История развития оледенения на Шпицбергене рассматривалась в работах многих исследователей. На основе изучения соотношений моренных образований с морскими террасами удалось выделить ряд голоценовых стадий наступания ледников на территории архипелага.

Так, К. Биркенмайер [Birkenmajer, 1960], А. Ян [Jahn, 1959] и Я. Шупрычиньский [Szupryczinski, 1963] отметили на побережье залива Хорнсунн налегание на 60-метровую морскую террасу моренных гряд, подрезаемых 40-метровой террасой. Это дало им основание выделить особою стадию наступания ледников на Шпицбергене, которая имела место в период формирования 60-метровой террасы (этап «древних моренных гряд», по А. Яну [Jahn, 1959]), предположительно перед началом послеледникового климатического оптимума. К этой стадии А. Ян отнес также все морены, расположенные у подножий крутых горных склонов на открытом западном побережье Шпицбергена (на участке от Хорнсунна до ледника Вереншёльда). Впоследствии путем экстраполяции радиоуглеродных датировок морских террас Шпицбергена, возраст морен древней генерации, покрывающих 60-метровую террасу и отнесенных к стадии хорнсунн, был определен приблизительно в 10 тыс. лет и оказался, таким образом, синхронным стадии сальпаусселькя [Гросвальд и др., 1967]. В результате исследований З. Чеппе [Czeppe, 1966] и Я. Шупрычиньского [Szupryczinski, 1968a] было установлено, что моренные гряды древней генерации, не связанные с краевой зоной современных ледников, перекрывают во многих местах не только 60-метровые, но и более низкие морские террасы, вплоть до 5-метрового уровня. Поскольку, по данным радиоуглеродного метода, 5-метровые террасы сформировались примерно 2500 лет назад, моренные гряды, лежащие на поверхности террас высотой от 4-5 до 5 метров , Я. Шупрычиньский [Szupryczinski, 1968a, 1968b] отнес к новой стадии наступания ледников, имевшей место в начале верхнего голоцена и названной стадией магдаленфиорд.

Наконец, все исследователи Шпицбергена выделяют стадию наступания ледников в XIV-XIX веках, аналогичную «малой ледниковой эпохе». Следы этой стадии в виде молодых конечных и боковых морен хорошо выражены перед краями современных ледников.

В 1962 г . У. Листоль [Liestøl, 1962], характеризуя моренные гряды у подножий крутых горных склонов в районах мыса Митра (при входе в Конгс-фиорд), бухты Дуннер (у массивов Флуфьеллет и Дёрдальснутен) высказал мнение, что эти гряды являются не боковыми моренами крупных ледников, продвигавшихся на побережье в одну из эпох голоцена, а образовались в результате оползания и осыпания обломочного материала по склонам. Эти процессы завершились формированием аккумулятивных гряд и террасовидных уступов ("talus terraces") у подножья склонов. Показательно, что обломочный материал рассматриваемых гряд состоит целиком из пород, слагающих вышележащие горные склоны. Эту характерную особенность строения древних моренных гряд отмечали и другие авторы [Birkenmajer, 1960; Czeppe, 1966; Jahn, 1959; Szupryczinski, 1963; 1968a и др.], которые тем не менее считали эти гряды боковыми моренами крупных древних ледников, распространявшихся вдоль побережья.

Проведенное нами обследование большого числа подобных моренных гряд в разных районах на западном побережье Шпицбергена подтвердило точку зрения У. Листоля. Мы наблюдали такие гряды у подножий крутых склонов на полуострове Брёггер (рис. 1), на побережье Форланнсунна (равнина Сарсюра), на западном побережье Земли Норденшельда (вблизи долины Орустдален), а также на участке между ледником Вереншёльда и заливом Хорнсунн, где ранее такие формы рельефа исследовались К. Биркенмайером, А. Яном и Я. Шупрычиньским [Birkenmajer, 1960; Jahn, 1959; Szupryczinski, 1963; 1968a]. Судя по аэроснимкам и картам, аналогичные гряды имеются на западном побережье Земли Принца Карла (у подножья хребта Омуннрюгген и горы Метуенфьеллет).

Моренные гряды располагаются у подножий крутых склонов на поверхности морских террас с различными высотами (от 100 до 5 м ). Нередко эти гряды перекрывают сразу несколько разновысотных береговых уровней, последовательно выклинивающихся вдоль склона. Так, в 2 км южнее ледника Вереншёльда на западном побережье у подножья горы Гулликсенфьеллет находится мощная гряда протяженностью около 1,5 км и высотой до 100 м над уровнем моря, состоящая из крупных обломков кварцитов, слагающих верхние участки склона этой горы. Внешний край гряды перекрывает абразионные береговые уровни высотой от 40 до 6 м , что свидетельствует о формировании ее после образования низких террас, т.е. не раньше верхнего голоцена. По нашему мнению, эту моренную гряду следует рассматривать не как боковую морену ледника Вереншёльда, распространявшегося к югу вдоль побережья, а как конечную морену крупного присклонового (шлейфового) ледника, занимавшего подножье открытого горного склона. Вероятно, в одну из прохладных и влажных эпох верхнего голоцена такие ледники могли образоваться не только на подветренных, но и на наветренных склонах передовых хребтов. О возможности появления таких ледников свидетельствуют крупные многолетние снежники, встречающиеся на наветренных склонах (западной экспозиции), в том числе и непосредственно над описанными выше моренными грядами.

Некоторые из моренных гряд у подножий крутых горных склонов имеют нивально-осыпной генезис; они формировались в процессе осыпания и оползания обломков по поверхности снежников и в результате лавинной деятельности. Такое происхождение имеют, по нашему мнению, моренные гряды в долинах Ревдален и Лисбетдален (залив Хорнсунн), принимаемые отдельными исследователями [Czeppe, 1966; Jahn, 1959; Szupryczinski, 1968a] за боковые морены ледников, заполнявших эти долины в нижнем и верхнем голоцене (рис. 2). Поскольку единое тело этих гряд перекрывает не только высокие (60- 40 м ), но и более низкие морские террасы (35, 25 и 17 м ), то их формирование могло начаться не ранее верхнего голоцена. Эти гряды не могут быть боковыми моренами, так как на дне долины Ревдален хорошо выражены поверхности абразионных и абразионно-аккумулятивных террас без каких-либо следов пребывания на них верхнеголоценовых ледников. К тому же эти гряды строго приурочены к подножью крутых высоких склонов и с понижением гор и выполаживанием склонов резко обрываются. Как известно, боковые морены располагаются под любыми склонами и выдвигаются на равнинные участки. Таким образом, в районе Хорнсунна вне краевой зоны современных ледников не обнаружены признаки значительного наступания ледников в нижнем и верхнем голоцене.

Не могут служить также бесспорным доказательством существенного верхнеголоценового продвижения ледников моренные гряды, отмеченные Я.Шупрычиньским [Szupryczinski, 1968a; 1968b] у подножья крутых горных склонов в районе Магдален-фиорда и на острове Амстердам, перекрывающие 5-метровую террасу. Все эти гряды сложены местным обломочным материалом и, вероятно, также являются конечными моренами небольших шлейфовых ледников и нивально-осыпными валами. Возраст этих гряд Я.Шупрычиньский [Szupryczinski, 1968a] определяет примерно в 2500 лет, экстраполируя радиоуглеродные датировки 5-метровой морской террасы с восточного побережья Шпицбергена на западное. Однако новые датировки из района Конгс-фиорда указывают на более древний возраст 5-метровой террасы в северо-западной части Шпицбергена - порядка не менее 6-7 тыс. лет [Corbel, 1966]. Следовательно, определение возраста моренных гряд по соотношению с низкими морскими террасами для западной части архипелага пока может быть сделано лишь весьма приближенно.

Таким образом, можно считать установленным, что моренные гряды, расположенные у подножий крутых горных склонов вне краевой зоны современных ледников, не свидетельствуют о сколько-либо значительном оледенении этих участков в нижнем и верхнем голоцене и представляют собой конечноморенные образования небольших шлейфовых ледников или нивально-осыпные валы. Следы значительных голоценовых подвижек ледников наблюдаются на Шпицбергене лишь перед краями современных ледников.

Нижнеголоценовое продвижение ледников фиксируется мощными напорными моренами, лежащими непосредственно перед концами некоторых ледников (Пенка, Ушер, Веттерн и др.). Напорные краевые валы достигают высоты 70- 80 м (ледник Пенка) и сложены деформированной толщей морских осадков. В пользу формирования этих морен в нижнем голоцене свидетельствует наличие на их дистальном склоне серии абразионно-аккумулятивных террас высотой до 60- 70 м , возраст которых, по результатам датирования радиоуглеродным методом террас в соседних фиордах, составляет 9-10 тыс. лет [Feyling-Hanssen, 1965]. Таким образом, формирование этих морен примерно соответствовало стадии сальпаусеелькя. Напорные краевые валы образовались, по нашему мнению, в подводных условиях, в результате фронтального давления ледника на донные осадки, находившиеся в пластическом состоянии. По мере поднятия суши дистальный склон вала был террасирован [Троицкий, 1967а, 1967б].

В среднеголоценовое время (8-2,5 тыс. лет назад) оледенение Шпицбергена испытало значительное сокращение. Об этом свидетельствует залегание отложений морских террас от 3 до 40 м высотой с теплолюбивой фауной под современными ледниками [Gripp & Todtmann, 1926; Feyling-Hanssen, 1965].

Следует отметить, что в это время ледники архипелага не исчезали полностью, так как в отложениях рассматриваемых террас встречаются довольно крупные валуны, принесенные, вероятнее всего, айсбергами.

Новая подвижка ледников приходится на начало верхнего голоцена. Однако достоверные ее следы выражены на Шпицбергене весьма слабо. К ним можно отнести некоторые напорные морены, на дистальных склонах которых морские террасы отсутствуют или выражены только у их подножья (ледники Грен-фиорд, Камфортлес). Эти морены капора формировались на завершающем этапе голоценовой трансгрессии - примерно 3,0-2,5 тыс. лет назад. Можно предполагать, что именно тогда начали формироваться моренные гряды подножий крутых склонов, перекрывающие низкие морские террасы, что было вызвано широким развитием в это время шлейфовых ледников, снежников и нивально-осыпных процессов. Эта стадия синхронна стадии Седова на Земле Франца-Иосифа [Гросвальд, 1967] и стадии эгессен в Альпах.

Радиоуглеродные датировки древесины-плавника, извлеченного из современных морен ряда ледников, спускающихся в море, показали, что абсолютный возраст плавника находится в диапазоне от 1750 до 800 лет назад [Троицкий и др., 1970]. Очевидно, что прежде чем попасть в морену, плавник должен был отложиться на берегу или дне свободного от ледника участка фиорда, а уже затем был захвачен и переотложен наступавшим ледником. Следовательно, абсолютный возраст этих остатков в моренах указывает на время отступания ледников. Эти данные определенно свидетельствуют, что, по крайней мере, в течение III-XII веков н.э. на Шпицбергене имело место сокращение оледенения, что хорошо согласуется с представлениями о теплом и засушливом периоде в Европе в первом и начале второго тысячелетия нашей эры («второй климатический оптимум» голоцена), для которого характерно уменьшение ледовитости Северной Атлантики, отступание ледников в Альпах, Скандинавии, Исландии и других районах.

Ледниковая стадия последних веков отмечена хорошо выраженными конечно-моренными валами с ледяным ядром, высота которых достигает у некоторых ледников 60- 80 м . У краев ледников, оканчивающихся на суше, чаще наблюдается только один крупный конечно-моренный вал, который в одних случаях еще не потерял видимой связи с концом ледника, в других отделен от него довольно широкой (до 0,5- 1,0 км ) депрессией, образовавшейся вследствие отступания ледника в последние десятилетия. Для ледников, спускающихся в море, эта стадия отмечена мощными валами боковых морен с ледяным ядром, перекрывающими весь комплекс морских террас вплоть до уровня моря. В ряде случаев вместо боковых валов по обеим берегам фиорда прослеживаются широкие полосы холмисто-грядового рельефа, возникшего на месте полей мертвого льда, оставленных отступившим ледником. Максимальное удаление внешнего края моренного рельефа от современного фронта составляет у ледника Паула 17 км , у ледника Натхорста 14- 15 км . Для многих ледников максимальное их продвижение в конце прошлого столетия, совпадающее с внешним краем молодых морен, зафиксировано непосредственно на картах.

У большинства ледников на Шпицбергене более древние моренные образования перед моренами последней стадии отсутствуют. Молодые морены с глыбами еще не растаявшего льда перекрывают проксимальный склон краевых напорных валов нижне- и верхне-голоценового возраста, но не переходят их гребня (ледники Пенка, Ушер, Грен-фиорд и др.). Отсюда следует, что амплитуда колебаний ледников на Шпицбергене в нижнем и верхнем голоцене не превышала их современных колебаний. Более того, есть все основания говорить, что продвижение подавляющего большинства ледников в эпоху последних столетий по сравнению с предшествующими голоценовыми стадиями было наибольшим, и молодые морены полностью перекрывают более древние.

Именно в эту эпоху продвинувшиеся ледники захватили и переотложили с берегов и дна фиордов плавник, морскую фауну и другие органические остатки, которые встречаются в моренах последней стадии [Гросвальд и др., 1967; Троицкий и др., 1970; Birkenmajer, 1964; Jahn, 1959; Szupryczinski, 1968a]. Наиболее молодые радиоуглеродные датировки органических остатков из этих морен показывают, что наступание ледников началось не ранее XIII-XIV веков, и, судя по картографическим материалам, достигло своего максимума в XVIII-XIX веках. Это хорошо согласуется с данными по горно-ледниковым районам Европы, для которых отмечено всеобщее наступание ледников в XIV-XIX веках («малая ледниковая эпоха»).

Итак, важнейшей особенностью развития оледенения Шпицбергена в голоцене является то, что масштабы более ранних стадий наступания ледников не превышали последующих и наибольшей из них была последняя стадия. В то же время в таких горно-ледниковых районах, как Скандинавия, Альпы, Кавказ и другие наблюдается последовательное убывание размеров оледенения в голоцене от ранних стадий к более молодым. Этот факт требует дальнейшего гляциоклиматологического объяснения, но совершенно очевидны существенные различия в эволюции голоценового оледенения в горных районах полярных и умеренных широт.

ЛИТЕРАТУРА

1. Гросвальд М.Г. и др. Движения земной коры и возраст ледниковых стадий в районе Шпицбергена. Геохимия, 1967, № 1.

2. Троицкий Л.С. Гляциогеоморфологические исследования на Шпицбергене. В сб.: Материалы гляциол. исслед. (МГГ). Хроника, обсуждения, вып.13. М., 1967.

3. Троицкий Л.С. К истории оледенения Шпицбергена в верхнем плейстоцене и голоцене. Докл. АН СССР, т. 175, № 3, 1967.

4. Троицкий Л.С. и др. О колебаниях ледников Шпицбергена в позднем голоцене. В сб.: Материалы гляциол. исслед. (МГГ). Хроника, обсуждения, вып. 16. М ., 1970.

5. Birkenmajer К. Raised marine features of the Hornsund area, Vestspitsbergen. Geol. results of the Polisch 1957-1958 Spitsbergen expedition, pt. H. Studia Geol. Polonica, v. 5, Warszawa, 1960.

6. Birkenmajer K. Quaternary geology of Treskelen, Hornsund, Vestspitsbergen. Studia Geol. Polonica, т. II. Warszawa, 1964.

7. Corbell I. Datation au carbone 14 des terasses marines de la Bele du Roi. Spitsberg, 1964, C .N.R.S., R.C.P., 42. Lyon , 1966.

8. Czeppe Z. Przebieg glownych pzocesow morfogenetycznych w poludniwo-zachodnim Spitsbergenie. Zesz. nauk. Uniw. Iadiell., n 127, 1966.

9. Feyling-Hanssen R.W. Shoreline displacement in Central Spitsbergen. Medd. Norsk Polarinstitut, N 93. Oslo , 1965.

10. Gripp K.,Todtmann E. Die Endmorane des Green Bay-Gletschers auf Spitsbergen . Mitt. Geogr. Ges., Ht. 37. Hamburg , 1926.

11. Jahn A. The raised shore lines and beaches in Hornsund and the problem of postglacial vertical movements of Spitsbergen. Przeglad geograficsny, v. 31. Warszawa, 1959.

12. Liestøl O. Talus terraces in Arctic regions. Arbok 1961 (Norsk Polarinstitutt). Oslo , 1962.

13. Szupryczynski I. Rzezba strefy marginalnej i typy deglacjaji ladowcow poludniowego Spitsbergenu. Prace Geograficzne, Inct. geogr. Polskiej Akad. Nauk, N 39. Warszawa, 1963.

14. Szupryczynski I. Niektore zagadnienia czwartorzedu na obszarze Spitsbergenu. Prace Geograficzne, Inst. geogr. Polckiej Akad. Nauk, N 71. Warszawa, 1968.

15. Szupryczynski I. Glaciation in Spitsbergen . 21 st Internet. Congr., India, 1968. Abstr. papers. Calcutta , 1968.

SUMMARY

Study of the old moraine ridges in the Spitsbergen, situated outside the edge zone of present-day glaciers and considered by many scientists as a result of a considerable advance of archipelago glaciers in the Lower and Upper Holocene ages § showed that these ridges did not represent Bide moraines of big glaciers but terminal moraines of small wallsided glaciers and talus ridges at the foot of steep slopes. The traces of a considerable glacier advance in the Holocene age remained in front of present-day glacier snouts.

The Lower Holocene glacier advance (about 10000 b.p.) marked by thick moraines with signs of abrasian on their distal slope: moraines of this stage were formed under subwater conditions. After the climatic optimum (8-3 thousand b. p.) when a great decrease of glacier shrinkage took place, a new advance of glacier began. This is known from push moraines with sea terraces at the lower part of their slopes. By radio-carbon dating of driftwood from moraines of present-day glaciers the epoch of glacier retreal during the period III-XII centuries is established. In the XIII-XIV centuries a new advance of archipelago glaciers took place which reached its maximum in XVIII-XH centuries. This stage peculiar by its thick terminal and side ice-cored moraines of stretches of hammoс-moraine relief with blocks of burried ice. The advance of the majority of glacier during the last centuries was much greater than during the previous Holocene stages. This is a great difference of the Holocene glaciation of the Spitsbergen in comparison with mountain glacier of temperate latitudes where a regular decrease of glaciation from earlier stages towards more young ones was taking place.