Углерод — одиннадцатый по распространенности химический элемент земной коры. Больше всего углерода содержится в литосфере — по различным оценкам от 20 до 100·10¹⁵ т. В Мировом океане его примерно в 1000 раз меньше (35–43·10¹² т), но, в отличие от литосферного, углерод в Мировом океане очень подвижен и участвует во многих биологических и химических процессах. В воде он входит в состав растворенных органических соединений, живых организмов и содержится во взвеси пород, смытых или перенесенных ветром с суши (терригенных). Но основная масса углерода в Мировом океане находится в виде, ионов угольной кислоты (H₂CO₃) и растворенного углекислого газа (CO₂). Содержание остальных растворимых неорганических соединений углерода пренебрежимо мало, поэтому, когда говорят о суммарном (общем) неорганическом растворенном углероде (C_tot), то имеют в виду сумму солей угольной кислоты (сама угольная кислота в недиссоциированном виде практически отсутствует) и CO₂

(C_tot = CO₂ + [H₂CO₃] + [HCO₃^-] + [CO₃^2-]).

Соли угольной кислоты, растворенный CO₂ во взаимодействии с углекислым газом атмосферы и малорастворимыми карбонатами в осадках и во взвеси образуют карбонатную систему вод, которую можно описать системой уравнений обратимых реакций:

CO_2 (газ) ↔ CO₂ (раств.) + H₂O ↔ H₂CO₃ ↔ H⁺ + HCO₃^- ↔ H⁺ + CO₃^-2 ↔ CO₃^-2 + (Ca²⁺ или Mg²⁺) ↔ CaCO₃ (тверд.)  ↓ или MgCO₃ (тверд.) ↓ (рис. 1);

Карбонатная система — одна из самых сложных и важных равновесных химических систем вод, она позволяет проследить движение неорганического углерода от границы вода—атмосфера, через всю водную толщу до твердых осадков. Ее элементы: карбонат и бикарбонат ионы, углекислый газ чутко реагируют практически на любые колебания биохимических и физических параметров среды. Изменение температуры, солености воды, освещенности, активности фотосинтетической деятельности планктона приводит к изменению как общего количества растворенного неорганического углерода, так и соотношения между его формами. Естественно, что на протяжении истории Земли карбонатное равновесие вод Мирового океана претерпевало, и будет претерпевать значительные изменения, которые могут подчиняться определенной ритмике природных процессов, или быть в той или иной степени случайными, то есть непериодическими.

Состояние карбонатного равновесия определяет многие важные параметры водной среды, например, растворимость карбоната кальция, от которой зависит существование многих массовых видов фитопланктона. Но самый важный параметр среды, который контролирует карбонатная система, это величина рН раствора. От нее зависит растворимость различных металлов и, следовательно, доступность их для водных организмов. Отечественный палеонтолог академик Михаил Александрович Федонкин полагает, что уменьшение растворимости металлов, вызванное ростом рН воды, привело к тому, что извлекать металлы (необходимые для многих ферментов) для существовавших тогда одноклеточных организмов стало труднее. Это «сужение геохимического базиса жизни» способствовало специализации клеток и повлияло на появление многоклеточных организмов [1][1]Федонкин М.А. Сужение геохимического базиса жизни и эвкариотизация биосферы: причинная связь // Палеонтологический журнал. 2003. № 6. С. 1–8. Глобальные изменения величины рН могли быть причиной массового осаждения металлов из вод Мирового океана, что, по мнению профессора Олега Георгиевича Сорохтина, и привело к образованию практически всех крупных рудных месторождений [2][2]Сорохтин О.Г., Ушаков С.А., Сорохтин Н.О. Возможная природа уникальной металлогенетической эпохи раннего протерозоя // Известия секции наук о Земле Российской академии естественных наук. 1998. № 1. С.23–37.

В середине ХХ века советский географ академик Константин Константинович Марков показал, что изменения содержания СО₂ и средней глобальной температуры поверхности Земли тесно связаны и взаимно инициализируют друг друга [3][3]Марков К.К. Палеогеография (историческое землеведение). Издание второе. М.: Изд-во МГУ. 1960. 268 с. При повышении температуры верхний слой океана прогревается, что приводит к уменьшению растворимости газов и усиливается поток СО₂ из океана в атмосферу. В высоких широтах начинается активное разрушение берегов, сложенных мерзлотными породами и деградация мерзлоты (термоабразия). В результате значительное количество углерода, захороненного в холодные эпохи, поступает в океанские воды и в атмосферу. Потепление сопровождается повышением влажности воздуха и увеличением площади болот, которые выделяют углекислый газ и метан. Рост содержания СО₂, метана и водяного пара в атмосфере усиливает парниковый эффект и вызывает дальнейшее повышение температуры. Увеличение температуры, в свою очередь, вызывает уменьшение растворимости СО₂ в океане и т.д. смотри начало абзаца (рис. 1).

Механизм положительных обратных связей работает и при похолодании климата. Небольшое понижение средней температуры поверхностного слоя атмосферы вод вызывает увеличение растворимости СО₂ и Мировой океан связывает в своих водах большее количество углекислого газа. В результате часть СО₂ воздуха поглощают воды. Уменьшение содержания СО₂ и влажности нижних слоев атмосферы приводит к увеличению эффективного излучения Земли (разности земного излучения и противоизлучения атмосферы) и дальнейшему похолоданию. Свой вклад вносит и увеличение площади ледников и снегового покрова, что усиливает отражающую способность земной поверхности и приводит к ее выхолаживанию. Понижение температуры вызывает увеличение растворимости СО₂ в водах океана и т.д. (рис. 2).

Таким образом, и повышение, и понижение глобальной температуры носят саморазвивающийся характер (эффект домино). Некоторые исследователи весьма этим озабочены и строят апокалипсические сценарии неудержимого глобального потепления и всемирного потопа, другие же предсказывают глобальное оледенение.

В дискуссиях «СО₂ и климат» часто обсуждают, что первично: увеличение уровня содержания диоксида углерода в системе океан–атмосфера или изменение глобальной температуры земной поверхности. Но эта проблема, скорее всего, относится к категории философских, подобно дискуссии о первичности яйца или курицы. Гораздо важнее понять, почему потепление сменяет похолодание и наоборот. К сожалению, на этот вопрос ответа пока нет. Возможно, на смену климата влияют изменения орбитальных характеристик Земли, изменения глобальной циркуляции Мирового океана и его уровня или другие процессы. Самый актуальный вопрос — что же произойдет с климатом в обозримом и более отдаленном будущем. Я считаю, что на современном уровне знаний вполне возможно делать прогноз изменений в системе «океан-атмосфера», исследуя естественные ритмы природных процессов в геологическом прошлом. Как говорилось выше, на состоянии карбонатной системы (так называемое «карбонатное равновесие») отражаются все изменения окружающей среды. Естественно, что на всей истории Земли карбонатное равновесие вод Мирового океана претерпевало значительные изменения в виде долговременных трендов, циклических изменений и случайных вариаций, и следы этих изменений остаются в геологической и палеонтологической летописи Земли, например, в донных осадках. Сделать прогнозы изменения климатических условий Земли можно, изучая закономерности естественной изменчивости карбонатного равновесия различных временных масштабов.

Карбонатная система хорошо изучена, это наиболее «математизированная» из химических равновесных систем природных вод. Математический аппарат термодинамической теории карбонатного равновесия создан в середине прошлого века и совершенствуется до настоящего времени. Это дает большие возможности для моделирования процессов на химическом уровне, применения ретроанализа и прогностических расчетов.

Задача палеореконструкции заключается в том, чтобы, используя математический аппарат теории карбонатного равновесия и различные палеогеографические данные, подобрать такой сценарий изменений карбонатной системы вод Мирового океана, который не противоречит, во-первых, теории карбонатного равновесия, во-вторых, известным изменениям в прошлом Земли [4][4]Маккавеев П.Н. Изменения карбонатного равновесия вод Мирового океана в прошлом. Проблемы зарождения и эволюции биосферы / ред. акад. Э.М. Галимов. М.: КРАСАНД. 2013. С. 581–596.

Расчеты основаны на следующих положениях:

1. На границе раздела океана и атмосферы существует равновесие по газовому составу воды и воздуха, т.е. наблюдается равенство парциального давления газа в двух средах pCO₂(вода) = pCO₂(атм.). Несомненно, в каждый отдельный момент времени это равновесие будет нарушаться, но, скорость переноса газов на поверхности раздела достаточно высока и за промежуток времени больше нескольких лет или, по крайней мере нескольких сезонов потоки CO₂ между водой уравновешивают парциальное давление между атмосферой и водой.

2. Если рассматривать достаточно длительные интервалы времени (если с гарантией, то сравнимых со временем оборота воды в системе глобальной циркуляции вод океана — около 1000 лет), растворенная двуокись углерода, ионы угольной кислоты и растворенные карбонаты находятся в состоянии динамического равновесия, которое можно описать системой равновесных термодинамических уравнений.

3. Степень насыщения воды карбонатами не может быть слишком низкой или чрезмерно высокой. Если она слишком мала, повышенная агрессивность вод по отношению к карбонатам должна привести к увеличению скорости их растворения и, следовательно, к восстановлению равновесия. С другой стороны, при избытке карбонатов они выпадают в осадок.

4. Со времени появления жизни в океане начинал свою работу «биологический насос». В фотическом слое (в слое, где солнечного света достаточно для фотосинтеза) углерод расходуется на создание нового органического вещества (ОВ). Отмершие организмы и продукты их жизнедеятельности опускаются в нижележащие слои, при этом часть ОВ достигает дна и переходит в осадки, на длительное время выходя из углеродного цикла океана. Но большая часть ОВ успевает окислиться в толще воды, что приводит к формированию вертикального профиля распределения карбонатного углерода — увеличению с глубиной как общего его содержания, так и различных его форм. В первом приближении можно считать, что величина потока углерода и количество углерода, захораниваемого в осадках, будет зависеть от общей биомассы водных организмов.

5. Учитывая, что система океан–атмосфера находится в динамическом равновесии по СО₂, содержание этого газа на поверхности океана определяется по закону Генри (растворимость газа при заданной температуре пропорциональна его давлению над раствором), а общий запас углерода в океане зависит от содержания его на поверхности и массы водной биоты; можно найти функциональную зависимость между общим запасом углерода в океане и в атмосфере.

6. Изменение запаса углерода в системе океан–атмосфера (ΔM_c) зависит, главным образом, от соотношения скоростей дегазации мантии (F_c) и отложения углерода в океанических осадках (D_c), в первом приближении это может быть выражено:

ΔM_c = F_c – D_c = ΔC_oc + ΔC_at - ΔB_oc - ΔB_l;

где: C_oc — суммарный растворенный неорганический углерод в океане, C_at — запас углерода в атмосфере в форме СО₂, B_oc — суммарная биомасса океана (ее величину для последних 500 млн лет можно считать практически постоянной); ΔB_l — скорость утилизации углерода наземными экосистемами (которая может быть значимой только последние 400 млн лет).

Данные о температуре, атмосферном давлении и скорости дегазации мантии, оценки скорости осаждения углерода в морских осадках, реконструкции содержания кальция в воде были взяты из разных работ. Расчеты для четвертичного периода учитывали, кроме того, данные о температуре и содержании CO₂ в атмосфере, полученные при расшифровке антарктических кернов льда.

Я провел расчеты для всей истории существования Мирового океана (3,8 млрд лет), выбрав временной шаг 100 млн лет для архея и протерозоя, 10 млн лет для фанерозоя и 500 лет для четвертичного периода, что зависело от имеющихся данных. Естественно, что применяя различную дискретность по времени, я получил разные составляющие изменчивости карбонатного равновесия.

Результаты первых оценок, выполненные для архейского океана, естественно, очень неопределенные. Слишком мало данных можно найти для этого времени. Принято считать, что в раннем архее могли образоваться только мелководные бассейны морского типа со средними глубинами меньше 200 м, которые располагались в экваториальном и тропическом поясах. В позднем архее, около 3 млрд лет назад, океан распространился на умеренные и приполярные широты, примерно тогда же могли появиться относительно глубоководные океанические впадины. В раннем протерозое глубина Мирового океана значительно возросла и, по-видимому, в это же время появилась и стратификация океана, сходная с современной: верхний перемешанный слой толщиной порядка десятков и первых сотен метров, слой основного пикно- и термоклина и глубоководная часть [5][5]Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Развитие Земли. М.: Изд-во МГУ. 2002. 560 с.

На рисунке 3 показан диапазон наиболее вероятных значений величин рН и содержания растворенного неорганического углерода (С_tot) в поверхностных водах океана. Наиболее масштабные изменения в состоянии карбонатного равновесия проходили первые 1,5 млрд лет истории Земли. Величина рН вод первичной гидросферы была около 6,5–7,5 ед. и снижалась до середины архейского времени почти до 5 ед. Более низкие величины рН исключали бы возможность происходившего в то время образования твердых карбонатов [6][6]Маккавеев П.Н., Сорохтин О.Г. Опыт реконструкции карбонатного равновесия древнего океана // Океанология. 2005. Т. 45. № 3. С. 374–380

В период с 3.9–3.7 млрд лет назад величина С_tot в океане возросла до своего абсолютного максимума — 1440–2160 мг/л (в пересчете на углерод). Последующее 3.6 млрд лет назад падение величины С_tot почти в 2 раза (до 900–1400 мг/л) можно объяснить общим похолоданием во время раннеархейского оледенения. Второй максимум содержания С_tot приходится на середину архея, около 3.4 млрд лет назад, когда уровень Мирового океана перекрыл гребни срединно-океанических хребтов. На это время приходятся и низкие величины рН вод (5–6 ед.). Продукты дегазации и, главное, углекислый газ, стали поступать непосредственно в воду. Это привело к снижению темпов роста уровня СО₂ в атмосфере, за счет связывания ее части в карбонат- и бикарбонат-ионы.

Последующее снижение содержания С_tot и повышение величины рН совпадает со среднеархейским высокогорным оледенением 2,9 млрд лет назад. Последнее значительное увеличение содержания С_tot (600–1200 мг/л) пришлось на период 2,6 млрд лет назад, в то же время величина рН падает до значений, минимальных за всю  Земли — 4.90–5.70 (среднее 5.30) ед.

Практически во все архейское время океан накапливал растворенный углерод. Если величина С_tot и могла снижаться в отдельные периоды времени, то общий запас неуклонно возрастал до 2,6 млрд лет назад, когда на самой границе архея и протерозоя произошла мощная разгрузка океана от углерода, сопровождавшаяся и резким падением содержания CO₂ в атмосфере. За относительно краткий в геологическом масштабе период общий запас растворенного углерода в океане упал практически на порядок (с 300·10¹⁸ г и более до 10–45·10¹⁸ г). Уменьшается и величина С_tot (с 600–1200 мг/л до 25–120 мг/литр), а величина рН увеличивается до 6–7 ед. Климатической реакцией на это событие (или причиной таких изменений) могло быть развитие Гуронского ледникового покрова, на сформировавшемся тогда суперконтиненте — Моногея [7][7]Сорохтин Н.О., Сорохтин О.Г. Высота стояния континентов в геологической истории Земли // Докл. РАН. 1997. Т. 354. №2. С. 234–237.

Начиная с 2,6 млрд лет назад до настоящего времени содержание растворенного карбонатного углерода и СО₂ в водах неуклонно снижается. Это можно рассматривать как наиболее долгопериодную составляющую изменения карбонатного равновесия Мирового океана, на которую накладывались другие процессы меньшего масштаба времени, которые удалось проследить для последующих эпох.

Считается, что в венде и кембрии, трофическая цепь в океане приобретает современный облик. В начале фанерозоя (приблизительно 400 млн лет назад) жизнь выходит на сушу, и с тех пор появляется новая составляющая баланса углерода — связывание его наземными экосистемами. Одно из проявлений этого процесса — образование углей. А в океане в начале фанерозоя появляются животные с известковым скелетом, до этого морские организмы строили свой скелет в основном из хитина и кремнезема [8][8]Проблемы зарождения и эволюции биосферы / ред. Галимов Э.М. М.: Книжный дом «ЛИБРОКОМ», 2008. 552 с.

Существующие палеореконструкции химического состава атмосферы показывают, что величина парциального давления СО₂ в атмосфере и в поверхностных водах могла достигать в отдельные периоды фанерозоя 3000–7000 млн^-1 атм, а порой снижаться практически до современных величин (рис. 4). Начало фанерозоя отмечено значительным падением как рСО₂ так и С_tot, проходящем на фоне конца позднерифейской эры оледенений. Наиболее низкие значения этих величин приходились, на первую половину кембрия. Затем проходило накопление углерода в атмосфере и в океане. Максимальные величины рСО₂ и С_tot приходились на границу силура и девона (примерно 400 млн лет назад) и на конец триаса или его границу с юрой (примерно 200 млн лет назад), а минимальные — на середину карбона и на начало современного времени.

Значительные изменения содержания СО₂ в атмосфере (от 300–500 до 3000–7000 млн^-1 атм.) и С_tot (от 21–26 до 140–300 мг/л) в меньшей степени отражались на окислительно-восстановительной реакции вод Мирового океана. Следовательно, в это время карбонатная система океана обладала уже большей буферной емкостью. Это позволяло океану поддерживать стабильность окислительно-восстановительных свойств и, соответственно, наиболее благоприятных условий для развития водной биоты.

Условия карбонатного равновесия океана в фанерозое менялись с периодом 150–200 млн лет, что близко к периодичности тектонико-магматических эпох [9][9]Монин А.С., Шишков Ю.А. История климата. Л.: Гидрометеоиздат, 1979. 407 с. Возможно, изменения содержания углерода в океане связаны с ритмами циклов конвекции вещества в мантии Земли. Такой же порядок имеют и оценки времени возврата захороненного в донных осадках углерода в систему океан–атмосфера (160–180 млн лет).

Наибольший интерес для понимания современных климатических изменений представляют расчеты, выполненные для эпохи плейстоцена. Мировой океан в четвертичное время практически полностью имел современные черты [10][10]Богданов Ю.А. и др. Происхождение и развитие океана. М.: Мысль, 1978, 160 с. Объем вод и средняя глубина немного колебались, главным образом, из-за связывания части воды в ледниковых шапках и мерзлотных породах. Расчеты показали, что за этот временной интервал периоды с высокими величинами рН поверхностных вод и низким содержанием СО₂ хорошо соотносятся со стадиями покровных оледенений для европейской территории (рис. 5). Средняя величина рН поверхностных вод менялась от 8,02 ед. в теплые периоды до 8,23 ед. в эпохи похолодания. Если принимать во внимание весь диапазон возможных изменений, обеспечивающий достаточную степень насыщенности вод карбонатами кальция и магния, то величина рН в поверхностных водах могла колебаться от 7,95 до 8,32 ед. Изменения величины рСО₂ для поверхностных вод составляли от 274 до 448 млн^-1 атм. в холодные и теплые эпохи, соответственно. Содержание C_tot за этот период могло меняться от 20 до 40 мг/л, а изменение общего запаса углерода в водах Мирового океана — от 30 до 40·10¹⁸ г.

Видно, что за последние 400 тыс. лет тенденции в изменении величин рН и рСО₂ меняли свою направленность (понижение/повышение) несколько раз. Смена проходила с периодом, близким к 90–100 тыс. лет. На фоне этих периодических изменений величин рН и рСО₂, наблюдаются многочисленные неравномерные осцилляции, величина которых для рСО₂, как правило, не превышает естественные изменения содержания СО₂ в атмосфере, наблюдаемые в настоящее время (например сезонные изменения, связанные с ритмами развития растений и изменения температуры).

После амплитудно-частотного анализа результатов палеореконструкции кислотно-восстановительных условий проявились циклы с периодом около 92, 40 и 20–30 тыс. лет (рис. 6). Циклы 96 и 40 тыс. лет в ряду других выделил В.А. Большаков [11][11]Большаков В.А. Новая концепция орбитальной теории палеоклимата. Москва: Изд-во МГУ, 2003. 256 с. как результирующие циклы воздействия эксцентриситета орбиты, прецессии и угла наклона земной оси. С учетом точности модельных расчетов с этими циклами можно соотнести выделенные циклы 93 и 39,6 тыс. лет.

Уже с середины фанерозоя величина рН поверхностных вод менялась, не столь сильно как в предыдущие эпохи. В этом проявлялась роль карбонатного равновесия как буферной системы, ответственной за поддержание стабильных кислотно-восстановительных условий вод. Возможно, с буферностью системы связано и то обстоятельство, что цикличность изменения C_tot в поверхностных водах за время плейстоцена выражена более отчетливо, чем для величин рН и pCO₂. Цикл в 92 тыс лет отчетливо проявляется для всех составляющих карбонатного равновесия. Второй по продолжительности цикл, около 40 тыс. лет, выражен несколько слабее для величин рН и pCO₂. Остальные циклы с периодами 23, 13, 11 и 9 тыс. лет заметны в основном только для величины C_tot. Поскольку растворение или осаждение карбонатного углерода и переход компонентов карбонатной системы из одной формы в другую — это основные механизмы, позволяющие поддерживать стабильность кислотно-восстановительных условий вод, именно содержание растворенного неорганического углерода и должно в большей степени реагировать на климатические изменения.

Интересно, что изменение величин рН и рСО₂ было несимметрично во времени: рост содержания СО₂ в поверхностных водах (следовательно, и в атмосфере) и падение величины рН проходили за относительно короткий промежуток времени, обратный же процесс был достаточно длительным. Наиболее выраженный 90–100 тысячелетний цикл можно разбить на следующие стадии: фаза роста содержания СО₂ — около 20 тыс. лет; фаза падения СО₂ — около 70–80 тыс. лет. Примерно такое же соотношение фаз роста и падения содержания СО₂ наблюдается и для более короткопериодной составляющей, 20–30 тыс. лет. Эта асимметрия хорошо соотносится с палеогляциологическими данными. Считается, что после максимального распространения последнего европейского покровного оледенения (20–25 тыс. лет назад) таяние ледников проходило во времени неравномерно, но очень быстро: от 190–200 м в год на начальной стадии деградации до 400–500 м в год на поздних стадиях, что значительно превышало скорость его наступления [12][12]Чеботарева Н.С. Общие закономерности деградации валдайского оледенения. В кн.: Последний ледниковый покров на северо-западе Европейской части СССР. Ред. И.П. Герасимов. М.: Наука. 1969. С. 276–299.

По крайней мере, последние 400 тыс. лет эпохи с теплым и холодным климатом неоднократно сменяли друг друга, что отражалось и на состоянии карбонатного равновесия Мирового океана. На фоне изменений в десятки и сотни тысяч лет проходили изменения более мелких масштабов, вызванные особенностями переноса вещества в системе «океан–атмосфера» (глобальная циркуляция океана и атмосферы), циклами развития водной биоты, биохимическими процессами синтеза и распада органического вещества, синоптическими процессами и, наконец, химической перестройкой карбонатного равновесия.

Расчеты показывают, что мы сейчас находимся на самом пике роста СО₂. Если раньше климатологи предсказывали безудержный рост температуры поверхности Земли, вызванный ростом СО₂, сейчас все большее количество исследователей склоняется к мысли, что в ближайшие десятилетия (или столетия) нас ожидает похолодание и снижение уровня СО₂ в атмосфере и гидросфере, а в отдаленном будущем новая ледниковая эпоха. Резкое изменение содержания парниковых газов в атмосфере может при благоприятных условиях вызвать увеличение глобальной температуры, но оно будет носить кратковременный (с геологической точки зрения) характер. Расчет орбитальных составляющих изменения климата для ближайших 100 тыс. лет показывает, что если не принимать во внимание антропогенное воздействие (которое могут несколько преувеличивать), нас ожидает новая ледниковая эра с двумя стадиями оледенения через 20–21 и 59–60 тыс. лет [13][13]Большаков В.А. Новая концепция орбитальной теории палеоклимата. Москва: Изд-во МГУ, 2003. 256 с. Это совпадает и с результатами анализа естественных циклов изменения кислотно-восстановительных условий вод океана.

Если рассматривать изменения с более короткими временными интервалами (сотни и первые тысячи лет), то за последние 2000 лет Европа (возможно, и весь остальной мир) пережила три климатических эпохи: малый климатический оптимум VIII–XII вв., малый ледниковый период XIII–XVIII вв. и потепление, которое продолжается в настоящее время. Советские ученые геофизик Е.П. Борисенков и историк В.М. Пасецкий, проанализировав летописные источники более чем за 1000 лет, показали, что при переходе от одной климатической эпохе к другой значительно возрастает количество метеорологических экстремумов [14][14]Борисенков Е.П., Пасецкий В.М. Тысячелетняя летопись необычных явлений природы. М.: Мысль. 1988. 522 с. Смены холодных и теплых эпох происходят не постепенно год от года, а выражаются «в увеличении необычайных природных явлений, в усилении межсезонной изменчивости, в длительности группировок особо опасных метеорологических явлений». С этим эффектом можно связать (с поправкой на временные масштабы) увеличение осцилляций величин рН и рСО₂ в периоды перехода от теплого к холодному периодам, полученных при моделировании. Этот эффект увеличения «метеорологических экстремумов» мы наблюдаем и в настоящее время. В последние десятилетия в различных частях Земли наблюдаются крупные климатические аномалии, повторяемость которых растет.

В заключение надо сказать, что приведенный сценарий изменения карбонатного равновесия и величины активной реакции (рН) вод Мирового океана имеет вероятностный характер. От расчетов подобного рода не следует ожидать большой точности. Можно сказать, что это один из возможных путей развития химического состава вод океана в геологическом прошлом Земли. Но этот сценарий удовлетворяет основным критериям — он не противоречит ни термодинамической теории карбонатного равновесия, ни известным фактам геологической истории Земли.

Федонкин М.А. Сужение геохимического базиса жизни и эвкариотизация биосферы: причинная связь // Палеонтологический журнал. 2003. № 6. С. 1–8.

Сорохтин О.Г., Ушаков С.А., Сорохтин Н.О. Возможная природа уникальной металлогенетической эпохи раннего протерозоя // Известия секции наук о Земле Российской академии естественных наук. 1998. № 1. С.23–37.

Марков К.К. Палеогеография (историческое землеведение). Издание второе. М.: Изд-во МГУ. 1960. 268 с.

Маккавеев П.Н. Изменения карбонатного равновесия вод Мирового океана в прошлом. Проблемы зарождения и эволюции биосферы / ред. акад. Э.М. Галимов. М.: КРАСАНД. 2013. С. 581–596.

Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Развитие Земли. М.: Изд-во МГУ. 2002. 560 с.

Маккавеев П.Н., Сорохтин О.Г. Опыт реконструкции карбонатного равновесия древнего океана // Океанология. 2005. Т. 45. № 3. С. 374–380.

Сорохтин Н.О., Сорохтин О.Г. Высота стояния континентов в геологической истории Земли // Докл. РАН. 1997. Т. 354. №2. С. 234–237.

Проблемы зарождения и эволюции биосферы / ред. Галимов Э.М. М.: Книжный дом «ЛИБРОКОМ», 2008. 552 с.

Монин А.С., Шишков Ю.А. История климата. Л.: Гидрометеоиздат, 1979. 407 с.

Богданов Ю.А. и др. Происхождение и развитие океана. М.: Мысль, 1978, 160 с.

Большаков В.А. Новая концепция орбитальной теории палеоклимата. М.: Изд-во МГУ, 2003. 256 с.

Чеботарева Н.С. Общие закономерности деградации валдайского оледенения. В кн.: Последний ледниковый покров на северо-западе Европейской части СССР. Ред. И.П. Герасимов. М.: Наука. 1969. С. 276–299.

Большаков В.А. Новая концепция орбитальной теории палеоклимата. М.: Изд-во МГУ, 2003. 256 с.

Борисенков Е.П., Пасецкий В.М. Тысячелетняя летопись необычных явлений природы. М.: Мысль. 1988. 522 с.