойчивости планетных движений, длину года можно считать практически неизменной. Поэтому, например, полученная по кораллам среднего девона, возраст которых около 380 млн. лет, цифра 400 дней в году означает, что продолжительность суток в ту эпоху составляла 21.7 часа. Эти оценки очень неплохо согласуются с приведенными выше.