7. КЛИМАТИЧЕСКИЕ ПРИЧИНЫ ОЛЕДЕНЕНИЙ ПОЗДНЕГО НЕОПЛЕЙСТОЦЕНА И ГОЛОЦЕНА В ПОЛЯРНЫХ ОБЛАСТЯХ ЗЕМЛИ

7.1. ИЗМЕНЕНИЯ КЛИМАТА АРКТИКИ В ГОЛОЦЕНЕ

Восстановление причин и масштаба изменений оледенения Земли невозможно без выявления колебаний климата на отрезках времени последних сотен тысяч, десятков тысяч и тысяч лет.

Предшествующие исследования [Адаменко и др., 1982; Макеев, Большиянов, 1991] показали, что пространственные и временные колебания климата Арктики на протяжении длительных отрезков времени представляют собой сложную картину. Были выделены три арктические климатические провинции, в которых наступления потеплений и похолоданий происходят более или менее синхронно: Приатлантическая северо-европейская, Азиатская и Канадская провинции. Корреляция долгопериодных колебаний климата между провинциями в указанных работах рассчитана не была.

В этих исследованиях для палеоклиматических построений использовались разнородные данные: поиск климатического сигнала при интерпретации спорово-пыльцевых данных из разрезов четвертичных отложений и палеоклиматические построения, основанные на изучении ледяных кернов из скважин, пробуренных на полярных ледниках. Данных было недостаточно, и они были слабо привязаны к хронологической шкале. Выявленные закономерности показали, что для понимания климатических колебаний прошлого недостаточно оперировать полушариями или широтными поясами, как это делалось предшествующими исследователями. Оказалось, что даже в северной полярной области Земли климатические флуктуации существенно отличаются при переходе из одного сектора в другой.

Настоящее исследование опирается на более значительный объем фактического материала, собранного международным научным сообществом за последнее десятилетие. Эти данные более или менее однородны, т.к. в их основе лежит палеоклиматическая интерпретация только спорово-пыльцевых спектров рыхлых отложений, изученных в различных регионах Арктики [Большиянов и др., 2002].

В настоящее время существуют методы восстановления палеотемператур воздуха по соотношению пыльцы растений различных групп в образцах [Andreev, Klimanov, 2000]. Сознавая сложность интерпретации спорово-пыльцевых спектров отложений Арктики, связанную, главным образом, с эффектом значительного заноса пыльцы растений из умеренных и южных широт в безлесные ландшафты тундр и полярных пустынь, приходится сомневаться в правильности выведения абсолютных палеотемператур воздуха на основе спорово-пыльцевого анализа. С нашей точки зрения, на основании изучения спорово-пыльцевых комплексов отложений можно определить только относительные колебания температур воздуха во время их накопления.

В Арктике главным фактором ограничения развития растительности выступает малое количество тепла в течение вегетационного периода. В голоцене (последние 10 000 лет) изменения влажности не были значительными. В это время и сформировались те арктические ландшафты, основными факторами развития которых являются малое количество тепла и избыток влаги (превышение осадков над испарением). И если избыток влаги является более или менее постоянной характеристикой северной полярной области за последние 10 000 лет, то приход тепла испытывал более значимые для растительности флуктуации. Именно на последнее обстоятельство и реагировала растительность, продвигаясь отдельными группами на север при потеплениях и отступая на юг при похолоданиях. Особенно показательной в этом смысле является миграция границы леса.

Поэтому, фактически представляя в данной работе исследования палеорастительности, мы вкладываем в свои построения палеоклиматический смысл - речь идет об относительных колебаниях летней температуры приземного воздуха.

С другой стороны, понятно, что состав растительности отражает гораздо более обширный комплекс природных факторов, чем только летняя температура воздуха. Поэтому, оперируя в дальнейшем понятием летней палеотемпературы воздуха, мы имеем в виду и более широкое понятие - климатические условия прошлого в целом.

Метод интерпретации спорово-пыльцевых данных субъективен и базируется на соотношениях пыльцы и спор различных групп растений (деревья, кустарники, травы) в каждом из исследованных образцов отложений. На основании заключения палинолога выделяются более и менее благоприятные условия для развития растительности в те отрезки голоцена, возраст которых определен с помощью радиоуглеродного датирования органической части отложений. По нескольким разрезам четвертичных отложений со спорово-пыльцевыми данными, относящимся к каждому из выделенных по географическим признакам секторов Арктики (рис. 39), составлены кривые колебаний условий развития растительности. По нашим представлениям, они отражают температуры воздуха в период развития растительности. Эти кривые относительных колебаний летней температуры воздуха построены по данным палинологов и палеогеографов, в том числе специалистов отдела географии полярных стран ААНИИ [Большиянов, 2000; CAPE project members, 2001], исследовавших каждый из выделенных секторов Арктики. В последующем эти экспертные данные стали предметом статистического анализа для выявления временной структуры наблюденных колебаний. При введении этих данных в компьютер использовалась балльная система. Относительные величины со знаком «+» или «–» были введены в табличной форме и соответствуют периодам потепления или похолодания по сравнению с современными летними температурами воздуха. Величина балла также субъективна и зависит от мнения палинолога: насколько растительность (растительная зона) была продвинута к северу или югу по сравнению с современным ее положением в Арктике. Полученные относительные величины подвергнуты частотному анализу по всем 14 выделенным секторам Арктики с шагом в 100 лет.

Анализ рядов, как и в предшествовавших исследованиях [Макеев, Большиянов, 1991], показал, что время наступления похолоданий или потеплений в различных секторах Арктики существенным образом различается. Наиболее ярко выраженное время климатического оптимума голоцена наступало в Арктике неодновременно, от 10 000 до 4 000 лет назад, что хорошо видно на построенных графиках колебаний летней температуры воздуха (рис. 40).

Для оценки тенденций изменения температурного режима на протяжении всего рассматриваемого периода для всех выделенных секторов методом наименьших квадратов были рассчитаны линейные тренды. Коэффициенты линейных трендов представлены в таблице 5 Приложения.

На основании рассчитанных коэффициентов корреляций относительных палеотемператур воздуха в различных секторах Арктики выделены 2 палеоклиматические провинции: Атлантическая и Сибирско-Канадская.

Из наиболее заметных различий между провинциями необходимо отметить противоположные тенденции в климатическом режиме в начале голоцена. Если в Сибирско-Канадской палеоклиматической провинции в первые 2 тысячелетия голоцена наблюдался климатический оптимум, то в Атлантической провинции он пришелся на время 7-4 тыс. л.н.

Сектор 14 занимает особое место. Он не связан ни с одной из выделенных провинций и имеет хорошо выраженные отрицательные связи с рядом расположенными секторами Гренландии и Исландии. Это означает, что колебания температур воздуха Востока Канадской Арктики, Гренландии и Исландии в течение голоцена происходили в противофазе. Также значимые отрицательные коэффициенты корреляции (уровень значимости 0,20 [Катковник, 1985]) установлены между провинцией 4 (Восточная Фенноскандия) и всеми секторами Сибирско-Канадской климатической провинции. Из рассчитанных данных следует, что почти во всех рассматриваемых секторах Арктики наблюдаются отрицательные линейные тренды, т.е. наблюдается тенденция к понижению летних температур воздуха за период последних 10 000 лет.

Для сектора Восточной Фенноскандии коэффициент линейного тренда положителен, а для Востока Канадской Арктики линейный тренд отсутствует. Характер изменений за рассматриваемый период свидетельствует о влиянии двух групп факторов, внешних по отношению к выделенной климатической системе, обеспечивающих общее понижение температуры воздуха в Арктике, и внутренних, таких, например, как изменение атмосферной циркуляции, следствием чего является различное наступление оптимума голоцена в различных секторах.

Дальнейшие исследования (раздел 7.2) показывают неоднородность изменений климата не только в меридиональном, но и в широтном направлении.

7.2. ИЗМЕНЕНИЯ КЛИМАТА РЕГИОНА МОРЯ ЛАПТЕВЫХ В ГОЛОЦЕНЕ

Результаты вышеприведенных исследований позволили выявить климатические колебания (относительные летние температуры воздуха) в 14 секторах циркумполярной Арктики за последние 10 000 лет и выделить палеоклиматические провинции, в которых сверхдолгосрочные изменения климата происходили однонаправлено. Теперь, на примере одного из регионов Арктики, попытаемся восстановить колебания климата голоцена и следующие за ними изменения оледенения [Большиянов и др., 2001].

Район исследований (рис. 18 Приложения) включает в себя Таймыро-Североземельскую область с причленяющимися с юго-запада северными частями плато Путорана, Север Якутии с Новосибирскими островами и ограничен с запада 86-м, а с востока 142-м меридианами восточной долготы. По широте он расположен между 69° и 81° с.ш. Это Сибирская климатическая область [Атлас Арктики, 1985], которая территориально практически полностью совпадает с Сибирской арктической палеоклиматической провинцией, выделенной на прошлых этапах исследований [Макеев, Большиянов, 1991]. Эта область зимой находится под преимущественным воздействием антициклонической циркуляции. Температуры воздуха в январе от -28 до -30°C. Зато летние температуры в период вегетации растений отличаются значительно - от 0 до 12°C, что и приводит к разделению исследуемой провинции на ботанико-географические и физико-географические зоны и подзоны. Над большей частью территории осадков в течение года выпадает от 200 до 400 мм. И лишь в горах Бырранга, на плато Путорана и над ледниками Северной Земли количество осадков увеличивается до 600-800 мм.

В современном растительном покрове исследуемого района (см. рис. 18 Приложения) выделяют подзону высокоарктических тундр (полярных пустынь), арктических, северных (осоково-моховых), южных (кустарниковых) тундр, зону лесотундры и зону северотаежных лесов [Атлас Арктики, 1985]. В растительном покрове полярных пустынь (средняя температура июля 1-2°C) преобладают мхи и лишайники, роль цветковых растений крайне ограничена. На участках с сомкнутым покровом роль покровообразователей целиком принадлежит споровым растениям (лишайникам, мхам, водорослям) [Юрцев и др., 1978].

В подзоне арктических тундр (средняя температура июля 2-4°C) преобладают травяно-кустарничково-моховые сообщества с доминированием Hylocomium splendens, Tomenthypnum nitens, Salix polaris, Luzula confusa, Alopecurus alpinus, Cochlearia arctica, Papaver polare. Здесь наиболее полно представлен тип растительности моховых сообществ [Чернов, Матвеева, 1979].

Зональная растительность на плакорах в подзоне северных или типичных тундр (средняя температура июля 4-6°С) представлена группой кустарничково-травяно-моховых ассоциаций. Для сообществ этой группы характерно доминирование в моховом покрове Hylocomim splendens, Aulacomnium turgidum и др., а в верхних ярусах - Carex ensifolia, Dryas punctata, Cassiope tetragona, Vaccinium vitis-idaea. Самая характерная и наиболее распространенная - дриадово-осоково-моховая ассоциация, в которой кустарнички представлены Dryas punctata.

Важнейшим признаком, характеризующим подзону южных тундр (средняя температура июля 6-10°C), является наличие на плакорах кустарниковых сообществ. Основные виды кустарников, которые формируют сообщества или содоминируют в кустарниковом ярусе, - Alnaster fruticosa, Betula nana, Salix lanata, S. reptans, S. pulchra. Границы распространения этих видов проходят значительно севернее пределов подзоны. Здесь господствуют гипоарктические виды (Betula nana, B. exilis, Salix phylicifolia, S. lapponum и др., Empetrum hermaphrodium, Ledum decumbens, Arctous alpina, Eriophorum vaginatum и др.) при постоянном участии и высокой ценотической роли бореальных видов (Carex globularis, Vaccinium myrtillus, V. uliginosum, V. vitis-idaea, Alnus fruticosa) [Чернов, Матвеева, 1979].

Лесотундра (средняя температура июля 10-12°C) представлена лиственичными (Larix gmelinii), елово-лиственичными кустарничковыми (Empetrum nigrum, Dryas punctata, Ledum palustre, Vaccinium vitisedaea), лишайниковыми (Cladonia rangiferina, C. sylvatica, Cetraria cucullata, C. nivalis) и моховыми (Pleurozium schreberi, Hylocomium splendens, Pfilidium ciliare) предтундровыми редколесьями в сочетании с тундрами и болотами [Атлас Арктики, 1985].

Зона северотаежных лесов характеризуется средней температурой июля 12-16°С. Растительный покров данной зоны представлен лиственичными, елово-лиственичными и сосново-лиственичными (Larix sibirica, Larix gmelinii, Picea obovata, Pinus sylvestris), кустарничковыми (Empetrum nigrum, Aretous alpina, Ledum palustre, Vaccinium myrtillus, V. vitis-idaea), моховыми и лишайниковыми лесами в сочетании с болотами [Атлас Арктики, 1985].

Для выявления изменений растительного покрова и климата в исследуемой области собраны все имеющиеся данные по результатам спорово-пыльцевого анализа голоценовых отложений полуострова Таймыр и других районов региона моря Лаптевых [Andreev, Klimanov, Siegert et al., 2000; Белорусова, Украинцева, 1980; Большиянов, Макеев, 1995; Hahne, Melles, 1999; Культина, Ловелиус, 1974; Makeev et al., 2003; Никольская, 1982; Никольская, 1980; Schwamborn, Andreev et al., 2002; Украинцева, 1990] и дополнены исследованиями по новым разрезам голоценовых отложений. При выявлении климатических сигналов по спорово-пыльцевым спектрам автором и коллегами (Г.Б. Федоров и Л.А. Савельева) [Большиянов и др., 2001] разработаны новые методические приемы, пояснение к которым необходимы для понимания сути полученных результатов.

Анализ спорово-пыльцевых данных проводился по 37 разрезам голоценовых отложений (табл. 6 Приложения, рис. 18 Приложения). Все временные соотношения выявляются на основе радиоуглеродной шкалы времени. В данном исследовании используются только непересчитанные на календарные радиоуглеродные даты. При попытке сопоставить все имеющиеся материалы, полученные предшествующими исследователями и авторами разработки, обнаружилась чрезвычайно разная степень изученности разрезов и обеспеченность их спорово-пыльцевыми данными. Поэтому имеются значительные трудности в палеоклиматической интерпретации спорово-пыльцевых данных. Кроме того, большая часть разрезов отложений относится к различным временным интервалам голоцена. Эта особенность объясняется объективными причинами. В исследуемом регионе нет разрезов торфяников, формировавшихся на протяжении всего голоцена. Тем не менее выбраны опорные разрезы, в которых осадконакопление осуществлялось наиболее длительное время.

По каждому из изученных образцов в колонках или разрезах выявлялся спорово-пыльцевой спектр, и на основе соотношений между различными группами пыльцы и спор делался вывод о типе растительности, который соответствовал определенной растительной зоне. По убыванию теплообеспеченности эти зоны можно выстроить в следующий ряд: северная тайга, лесотундра, кустарниковая тундра, кустарничковая тундра, травянистая арктическая тундра.

Подзона северо-таежных лесов реконструируется по спектрам, в которых преобладает пыльца древесных пород, затем кустарников; количество пыльцы лиственницы составляет не менее 10%.

Подзона лесотундры характеризуются спектрами, в составе которых пыльца древесных пород не превышает 20%. Среди древесных доминирует пыльца сосны и березы, появляется пыльца ели, пыльца лиственницы составляет 5-10%. Количество пыльцы кустарников преобладает над пыльцой травянистых растений, часто фиксируется максимум пыльцы ольховника.

Подзона кустарниковой (южной) тундры характеризуется спектрами с содержанием пыльцы кустарников 50% и более, среди пыльцы древесных пород могут встречаться единичные зерна пыльцы лиственницы; в незначительных количествах присутствует пыльца сосны и березы.

Подзона кустарничковой тундры (типичная или северная тундра). Содержание пыльцы кустарников менее 50%, среди которой преобладает кустарничковая березка и ива. Пыльца вересковых образует максимум более 5%. В незначительных количествах может присутствовать пыльца сосны и ели. Среди трав доминируют злаки и осоки.

Подзона травянистой арктической тундры реконструируется по спектрам с высоким содержанием пыльцы не древесной растительности. Максимальное содержание пыльцы злаковых, осоковых, полыни и спор зеленых мхов. Может присутствовать заносная пыльца сосны, березы и ольхи, реже ели.

Каждый изученный спорово-пыльцевой спектр в образцах относился к определенному радиоуглеродному возрасту на временной шкале голоцена. Определенный тип растительности сравнивался с современным и ранжировался относительно последнего. Так, если в каком-то моменте в прошлом по изученному разрезу определялась зона лесотундры, а в настоящее время здесь господствует травянистая тундра, тому моменту соответствует индекс +2. Т.е. в то время в данной точке было значительно теплее и происходило смещение зон к северу на 2 пункта относительно современного положения. Если в другом моменте времени в данной точке произрастала растительность арктических тундр (по выделенному спорово-пыльцевому спектру), то это значит, что было холоднее и смещение зон происходило к югу на 1 пункт, чему соответствует индекс 1. В случае, если спорово-пыльцевой спектр свидетельствует об улучшении условий для растительности (т.е. о потеплении) или ухудшении (похолодании) без изменения растительной зоны, тому моменту времени на хронологической шкале присваивается индекс +0,5 или 0,5 соответственно. Данная методика ранжирования смены растительных зон и соответствующих климатических сигналов использовалась ранее [Makeev et al., 2003] и перекликается с методикой проекта CAPE [CAPE project members, 2001].

Для примера построения относительных колебаний климата на рисунке 19 Приложения приведена интерпретация сводной спорово-пыльцевой диаграммы по данным с острова Котельного [Makeev et al., 2003] и мыса Оскара, изученного нами [Bolshiyanov et al., 2002].

На первом этапе исследований выполнен анализ информации по 37 изученным разрезам голоценовых отложений, сгруппированных по физико-географическим районам: арктические острова и архипелаги (Северная Земля, Новосибирские острова), арктические низкогорья (Центральный и Северный Горный Таймыр), Северо-Сибирская низменность, северная часть Среднесибирского плоскогорья. Для каждого из выделенных физико-географических районов составлен ряд всех имеющихся разрезов и определены опорные разрезы. Для этого ряда с дискретностью в 500 лет определены индексы, отвечающие изменениям типов растительности и климата. Затем построены палеоклиматические кривые, которые отражают относительные колебания летних температур воздуха в выделенных ландшафтных районах (рис. 41).

Заключительной частью работы явилось построение карт типов растительности для нескольких этапов голоцена, данных по которым оказалось достаточно (рис. 20 Приложения). Для каждого из таких этапов получен индекс смещения ландшафтных зон как среднеарифметическое из индексов по имеющимся в данной зоне разрезам. На карте границы зон смещены на то количество процентов, которое определено индексом. Например, индекс 0,67 обозначает смещение границы зоны на 67 % к северу от современного положения. Смещение границ зон контролировалось данными по каждому изученному разрезу.

Необходимо отметить, что кривая относительных летних температур воздуха по архипелагу Северная Земля построена не только по данным спорово-пыльцевого анализа. Это вызвано тем, что на Северной Земле пока не найдено ни одного разреза отложений, сформировавшегося за последние 8 000 лет. Есть торфяники, которые сформировались во время оптимума в начале голоцена и маломощные эстуарно-морские отложения конца голоцена [Большиянов, Макеев, 1995]. Эта объективная ситуация связана с тем, что после климатического оптимума на архипелаге активно вновь образовывались ледники - купола и пассивные поля мертвого льда, препятствовавшие формированию органических отложений. Поэтому климатическая кривая по архипелагу Северная Земля построена по данным, полученным из анализов ледяных кернов [Большиянов, Макеев, 1995; Котляков и др., 1991]. Понятно, что она отражает ход не летних температур воздуха, а, скорее, зимних. Но пока нет данных по спорово-пыльцевым спектрам (а их, вероятно, и не будет), необходимо использовать все другие имеющиеся палеоклиматические данные.

Есть противоречия в палеоклиматических построениях и по Новосибирским островам. Так, на острове Большом Ляховском по данным спорово-пыльцевого анализа маломощного торфяника В.В. Украинцевой отмечен климатический оптимум 10,5-10,0 тыс. лет назад [Украинцева, 1990]. Это противоречит данным по острову Котельному. Вследствие более надежных данных, полученных по нескольким разрезам острова Котельного [Makeev et al., 2003] по сравнению с данными из торфяника, накапливавшегося всего 500 лет на острове Большом Ляховском [Украинцева, 1990], последние данные приходится иметь в виду, но опираться на более широкие исследования. Возможны и ошибки радиоуглеродного определения возраста, что может быть присуще всем разрезам без исключения. В данном случае упор делается на более детальный материал и большее количество радиоуглеродных датировок.

Наиболее благоприятные условия для развития растительности на архипелаге Северная Земля, на острове Котельном и на плато Путорана складывались в период кратковременного, но значительного потепления в начале голоцена - 10-9 тыс. л.н. На территории полуострова Таймыр (Таймырская низменность, арктические низкогорья Таймыра) наиболее благоприятные климатические условия для развития растительности в голоцене сложились в период времени с 9 по 7 тыс. лет назад. На кривых по Таймырской низменности и дельты реки Лена отмечается еще один пик потепления приуроченный к 3-2,5 тыс. л.н.

Для территории полуострова Таймыр характерны плавные и растянутые во времени периоды потеплений и кратковременные (около 1 тыс. лет) похолодания. Кривые по Северной Земле и плато Путорана иллюстрируют противоположную закономерность - более длительные похолодания и короткие потепления. На острове Котельном похолодания и потепления были примерно равны по продолжительности.

Наибольшие амплитуды колебания летних температур воздуха и, соответственно, смещения ландшафтных зон в течение голоцена характерны для Таймырской низменности и острова Котельного. Это, вероятно, связано с несколькими причинами: равнинный рельеф, чувствительность ландшафтов к изменениям климатических параметров, значительное количество заносной пыльцы из более южных зон и т.п.

Обобщенная палеоклиматическая кривая по острову Котельному [Makeev et al., 2003] наиболее близко соотносится с кривыми по дельте реки Лена, имеет сходство с кривыми по плато Путорана и архипелагу Северная Земля.

Карты палеорастительности суши региона моря Лаптевых (см. рис. 20 Приложения) отражают климатические изменения в этом регионе в начале голоцена. Обнаружилась необычная ситуация в промежуток времени 10-9 тыс. л.н. В то время произошло нарушение зональности растительного покрова и климата. Более теплые условия и южная тундра (или северная) господствовали на архипелагах островов Северная Земля и Новосибирские острова. Этот вывод подкреплен не только спорово-пыльцевыми данными, но и находками остатков кустарников как на Северной Земле, так и на Новосибирских островах. Кроме того, в торфяниках, формировавшихся на Северной Земле 9-10 тыс. л.н., обнаружены теплые спектры жуков (по неопубликованным данным С.А. Кузьминой). В то же самое время более южные участки суши (континентальный север Средней Сибири) были заняты растительностью арктических тундр. Ледники на архипелаге Северная Земля практически исчезли, а на полуострове Таймыр существовало горное и пассивное оледенение. Эта инверсия зон произошла, вероятнее всего, благодаря проникновению теплых атлантических вод в Центральную Арктику в ходе трансгрессии после этапа глубокого понижения уровня в Северном Ледовитом океане в эпоху последнего ледникового максимума. На островах в это время было самое теплое время голоцена. Обнаруженная закономерность подтверждается и данными по острову Врангеля. Там климатический оптимум голоцена также пришелся на промежуток времени 10-9 тыс. л.н. [Вартанян, 2004]. Значит, начало голоцена для Арктического бассейна ознаменовалось резким усилением притока атлантических вод, прорвавшихся в Северный Ледовитый океан после длительного периода его изоляции от теплового влияния Атлантики. Это же событие доказано и для Баренцева моря, где в водах архипелага Шпицберген между 9 и 10 тыс. л.н. снова расселился теплолюбивый двустворчатый моллюск Mytilus edulis (Linne) [Шарин, 2004].

Климатический оптимум голоцена на полуострве Таймыр имел место 9-7 (на Таймырской низменности с 8,5 до 7) тыс. л.н. В это же время на архипелаге Северная Земля начали вновь образовываться ледники в условиях значительного похолодания, и зона высокоарктических тундр продвинулась на юг. На острове Котельном 8-7 тыс. л.н. отмечается похолодание. По косвенным данным (рельеф острова Арга-Муора Сисе), в районе дельты реки Лена (на острове Арга-Муора-Сисе, на кряже Чекановского и Хараулахском хребте) также образовывались пассивные ледники. В отличие от мнения Д.М.Колосова [1947], который считал, что ледники здесь развивались в сартанское время, по нашим данным, пассивные ледники в этом регионе продолжали существовать и в начале голоцена, о чем свидетельствуют датировки донных отложений гляциокарстовых озер, которые начали формироваться после таяния ледниковых тел 7-8 тыс. л.н. (см. раздел 3.9).

На плато Путорана отмечаются условия более холодные по сравнению с современными условиями, что, вероятно, связано с активизацией горного оледенения.

7-6 тыс. л.н. на полуострове Таймыр похолодало, и ухудшение климата сопровождалось новым этапом развития оледенения. На плато Путорана и во всей восточной части Лаптевоморского континентального обрамления происходило потепление. Таяние пассивных ледников-снежников на песчаном массиве острова Арга, причленяющегося к дельте реки Лены с северо-запада, привело к формированию ориентированных озер.

В это время, когда море было расположено значительно севернее современного положения, осушенная часть шельфа приобрела зональность, при которой границы подзон тундровой зоны наиболее четко соответствовали широтной зональности. В современную эпоху благодаря тому, что море Лаптевых далеко вдается между Таймыром и Новосибирскими островами, зональность растительности и климата резко не соответствует широтной зональности. Т.е. море Лаптевых в результате голоценовой трансгрессии оказало охлаждающее влияние на континентальное обрамление.

Таким образом, обобщение всех имеющихся палинологических данных для окраины континента и островов региона моря Лаптевых показало, что природная среда этой части Арктики в начале голоцена развивалась в условиях резких осцилляций климата, которые не были одновременными даже на сравнительно небольшой площади исследованного региона. Исследования голоценового палеоклимата циркумполярной Арктики, проведенные нами ранее, также показали разное время наступления наиболее оптимальных условий для развития растительности. Эти колебания сильно зависели от местных условий сохранения оледенения в различных районах и постепенного роста уровня Северного Ледовитого океана, что обусловливало проникновение теплых атлантических вод к отдельным участкам суши в зависимости от геоморфологического строения дна арктических морей.

7.3. ПОСЛЕДНЕЕ ТЫСЯЧЕЛЕТИЕ И МАЛЫЙ ЛЕДНИКОВЫЙ ПЕРИОД В АРКТИКЕ

Донные озерные отложения представляют собой богатый архив палеогеографической информации. В настоящее время метод исследования озерных осадков занимает ведущее положение при восстановлении истории развития природной среды [Большиянов, Павлов, 2004]. Его преимущество состоит в том, что отложения озер могут накапливаться непрерывно в течение длительного времени. Периоды накопления донных озерных отложений различны: от 3,5 млн лет в кратерном озере Эльгыгытгын на Чукотке до нескольких сотен лет в термокарстовых озерах тундр и десятков лет в рукотворных озерах. Наиболее мощные накопления озерных осадков присущи глубоким тектоническим котловинам, в которых осадконакопление происходит в течение длительного времени.

Глубокие тектонические озера Арктики в донных отложениях хранят богатую информацию о развитии климата прошлого. Чрезвычайная изменчивость гидрологического режима полярных озер заключается в том, что они в течение 9-10 месяцев в году покрыты льдом и лишены стока воды и обломочного материала. Поступающий в озера обломочный материал в результате летнего стока, носящего катастрофический характер, неравномерно осаждается на дно. Песчаные частицы оседают в течение короткого лета. Глинистые частицы достигают дна в течение нескольких месяцев, практически в течение всего периода ледостава. Такой режим осадконакопления приводит к формированию донных отложений в виде ленточных глин или варвов (пары слоев: летнего песчано-алевритового и зимнего – глинистого). В мелких озерах с таким же изменчивым гидрологическим режимом ленточные отложения формируются так же, но пара слоев может отвечать не годовому циклу осадконакопления, а сезонным изменениям, происходящим летом [Большиянов, 1985]. Из-за длительного времени осаждения обломочных частиц в глубоких озерах сезонные изменения в слоистости осадков, вызванные штормами в период открытой воды, отсутствуют. Варвометрический анализ, заключающийся в подсчете пар годовых слоев, дает возможность определить время образования годового слоя.

В ходе совместных российско-германских исследований по проекту «Природная система моря Лаптевых» [Большиянов и др., 2000] исследовано несколько глубоких тектонических озер Арктики. Это озера Левинсон-Лессинга и Щель в горах Бырранга на полуострове Таймыр, озеро Лама, рассекающее плато Путорана, озеро Большое Щучье на Полярном Урале (рис. 42). Кроме отбора длинных колонок донных озерных отложений и изучения гидрологического режима озер, отобраны короткие колонки донных осадков грунтовой трубкой ГОИН для определения изменений климата этих районов в течение последнего тысячелетия.

После извлечения колонок из трубы они разрезались вдоль на половины и подсушивались. Варвы проявляются для визуальных исследований лишь при определенном состоянии влажности осадка. В сухом или мокром виде осадок выглядит однородным. Все проанализированные колонки состоят из алеврито-глинистого материала, отложившегося в зимнее время, и алеврита, отложившегося летом. Толщина пары слоев в изученных осадках колеблется от 0,2 до 1,5 мм, составляя в среднем 1 мм. Кроме того, осадок содержит прослои песка и гравия толщиной до нескольких миллиметров. Они откладываются в водоемах ритмично.

Как показали исследования ленточных глин современных приледниковых водоемов Арктики [Большиянов, 1985] и Антарктики [Большиянов, 1990], песчано-гравийные прослои в толще донных отложений являются свидетелями катастрофических событий поступления в озера обломочного материала в результате таяния снежно-ледовых масс, периодически накапливающихся в бассейнах озер. Во время их деградации в короткое время высвобождается большое количество воды, которая и производит эрозию и перенос обломочного материала в бассейны аккумуляции.

В озерах оазиса Бангера в Восточной Антарктиде накопление грубообломочного материала среди ленточных глин происходит с периодичностью в 5, 11 и 23 года в результате катастрофических спусков воды после прорыва ледяных плотин, периодически возникающих в условиях холмистого рельефа [Большиянов, 1990]. Эти события можно наблюдать воочию, оказавшись там в конце цикла накопления вод в подпруженных водоемах, при их сбросе в результате таяния ледяных тел. Накопление снега в ветровой тени скал в виде длинных ледниковых плотин, перегораживающих узкие долины, обусловлено сильными ветрами восточного направления. Плотины задерживают сток талых ледниковых вод в образовавшихся бассейнах, а их прорыв вызывает повышенное поступление в озера оазиса обломочного материала в результате процессов эрозии, носящих катастрофический характер. Уничтожение плотин обусловлено преобладанием процессов таяния над аккумуляцией твердых осадков в оазисе. При таянии кроме подпруженных вод значительный вклад в катастрофические спуски воды вносят талые воды самих плотин. Периодов накопления значительных масс снега и льда в оазисе в течение голоцена было много. Об этом и свидетельствует аномально толстые слои песка в донных озерных отложениях.

Исследования минеральных прослоев среди органогенных осадков в других озерах, например озера Ritterbush Pond в штате Вермонт (США), показали, что они являются отражением экстремальных гидрологических и климатических событий в бассейне озера площадью всего около 2 км² [Brown et al., 2000].

Что касается Арктики, то и здесь есть множество свидетельств того, что катастрофические паводки обусловлены накоплением и быстрым таянием масс снега и льда на площадях водосборов рек и озер [Большиянов, 1999; Большиянов, 2001]. Другие причины стока значительных масс воды (длительные периоды увлажнения с дождями и повышенным поверхностным стоком) не могли вызвать образования таких форм рельефа, которые повсюду в Арктике наблюдаются на водоразделах. Это глубочайшие врезы в долинах, не имеющих достаточной площади водосбора для формирования стока; конусы выноса временных водотоков, масштабы которых явно превышают возможности транспортирующей способности потоков воды, действующих в настоящее время. Быстрый сток воды с малых площадей водосбора, образование глубоких долин и обширных конусов выноса мог быть вызван таянием масс снега и льда, консервировавших воду на определенных этапах климатической истории того или иного района Арктики.

Таким образом, реконструкции климатических условий прошлого по данным о строении донных озерных отложений Арктики базируются на гипотезе периодически возникающих и стаивающих в короткое время масс снега и льда [Большиянов, 1999; 2000].

Подсчет варвов и определение положения в разрезе песчано-гравийных прослоев позволяет определить приблизительное время катастрофических событий. Спорово-пыльцевые и диатомовые исследования донных озерных отложений также помогают уточнить периоды оледенений, связанные с похолоданиями местного климата. При этом необходимо сделать еще одно допущение. Если варвы являются четко определенным результатом осадконакопления в течение одного года, то прослои песка, связанные с катастрофическими событиями стока в озерный бассейн, могут фиксировать более длительный эпизод в развитии природной среды. Однако в связи с неизвестностью длительности таких периодов приходится принимать ее также за один год для удобства подсчетов нижележащих варвов и пользоваться этим допущением для всех исследуемых озер.

Исследованные арктические и субарктические (оз. Лама) озера (см. рис. 42) одинаковы по своему тектоническому происхождению, глубоки, имеют сходный гидрологический режим, но отличаются по величине площадей водосборов. Озеро Большое Щучье имеет площадь 10,3 км², площадь водосбора - 206 км². Озеро Щель - 2,6 км² и 25,3 км². Озеро Левинсон-Лессинга - 24,55 км² и 496,4 км². Озеро Лама - 323 км² и 6720 км² соответственно.

Донные отложения всех озер представляют собой ленточные глины, переслаивающиеся со слоями песка и гравия (рис. 21 Приложения). Скорости осадконакопления в точках отбора отложений из озер за последние 500-1000 лет также примерно одинаковы и значительно не изменяются в глубь веков за исключением периодов отложения песчаных осадков. Подсчет варвов показал, что скорости осадконакопления варьируют от 0,2 до 14 мм/год, составляя в среднем: в озере Большом Щучьем 0,8 мм/год, Щель - 0,9 мм/год, Левинсон-Лессинга - 0,75 мм/год, Лама - 0,7 мм/год. Приведенные скорости осадконакопления относятся к наиболее глубоким частям озера, удаленным от устьев втекающих рек и ручьев, вблизи которых скорости значительно больше. Полученные нами скорости осадконакопления по результатм гидрологических работ соизмеримы со скоростями, подсчитанными для озера Левинсон-Лессинга за голоцен [Ebel et al., 1999].

Колонка донных отложений из озера Большого Щучьего (Полярный Урал, см. рис. 42) исследована наиболее подробно. По ее образцам выполнены анализы: варвометрический, спорово-пыльцевой, диатомовый, магнитной восприимчивости, произведено радиоуглеродное датирование одного образца. Результаты этих анализов сведены на рисунке 22 Приложения.

По кривой скоростей осадконакопления видно, что катастрофические события стока в озеро большого количества воды и обломочного материала за последние 530 лет были характерны от 460 до 360 лет и 80-40 л.н. Исходя из предлагаемой гипотезы эти интервалы времени завершали более длительные этапы похолодания, во время которых в бассейнах озер скапливались массы льда и снега. Их таяние приводило к отложению в озерах прослоев более грубого материала. Результаты других анализов не противоречат данному выводу. Спорово-пыльцевой анализ показал, что наибольшее количество древесной пыльцы приурочено к песчаным прослоям. Конечно деревья, кроме лиственницы, в бассейне озера Большого Щучьего не росли, но их пыльца сюда долетала. Причем именно в то время, когда происходили аномально активные гидрологические процессы, т.е., вероятно, во время потеплений и затоков теплого воздуха с юга. Так, например, пыльца сосны вида Pinus sibirica, основного компонента группы древесных растений по всей колонке, отмечается в максимальных количествах в песчаных прослоях. В настоящее время северная граница ареала распространения этого вида сосны находится южнее – около 66° с.ш. Пыльца сосны и других древесных могла долетать сюда и раньше начала активного стока, но попадала в озеро именно вместе с катастрофическими стоками воды и наносов. Это положение подтверждает и кривая намагниченности колонки донных отложений. Наибольшее количество магнитных, а значит, тяжелых железосодержащих минералов сконцентрировано в песчаных прослоях, что хорошо объясняется максимальными руслоформирующими расходами потоков талой воды и относительным увеличением площади водосбора, с которой эти минералы выносились в озеро в результате таяния снега и льда.

Очень информативно распределение пыльцы лиственницы по колонке осадков. Максимальная концентрация пыльцевых зерен лиственницы определена в образцах, отвечающих следующим временным отрезкам: 530, 480-450, 390-340, 280-250 и 30-0 лет назад. Известно, что пыльца лиственницы не переносится по воздуху далее нескольких километров. Значит, в отмеченные интервалы времени лиственница произрастала на склонах котловины озера. И сейчас лиственница растет на склонах южной половины озерной котловины до абсолютных высот 200-230 м (абсолютная высота уреза воды в озере 185 м). Нахождение пыльцы лиственницы в поверхностных донных отложениях свидетельствует о том, что она возродилась здесь или начала продуцировать пыльцу только 25-30 лет назад в связи с потеплением климата в данном районе.

Другие компоненты спорово-пыльцевых спектров (общий состав древесных пород, пыльца карликовой березы, ивы, растений семейств: Rosaceae, Fabaceae, Asteraceae, Saxifragaceae, Ericaceae, Chenopodiaceae и др.) указывают на ухудшение климатических условий в интервале времени 220-90 лет назад. Это был, пожалуй, самый прохладный период за рассматриваемые в этой колонке последние 530 лет. В этот же период отмечаются пики пыльцы сосны, но они приурочены к песчаному прослою и отмечают затоки теплого воздуха с юга, во время которых происходит интенсивное таяние ледников и снежников.

При сопоставлении спорово-пыльцевых данных об относительном потеплении и увлажнении климата выявляются периоды прохладные и одновременно влажные в интервалах времени 475-425 и 245-70 лет назад. Вероятно, они были наиболее благоприятными для накопления масс снега и льда. Они же отмечены несколькими прослоями песка среди варвов.

Результаты диатомового анализа подтверждают результаты спорово-пыльцевого анализа. Отложения верхней части колонки, соответствующие последним 50 годам накопления осадков, содержат пресноводные диатомеи (Aulacosira italica var.valida - доминирует, Cyclostephanos costatus, Cyclotella kisselevii, единичные представители родов Eunotia, Cymbella, Gomphonema, обитающих на дне литоральной зоны водоемов в обрастаниях, в максимальных количествах). Ниже, до глубины 32 см, что соответствует возрасту осадков 330 лет, пресноводных диатомей чрезвычайно мало с полным доминированием переотложенных морских диатомей с подавляющим доминированием вида Parallia sulcata. Такое сочетание видов обычно генетически трактуется как присущее ледниковым отложениям. Такой вывод полностью согласуется с нашим предположением, что в это время было холодно и, скорее всего, в бассейне озера развивались ледники.

Ниже, в интервале глубин 32-51 см, снова появляются те же виды пресноводных диатомей, что и в верхнем отрезке колонки. Это означает, видимо, более благоприятные условия для их жизни. По диатомовым водорослям время ледникового воздействия определяется интервалом времени 330-50 лет назад.

В целом, принимая во внимание все результаты, определяем время неблагоприятных климатических условий и развития масс снега и льда в бассейне озера Большого Щучьего в интервале 350-90 лет назад. Во время этого интервала было и потепление 270-220 лет назад, когда на склонах озерной котловины

снова росла или продуцировала пыльцу лиственница.

Единственным противоречием изложенным фактам могла бы стать радиоуглеродная датировка мелкой веточки из песчаного прослоя на глубине 10 см. Ее возраст оказался равным 500±60 л.н. (LU-BS45). По варвохронологической шкале осадки на этой глубине накапливались 90 лет назад. Однако это противоречиекак раз может быть и подтверждением предлагаемой гипотезы. Веточка, датированная методом с использованием ускорителя (AMS-метод), вероятно, имеет возраст 500 лет, но переотложена в совсем молодые осадки во время катастрофического гидрологического события, когда в озеро со склонов смывались осадки различного возраста.

В озере Щель (гряда Главная, в горах Бырранга, на п-ове Таймыр, см. рис. 42, рис. 22 Приложения) в нижней части поднятой колонки песчаные прослои откладывались 520, 470, 440 и 390 лет назад. В них определена максимальная концентрация пыльцы, в том числе заносной пыльцы древесных пород (Picea, Pinus). Между песчаными прослоями ленточные глины содержат спорово-пыльцевые спектры с доминированием местных видов кустарничков и кустарников (карликовые береза, ива), трав. В целом интервал глубин 55-38 см, что соответствует по варвохронологической шкале интервалу 520-360 лет назад, характеризуется по спорово-пыльцевым данным как период, отвечающий умеренным климатическим условиям для произрастания типичной тундровой растительности. Наличие в рассматриваемом интервале мощных (до 1,5 см) песчаных прослоев на фоне ленточных алевритов, в которых процентное содержание пыльцы древесных («заносных» видов) достигает 7%, может говорить о ритмичном сбрасывании в озеро воды и обломочного материала. Такие события могли происходить при накоплении больших масс снега и их интенсивном таянии в пределах бассейна озера.

После отложения песчаного прослоя 390 лет назад и до рубежа 140 лет назад происходило ухудшение условий для развития растительности не только в пределах бассейна озера, но и в регионе, а также некоторое успокоение режима осадконакопления в озере. Сокращается содержание пыльцы древесных пород, ольшаника, возрастает доля осоковых до 80 %, количество пыльцы в целом значительно сокращается. Кривая скорости осадконакопления становится более гладкой, отображает минимальные значения по всей колонке. Однако 310-300 лет назад - 290-295 лет назад и особенно 250-230 лет назад по варвохронологической шкале отмечаются незначительные «всплески» скоростей осадконакопления на интервалах, соответствующих песчаным слойкам с небольшим содержанием гравия. В это же время происходит увеличение содержания пыльцы древесных видов, суммы пыльцы и остатков гипновых мхов - Drepanocladus и Calliergon, что может говорить о непродолжительных теплых сезонах.

Интервал времени 360-140 л.н. можно считать самым холодным в истории формирования керна. Пик холода отмечен 250-290 л.н., когда исчезает практически весь спорово-пыльцевой спектр, за исключением Betula nanae.

Интервал от 140 лет назад до сегодняшних дней можно считать самым теплым с преобладанием в спорово-пыльцевых спектрах древесных берез, кустарников и кустарничков, а также с резким уменьшением содержания полыни. Кривая скоростей осадконакопления практически прямая, что говорит о спокойном гидрологическом режиме озера.

В озере Левинсон-Лессинга, расположенном в 50 км к востоку от озера Щель (см. рис. 42, рис. 22 Приложения), наиболее холодный период, судя по содержанию пыльцы и спор в осадках, пришелся на время 980-570 лет назад, с максимально неблагоприятными условиями для вегетации растений на глубинах 45-55 см и 70-80 см. Особенно четко это видно по кривой общего содержания пыльцы в спектрах на глубинах 80-45 см. В этом промежутке количество древесных видов, а значит, заносных для этого района, падает на 5 % за счет роста содержания спор мхов. Кривая скорости осадконакопления имеет тенденцию к уменьшению скоростей, не наблюдается пиков, связанных с присутствием песчаных прослоев. В целом режим осадконакопления спокойный, именно в этот период в озере откладывались, в основном, ленточные глины. Обращает на себя внимание тот факт, что, наряду с уменьшением количества пыльцы карликовых берез и ив, уменьшилась и концентрация в осадках пыльцы осоковых. Вероятно, это связано и с большим распространением в бассейне озера снежников и ледников, перекрывавших водоемы. В проанализированной колонке донных отложений песчаных прослоев значительно меньше и они менее мощные, чем в других исследованных озерах. Это частично объясняется удаленностью точки отбора осадков от реки Красной, приносящей основное количество обломочного материала в озеро. С другой стороны, площадь водосбора озерно-речной системы озера Левинсон-Лессинга несравненно больше, чем озера Щель. Это различие, по-видимому, ответственно за значительные различия в последовательности накопления песчаных прослоев в двух рядом расположенных озерах. Если в небольшом озере Щель катастрофический сток талых вод в озеро мог быть вызван незначительными кратковременными потеплениями, то таяние ледников и снежников, вызванное этими же событиями в бассейне озера Левинсон-Лессинга, оказалось незафиксированным в донных отложениях его южной части. Далее, в интервале глубин 45-35 см, что соответствует 570-440 лет по варвометрической шкале, отмечается некоторое увеличение роли Pinus s/g Hapl., Betula sec. fruticosae и др. древесных за счет Alnaster, Salix, Cyperaceae, что говорит о непродолжительном потеплении. Интервал 440-210 лет назад характеризуется наименьшими скоростями осадконакопления, что нами связывается со второй волной похолодания в районе озера Левинсон-Лессинга, когда снос обломочного материала в озеро замедлился из-за аккумуляции осадков в виде снежников в пределах водосборного бассейна озера. Несколько позже, 200-210 лет назад, отмечен песчаный прослой мощностью около 3 мм, содержание пыльцевых зерен в котором приближается к максимальному по всему керну. Видимо, в это время произошло резкое потепление, которое привело к таянию снежников и резкому сбросу в озеро обломочного материала. Промежуток времени 160-70 лет назад по своим палинологическим характеристикам и ходу кривой скоростей осадконакопления очень напоминает описанный выше интервал 440-210 лет назад, когда озеро и его водосборные площади были снова законсервированы льдом.

Озеро Лама (рис. 42, рис. 22 Приложения), в отличие от других исследованных нами озер, лежит не в арктической зоне, а в более теплой субарктической. В связи с этим, а также с большими размерами озера, кривые колебания скоростей осадконакопления, содержания пыльцы выражены слабо. В процессе осадконакопления, вероятно, происходило усреднение последствий климатических изменений.

Похолодание климата во время МЛП для озера Лама определено от 520 до 90 лет назад и разделяется на две фазы периодом короткого потепления 410-290 лет назад. В спорово-пыльцевых спектрах, относящихся к теплому интервалу, присутствует большее количество пыльцы древесных и кустарничковых видов, таких как: береза древовидная, Betula nana, Alnaster, Salix. На этом же интервале отмечается увеличение скоростей осадконакопления и общего содержания пыльцы, появление диатомовых водорослей, соответствующее песчаному прослою в керне. Границы изменений климата от похолодания к потеплению четко отбиваются песчаными прослоями на фоне тонких алеврито-глинистых варвов. Две холодные фазы характерны доминированием пыльцы древесной растительности, полным отсутствием диатомовых водорослей и спокойным ходом скоростей осадконакопления.

В результате исследований донных осадков озер, накапливавшихся в течение последнего тысячелетия, выявляются общие климатические сигналы для различных регионов Арктики и субарктики. На рис. 43 белым цветом показаны наиболее благоприятные климатические условия для развития растительности, т.е. наиболее теплые с умеренным увлажнением. Серый тон соответствует более прохладным условиям, черный - наиболее холодным в каждой из изученных колонок. Для сравнения с другим районом на рис. 43 приведен аналогичный график, построенный на основе палеотемпературной кривой, полученной при изучении ленточных глин озера Изменчивого (остров Октябрьской Революции, архипелаг Северная Земля) [Большиянов, Макеев 1995].

Окончание основного этапа похолодания последнего тысячелетия, называемого Малым ледниковым периодом, пришлось в исследованных районах на 1860-1930 гг., начало - с конца XV века, но время начала и окончания Малого ледникового периода заметно отличается в различных районах Арктики. Кроме того, во время Малого ледникового периода выделяется фаза потепления продолжительностью от 20 до 100 лет. Более длинные колонки донных отложений свидетельствуют о том, что и раньше периоды потеплений чередовались с периодами похолоданий.

По данным всех изученных колонок в течение последних 140-70 лет происходит потепление. Его проявление до наступления техногенной эры, а также наличие циклических похолоданий и потеплений в более ранние отрезки времени последнего тысячелетия дают основание для вывода о том, что это последнее потепление носит естественный характер и в ближайшем будущем оно снова сменится похолоданием.

7.4. МАЛЫЙ ЛЕДНИКОВЫЙ ПЕРИОД В АНТАРКТИДЕ

Малый ледниковый период в Антарктиде характеризовался расширением пассивного оледенения на площадях оазисов. Свидетелями этого наступания ледников являются существующие ныне ледниковые стены, запирающие с юга приледниковые озера, постоянно покрытые льдом в оазисе Бангера (см. рис. 12 Приложения). В разделе 4.2 рассматривается их строение. Отсутствие движения в этих скоплениях льда доказывается непосредственными наблюдениями с помощью подводной видеокамеры подножия этих более чем стометровых по мощности, но узких ледяных дамб. Молодость ледниковой подпруды очевидна в связи с практически полным отсутствием донных илистых отложений на большей части дна озера.

Распространение пассивных ледниковых или фирновых скоплений по территории оазиса, ныне свободной ото льда, динамика их таяния, по-видимому, подтверждается размерами и местонахождениями черных накипных лишайников (см. рис. 27). На нунатаках, окаймляющих выводной ледник Ламберта и его притоки, исчезнувшие к настоящему времени, пассивные ледники оставили совершенно очевидные визуальные свидетельства своего существования на полигональной поверхности выравнивания (см. рис. 17 Приложения). Время Малого ледникового периода в Антарктике установить пока сложно из-за отсутствия прямых датировок этого события. Однако есть косвенные данные. Шельфовый ледник Шеклтона, образовавшийся всего несколько десятков лет назад из атмосферных осадков (см. раздел 6.1.2) может косвенно свидетельствовать о времени активизации оледенения. Кроме того, исследования В.Г. Захарова по колебаниям выводных и шельфовых ледников Антарктиды за последние 100 лет [Захаров, 1994] свидетельствуют, что одна из фаз активизации оледенения приходится на начало XX столетия, а заметная деградация и сокращение по площади ледников на краю континента произошло в 1940-х гг. Таким образом, окончание Малого ледникового периода в Антарктиде пришлось на середину прошлого столетия. Это чуть позже по сравнению с Северным полушарием. Кроме того, и в самой Антарктиде разрастание оледенения и его сокращения происходят несинхронно. Ледники Тихоокеанского и Атлантического секторов Антарктики наступают и сокращаются противофазно [Захаров, 1994].

Данные о строении донных отложений приледникового озера Далекого в оазисе Бангера свидетельствуют о том, что 100-130 лет назад в озере трижды осаждались аномально толстые слои песка и гравия среди ленточных глин (рис. 44), что было вызвано таянием ледово-снежных плотин и катастрофическим стоком в озеро воды и обломочного материала. По-видимому, таяние ледников и снежников означало окончание Малого ледникового периода для оазиса Бангера.

7.5. ВОЗМОЖНЫЙ МЕХАНИЗМ ОБРАЗОВАНИЯ ПАССИВНЫХ ЛЕДНИКОВ В РЕЗУЛЬТАТЕ КОЛЕБАНИЙ КЛИМАТА

Рассмотренные особенности колебаний климата голоцена последнего тысячелетия в полярных областях Земли заставляют признать, что потепления и похолодания в Арктике и Антарктиде и даже в одной взятой полярной области происходят в разное время. Исследования современного климата Арктики также свидетельствуют о его значительной пространственной изменчивости. Так, если в одном из секторов Арктики теплеет, то в другом холодает [Субботин, 1987]. Другой важной особенностью колебаний климата полярных областей является множественность эпизодов похолоданий и их циклический характер, как в масштабах десятилетий, так и в течение значительно более длительных отрезков времени. Но далеко не все эпизоды похолоданий приводили к развитию мощных оледенений, которые обычно рассматриваются как оледенения покровного типа. Такая же картина колебаний климата складывалась и в доголоценовое время. Восстановить ее с такой же подробностью, как это сделано для периода последних десяти тысяч лет, пока нет возможности из-за недостатка фактического материала. Конечно, переход от плейстоцена к голоцену ознаменовался резким изменением климата полярных областей Земли. Сухой и холодный климат сменился влажным и теплым [Шер, 1997], что привело к миграциям мамонтовой фауны и даже к исчезновению из этого комплекса фауны наиболее видных представителей. Однако с наступлением нового межледниковья (голоцена) ледники не перестали образовываться и исчезать, как в предшествующем плейстоцене. Более того, они в некоторых регионах становились более активными, чем оледенения, действовавшие в холодное время, но при недостатке осадков в континентальном климате.

Так, на архипелаге Северная Земля, после климатического оптимума голоцена 9-10 тыс. лет назад, когда ледники практически исчезали с площади современных островов, они вновь возродились в последующее время и, возможно, были более активными, чем в сартанское время верхнего неоплейстоцена - сухое и холодное. Последние исследования североземельских ледников приводят гляциологов к мысли о том, что крупнейший ледниковый купол Академии Наук на острове Комсомолец образовался всего 2500 лет назад [Fritzsche et al., 2004]. Не согласившись с таким выводом по многим гляциологическим, геологическим и геоморфологическим причинам, изложенным в предшествующем исследовании [Большиянов, Макеев, 1995], все же следует задуматься над результатами изотопных исследований керна ледника Академии Наук [Fritzsche et al., 2004]. В то время - 2500 лет назад, по нашим данным [Барков и др., 1992], ледник Вавилова, расположенный к югу от ледникового купола Академии Наук, нарастал усиленными темпами. Значит, и в позднем голоцене условия для роста ледников были благоприятными. 400 лет назад (Малый ледниковый период) снова произошла активизация оледенения на Северной Земле, которая привела к запруживанию озер, поворотам рек вспять и другим последствиям [Большиянов, Макеев, 1995]. На полуострове Таймыр оледенение развивалось около 7 тыс. л.н. Свидетелями этого разрастания ледников являются конусы выноса, образованные талыми ледниковыми водами на поверхности речных террас (см. раздел 6.2). И в течение Малого ледникового периода ледники активизировались на Таймыре (см. раздел 7.3).

Некоторыми исследователями представлены данные о том, что оледенение Малого ледникового периода архипелага Шпицберген было самым активным и наиболее значимым в рельефоформировании за последние десятки тысяч лет [Троицкий и др., 1985; Boulton, 1979].

Эти данные свидетельствуют о неоднократных эпизодах оледенения северной полярной области в голоцене. Очевидно, что и в плейстоцене, и в более ранние времена эпохи потеплений и похолоданий чередовались, как и в голоцене, из-за постоянного действия механизмов, вызывающих циклические колебания астрономических и тектонических причин развития оледенений. Но не каждая флуктуация климата в сторону понижения температур воздуха отмечалась образованием ледниковых щитов. Более того, для образования ледниковых щитов требуется уникальное стечение природных обстоятельств. Например, ледниковый щит Антарктиды, образовавшийся около 30 млн лет назад, в целом стабилен до настоящего времени. В северной полярной области такой изоляции разраставшихся ледниковых щитов от климатического влияния умеренных и низких широт не существует благодаря сложившемуся распределению площадей моря и суши. И здесь ледниковые щиты возникают и исчезают периодически. Последние исследования международного сообщества по проекту «QUEEN» свидетельствуют о развитии ледниковых щитов в западной части северной Евразии в раннем, среднем и позднем вюрме [Svendsen et al., 2004]. Первая часть настоящей работы содержит достаточно много фактического материала, показывающего противоречивость и слабую доказанность существования грандиозных ледниковых щитов на шельфе Баренцева и Карского морей в позднем неоплейстоцене. Во второй части настоящей работы показано, что рельефоформирующая роль пассивного оледенения достаточно велика и те особенности рельефа, которые принято называть ледниковыми, вполне можно объяснить влиянием пассивного оледенения, которое не было активным в механическом смысле, но приводило к очень заметным изменениям в рельефе в результате эрозионной деятельности талых ледниковых вод. Данные палеоклиматических исследований, рассматриваемые в настоящем разделе работы, говорят о том, что пассивное оледенение могло развиваться многократно, в разное время на пространствах полярных областей Земли. Какие причины приводили к формированию пассивных ледников и быстрой их деградации? Прежде всего, колебания высоты снеговой линии над земной поверхностью. Н.Г. Загорская [1962] и С.А. Стрелков [1959, 1962] считают, что пассивные ледниковые поля возникали при опускании нижней границы хионосферы до уровня земной поверхности. Но часто эта граница не оставалась на низком уровне длительное время, о чем свидетельствуют значительные флуктуации климата, рассмотренные выше. Десятки и сотни лет аккумуляция твердых осадков преобладала над абляцией. Этого времени было достаточно для образования фирновых полей, многолетних снежников, пассивных ледниковых тел, но не было достаточно для того, чтобы ледяные тела могли начать перетекать на расположенные ниже участки [Войтковский, 1999], самим возникновением перетекания, означающим превращение накоплений льда в ледники. Затем изменившиеся тенденции в развитии климата приводили к подъему нижней границы хионосферы и накопившиеся массы снега и льда начинали таять. В настоящее время мы и наблюдаем быструю деградацию подобных ледников, когда крупные ледниковые покровы находятся в стабильном состоянии, т.к. время их реакции на десятилетние и столетние колебания климата пока не могут проявиться. Т.е., выражаясь словами Эдуарда Толля, пассивные ледники умирают, не успев родиться.

Пассивные ледники во время своего развития занимали значительные площади равнин и горных пространств, как показано выше на примере Арктики и Антарктиды. Так, в Восточной Сибири пассивным оледенением новосибирского и якутского эмбрионального типов были охвачены огромные площади суши, находившейся на уровне, близком к уровню моря (рис. 22). При этом в горах развивалось оледенение горных типов. Но ледники не выходили далеко за пределы гор.

Г.И. Лазуков [1964] считал, что такой сценарий развития оледенения, когда площади активных ледников на возвышенностях могли быть в несколько раз меньше площади малоактивного оледенения, возникавшего на месте (на равнинах, например, Западно-Сибирской низменности), как предполагал С.А. Стрелков [1962], не может иметь места. По Г.И. Лазукову, если климатические условия вызывают образование ледников на равнинах, то в горных районах эти условия должны были быть еще более благоприятными для развития оледенения. В таком случае активные ледники гор должны были бы продвигаться далеко в пределы низменности, чего в действительности не происходило. Уже одно это несоответствие ставит под сильное сомнение саму идею о пассивном оледенении равнин [Лазуков, 1964]. Против этого сомнения можно высказать несколько соображений.

Во-первых, в данном логическом умозаключении ледники возвышенностей рассматриваются как достигшие покровной стадии, в результате чего ледники должны были заходить далеко в пределы низменностей. Но такой стадии они реально не достигали. Например, оледенение плато Путорана в сартанскую эпоху разрасталось до таких размеров, когда крупные выводные ледники достигали лишь подножия плато, а вдоль него образовывались ледники подножий (см. раздел 3.8). Подобная ситуация существовала и на Полярном Урале. Там ледники не выходили далеко за пределы гор. Какое уж тогда смыкание ледников Урала и плато Путорана могло быть на территории Западно-Сибирской низменности? Тем более что оледенение Полярного Урала было асимметричным: ледники дальше продвигались по западному склону, чем по восточному [Троицкий и др., 1966]. Такая же ситуация складывалась и в Верхоянском хребте, где крупные выводные ледники достигали подножий хребта и слегка выдвигались в долину реки Лены. На Баргузинском хребте [Осипов, 2003] сильно разраставшиеся долинные ледники, питавшиеся от ледникового плато в вершинной части хребта, выдвигались на северо-запад и образовывали крупные лопасти, иногда сливавшиеся в ледники подножий. На юго-восточном же (подветренном) склоне развивались простые долинные и каровые ледники.

Во-вторых, «активные» ледники, которые в настоящее время (например, на архипелаге Северная Земля) представлены ледниковыми куполами, в краевой части осложнены наложенными пассивными ледниками. Время реакции первых на климатические колебания составляет около 1500 лет [Клементьев и др., 1992]. Последние же, возникнув в Малом ледниковом периоде 400 лет назад, к настоящему времени практически исчезли. Значит, есть большая разница во времени накопления и действия, как геологического агента, этих разных типов оледенения. Поэтому совершенно необязательно ледники возвышенностей и равнин действовали в одно и то же время.

В-третьих, как показано выше, время зарождения и деградации оледенений в различных районах Арктики может не быть одинаковым, тем более таких различных типов, как «активного» покровного и пассивного, для разрастания и деградации которого требовалось всего несколько десятилетий - столетий.

Кроме того, Д.М. Колосов показал, что условия, которые представляются наиболее благоприятными для развития пассивного оледенения якутского эмбрионального и новосибирского типов, были отнюдь не благоприятны для развития оледенений других типов. Для возникновения оледенений пассивного типа совершенно не обязательна перестройка всей климатической системы. Небольшие сдвиги в сезонном режиме погоды могут дать существенный гляциологический эффект. Например, более суровые зимние условия и сокращение летних сезонов может приводить к промерзанию озер, образованию многолетних наледей и небольших фирнов. Именно такая концепция удовлетворительно отвечает на вопрос об образовании пассивного оледенения равнин в то время, когда горные ледники оказывались не в состоянии продвинуться в их пределы [Колосов, 1947].

 ОГЛАВЛЕНИЕ