Реконструкция динамики ледяного покрова в северных широтах Мирового океана для поздне- и послеледникового времени имеет практическое значение. Она представляет конструктивные решения проблемы тепловой мелиорации северных широт [Будыко, 1964; Дрогайцев, 1960].

При реконструкции динамики ледяного покрова мы исходили из следующих положений:

1. Все крупномасштабные колебания климата тесно совпадали по фазе во всей географической оболочке земного шара и характеризовались одной и той же географической схемой, отличаясь лишь периодом и амплитудой [Виллетт, 1958].

2. Все изменения климата за рассматриваемый период происходили однозначно с изменением теплосодержания атлантических вод, поступающих в Северный Ледовитый океан.

3. На протяжении последних 20 тысяч лет в европейской части Арктики ледники и ледовитость морей испытывали глубокие синхронные и однозначные колебания [Гросвальд, 1967].

Реконструкция динамики ледяного покрова вызывает необходимость определения параметров, которые позволили бы в цифрах оценивать состояние ледяного покрова морской поверхности на отдельных этапах истории его развития. С этой целью была составлена десятибалльная шкала ледовитости. Для некоторых состояний ледовитости мы имеем надежные характеристики, например, состояние безледности Арктического бассейна в кульминацию климатического оптимума среднего голоцена, отвечающее нулевому баллу ледовитости, или современное состояние, которое мы оцениваем в 4 балла.

Для других состояний, например, для малого климатического оптимума раннего средневековья (2 балла), для малой ледниковой эпохи (6 баллов), для эпохи максимального (верхнеплейстоценового) оледенения, имевшего место 20-18 тыс. лет назад (10 баллов), мы имеем менее надежные, но все же заслуживающие большого доверия данные. Оценки эти базируются на исследованиях Флинта, Лама, Коха, Альмана и др. И, наконец, третья категория характеристик получена путем интерполяций; в отдельных же случаях, как например, при определении мощности ледяного покрова, мы пользовались формулой, рекомендованной Н.Н. Зубовым [Зубов, 1945].

В табл. 1 приведены (для четного количества баллов) следующие основные параметры: площадь, мощность и объем ледяного покрова для летнего и зимнего сезонов в среднем для всего Арктического бассейна. Параметры нечетных баллов определяются интерполяцией (рис. 1 а, б).

Динамику морских льдов целесообразно рассматривать по отдельным этапам.

I. Этап кульминации последнего оледенения (20-18 тыс. лет назад). Он соответствует бологовской стадии валдайского оледенения в СССР, бранденбургской стадии в Западной Европе, стадии тейзуэлл висконсина в Северной Америке. Распространение льдов на этом этапе иллюстрируется картой III Флинта [Флинт, 1963]. В это время площадь материкового оледенения в северном полушарии по сравнению с современным оледенением возрастала в 13 раз - с 2 до 26 млн. км².

Максимальная площадь распространения оледенения в антропогене была не намного больше, чем 20 тыс. лет назад (на 11-12%), что позволяет представить глубину климатических изменений. Последние исследования установили, что наиболее низкие температуры приходятся именно на период 20-18 тыс. лет назад. Меньшая же площадь оледенения объясняется значительно меньшей продолжительностью бологовской стадии по сравнению с другими ледниковыми эпохами.

Площадь оледенения океанов и морей, согласно карте Флинта, достигала в зимний период около 25 млн. км², что на 2/3 превышает современный покров в период годового максимума. Арктические острова, степень оледенения которых в определенной мере служит индикатором оледенения морской поверхности бассейна, были покрыты мощными по высоте и обширными по площади ледяными куполами. Так, по данным Гросвальда [Гросвальд, 1963], мощность ледникового купола в районе о. Виктория определялась в 2,5 км. Его западное крыло перекрывало архипелаг Шпицбергена, а восточное - Землю Франца-Иосифа.

Рост ледовитости Северного Ледовитого океана объясняется рядом взаимосвязанных причин. Первая, основная - это уменьшение водообмена Полярного бассейна с более южными акваториями. Дальнейшее же понижение температуры шло как бы по схеме цепной реакции. Как известно, ледяной покров Полярного бассейна сам вызывает понижение зимней температуры на 2,7-2,8° [Брукс, 1952].

Понижение температуры акваторий вызывает рост ледников на континентах. Последний процесс сопровождается изъятием из Мирового океана значительных масс воды, определяемых десятками миллионов км³. Это вызывает понижение уровня Мирового океана. Такие мелководные бассейны, как Баренцево, и шельфовые области Чукотского и Берингова морей при понижении уровня на 40-50 м затрудняют питание Полярного бассейна теплыми водами. И, наконец, возникающие на окружающих материках ледяные покровы сами становятся дополнительными источниками холода. В результате действия всех этих взаимосвязанных факторов температура поверхностного слоя Мирового океана существенно понижается. На экваторе это понижение достигает 4-6°. Так как поверхность Мирового океана является главным поставщиком тепла и влаги в атмосферу, то с похолоданием поверхности влагосодержание атмосферы снижается, а в связи с этим снижается и оранжерейный эффект атмосферы, значение которого очень велико.

Современная средняя годовая температура приледникового слоя воздуха в среднем по центральной части Арктического бассейна равна приблизительно -17°. При сохранении современного градиента она в бологовскую стадию снижалась до -23°. В этом случае мощность ледяного покрова по формуле Н.Н. Зубова составит 16 м. Объем морских льдов в конце зимы составит 200 тыс. км³, а в конце лета 150 тыс. км³. Эта масса льда значительно превосходила современные морские льды южного и северного полушарий вместе взятых. Как отмечалось, такая ледовитость оценивается максимальным баллом - 10.

В конце рассматриваемого этапа имело место кратковременное потепление (березайский межстадиал) и последующее похолодание (едровская стадия) [Чеботарева и др., 1965]. В березайское время ледовитость морской поверхности уменьшалась примерно на 2 балла, а в едровскую стадию вновь возрастала до величины, близкой к 10 баллам.

II. Второй этап (18-14 тыс. лет назад). 18 тыс. лет назад началось потепление, получившее название соминского межстадиала. Примерно за 1900 лет край европейского ледника отступил на 1000 км. Аналогичное явление имело место и в Северной Америке, средняя скорость стаивания льда составляла 53 см в год. Такое стаивание требует среднего расхода тепла примерно 5 ккал/см² в год.

Проследим, откуда могло быть взято это тепло для обеспечения такой глубокой и быстрой рецессии. Как известно, большие изменения в природе, вызываемые при определенных условиях незначительными изменениями в тепловом балансе, происходят, например, с морскими льдами. Для их уничтожения требуется очень немного тепла. Брукс считает, что повышения температуры на Земле на 1° оказалось бы достаточно, чтобы привести весь ледяной покров Арктического бассейна в летнее время в неустойчивое состояние. Нами определено, что повышение температуры атлантических вод над порогом Нансена на 6,5° (с 1,9 до 8,4°) обеспечивает уничтожение современного ледяного покрова Арктического бассейна в течение 3 лет. М.И. Будыко рассчитал, что повышение летних температур воздуха на 4° привело бы к уничтожению всех дрейфующих льдов в течение 4 лет.

Тепловые процессы особенно эффективны, когда они происходят на границе таяния и замерзания воды. Замена ледяной поверхности на водную увеличивает годовой радиационный баланс примерно на 40 ккал/см² в год [Борисов, 1962]. Так как в бологовскую и едровскую стадию площади континентальных и морских ледяных покровов были приблизительно равны, то уничтожение 1/8 части морских льдов уже обеспечивает мобилизацию тепла в объеме, необходимом для стаивания материковых льдов с указанной скоростью. Фактически же уменьшение площади морских льдов было большим. Для осторожности мы снижаем цифру уменьшения площади льдов с 25 млн. км² до 19, т.е. примерно на ¼ в зимнее время и с 19 км³ до 13, т.е. на 1/3 в летнее время. Наряду с этим надо иметь в виду, что не во всех точках материковые льды имели мощность 1 км. К тому же ряд процессов, как-то: замена на континентах ледяного покрова растительным, сокращение ареала и времени снежного сезонного покрова и др., - теперь уже формируют «цепную реакцию» в сторону потепления.

Согласно приведенным предположениям, состояние ледовитости морской поверхности в кульминацию соминского межстадиала может быть приравнено по ледовитости к периоду малой ледниковой эпохи, (1550-1850 г.н.э.), т.е. в 6 баллов. Ледовитость же вепсовской стадии оценивается в 8 баллов.

III. Период древнего и среднего дриаса (14-12 тыс. лет назад). Планетарное потепление, начавшееся 18-14 тыс. лет назад, продолжалось до кульминации средне-голоценового оптимума (6-4 тыс. лет назад). Судя по более детальным палеоклиматическим реконструкциям [Алейников, 1960], оно не было монотонным. Общее повышение температуры прерывалось большими и малыми похолоданиями различной длительности. Два крупных из них, имевших место в период 14-12 тыс. лет назад, получили наименование древний и средний дриас. В кульминацию этих похолоданий ледовитость акватории северного полушария достигала в первом случае 8 баллов, во втором - 6 баллов. Они были расчленены интерстадиалом бёллинг, когда ледовитость опускалась до 2 баллов, т.е. до уровня, имевшего место в период потепления раннего средневековья. Это подтверждается данными по деградации ледников на островах Европейской части Арктики и температурной амплитудой, определенной по биологическим индикаторам с учетом влияния континентальных льдов.

IV. Освобождение ото льда Арктического бассейна в аллереде. (12-11 тыс. лет назад). Палеотемпературный и микропалеонтологический анализы донных отложений Атлантики установили необычайный и ярко выраженный рост температуры поверхностных вод на 6-10° на большей части акватории в период 12-11 тыс. лет назад. По определению Альмана [Альман, 1961], европейский ледник в этот период сократился более чем вдвое.

Данные палеоботаников по украинской части Полесья [Артюшенко, 1959] и данные [Гросвальд, 1967; Jahn, 1959] об изменчивости ледников Европейской части Арктики позволяют считать, что Полярный бассейн в то время был свободен от дрейфующих льдов. Продолжительность кульминации можно оценить примерно в 500 лет.

V. Период от молодого дриаса до переславльского похолодания (11-9 тыс. лет назад). После аллереда наступило раннее голоценовое похолодание - молодой дриас. Оно было достаточно сильным и резким: примерно за 350-400 лет континентальные ледяные щиты продвинулись к югу на 500 км. Термический режим того времени позволяет оценить ледовитость Полярного бассейна в 7-8 баллов.

После молодого дриаса последовало безымянное потепление, а затем кратковременное переславльское похолодание.

В первом случае оледенение оценено в 2 балла, а во втором - в 6 баллов.

VI. Среднеголоценовый оптимум (9-2,5 тыс. лет назад). После переславльского похолодания начался наиболее длительный за последние 20 тыс. лет климатический оптимум среднего голоцена. Не вдаваясь в детали, необходимо ответить на главный вопрос: был ли Арктический бассейн в период кульминации климатического оптимума свободным от ледяного покрова. Брукс отвечает [Брукс, 1952]: «Мы не сомневаемся в том, что ответ на этот вопрос должен быть положительным». Крери [Crary, 1956] также считает, что в период климатического оптимума «вся Арктика была свободна ото льдов». Эти данные были проверены на материалах других исследователей.

Мы хорошо знаем, что современное потепление в 20-х и 30-х годах на 0,6° вызвало уменьшение массы льда в Арктическом бассейне в два раза. Также известно, что потепление на 1-2°, которое произошло в раннем средневековье, обусловило неустойчивое состояние ледяного покрова Арктического бассейна: он исчезал летом и восстанавливался зимой в относительно небольшом объеме.

В период кульминации среднеголоценового оптимума температура повышалась на 2-2,5°, а по некоторым оценкам даже на 3° [Lamb, 1959]. Факт повышения температуры на 2-2,5° подтверждается многими исследованиями: по фауне, найденной на Шпицбергене [Шварцбах, 1955], по морской фауне у Кольского полуострова [Лаврова, 1960], по наземной растительности [Кац, 1959]. Установлено [Жузе, 1962], что в северной части Тихого океана в послеледниковое потепление температура океанических вод поднималась настолько, что южная граница бореальной зоны была смещена к северу почти на 1000 км. Вечная мерзлота на окружающих континентах протаивала на 100 м, а в отдельных областях до 200-300 м. Горные ледники значительно сокращались, а во многих местах они полностью исчезали.

Смещение растительных зон на европейском континенте в сторону полюса достигало 4-5° по широте, а продвижение северных границ отдельных растительных зон - 1000 км [Нейштадт и Гуделис, 1961].

Все сказанное позволяет согласиться с утверждением Брукса, Крери и др., что существование при этих условиях ледяного покрова в Арктическом бассейне исключается. Поэтому в нашей реконструкции принято, что ледяной покров отсутствовал и балл ледовитости равнялся нулю. Продолжительность акриогенности оценена в 4,5 тыс. лет.

VII. Последние колебания ледовитости (2,5-0 тыс. лет назад). Конец кульминации среднеголоцевового оптимума датируется периодом 4 тыс. лет назад, начало возрождения ледяного покрова - 3 тыс. лет назад. Начавшееся похолодание продолжается до наших дней. Но оно прерывалось потеплениями, два из которых заслуживают внимания. Это малый климатический оптимум раннего средневековья VIII-XII вв. н.э. и современное потепление в первой половине нашего века.

Ледовитость малого климатического оптимума оценивается нами в 2 балла, ледовитость малой ледниковой эпохи в 1550-1850 гг. - в 6, а современное состояние - в 4 балла.

Изложенные материалы позволяют заключить, что 20 тыс. лет назад площади оледенения морской поверхности и континентов были близки к экстремальным в антропогене, а следовательно, и похолодание было близко к экстремальному за последние 200 млн. лет. Изменение ледовитости высоких широт северного полушария находилось в прямой зависимости от теплосодержания атлантических вод, поступающих в высокие широты. Такая концепция находится в соответствии со взглядами А.И. Воейкова [Воейков, 1952] и результатами моделирования атмогидросферных процессов акад. П.П. Лазарева [Лазарев, 1950].

Сводная картина динамики оледенения морской поверхности северного полушария представлена в табл. 2. Из данных таблицы видно, что общее время, когда ледовитость превышала современную, составляет меньше половины - 9,3 тыс. лет из 20 (46%). Неустойчивость ледяного покрова Полярного бассейна с еще большей выпуклостью вырисовывается за время голоцена (последние 12 тыс. лет).

В течение 5 тыс. лет из 12 (42%) Арктический бассейн был вообще свободен от ледяного покрова, как это видно из приводимой здесь таблицы.

Кроме того, в течение 4 тыс. лет (33%) ледяной покров бассейна находился в неустойчивом состоянии, он исчезал летом и восстанавливался зимой в меньшем объеме, чем в наше время. Иными словами, в голоцене в течение 9 тыс. лет из 12 (75%) ледовые условия были несравненно благоприятнее, чем в наши дни.

Выводы

1. Морские льды Арктического бассейна не являются реликтом минувшей ледниковой эпохи, а представляют собой продукт современного климата.

2. Динамика морских льдов в северных широтах определялась однозначными изменениями в теплосодержании атлантических вод, поступающих в Арктический бассейн.

В заключение следует отметить, что в настоящей статье сделан первый опыт восстановления динамики оледенения морской поверхности, и поэтому приведенные количественные оценки носят эскизный характер.

ЛИТЕРАТУРА

1. Алейников А.А. Об основных вопросах изучения четвертичных (антропогеновых) отложений Северо-Запада СССР. Л. 1960.

2. Альман Г.В. Деградация оледенения в Северной Швеции Изв. АН СССР, сер. геогр., № 1. 1961.

3. Артюшенко А.Т. Растительность аллереда на территории Русской равнины в связи с общим развитием растительного покрова в позднеледниковье в Восточной и Средней Европе. Ботанический журнал, т. 44, № 6. 1959.

4. Борисов П.М. К проблеме коренного улучшения климата. Изв. Всесоюз. геогр. об-ва, т. 94, № 4. 1962.

5. Брукс Ч. Климаты прошлого. М. 1952.

6. Будыко М.И. Изменение климата и пути его преобразования. В сб. «Развитие и преобразование геогр. среды». М. 1964.

7. Виллетт X.С. Циркуляция атмосферы как фактор изменения климата в ледниковые и межледниковые периоды. В сб. «Изменение климата», М. 1958.

8. Воейков А.И. К вопросу о колебании климата. Избр. соч., т. III. M. 1952.

9. Гросвальд М.Г. Древние береговые линии Земли Франца-Иосифа и позднеантропогеновая история ее ледниковых покровов. В сб. «Гляциологические исследования», №9. М. 1963.

10. Гросвальд М.Г. Об изменчивости ледников Европейской Арктики на протяжении последних 20 тысяч лет. Тезисы доклада на рабочем совещании по проблеме «Тепловая мелиорация северных широт». М. 1967.

11. Дрогайцев Д.А. Потеплеет ли Север? Природа, 1960. № 6.

12. Жузе А.П. Стратиграфические и палеогеографические исследования в северной части Тихого океана. М. 1962.

13. Зубов Н.Н. Льды Арктики. М. 1945.

14. Кац Н.Я. Термическая волна позднего плейстоцена и развитие растительности. Изв. АН СССР, сер. геогр., № 6. 1959.

15. Лаврова М.А. Четвертичная геология Кольского полуострова. М.-Л. 1960.

16. Лазарев П.П. О методе, позволяющем показать зависимость океанических течений от пассатных ветров, и о роли океанических течений в изменении климата в различные теологические эпохи. Соч., т. III. M.-Л. 1950.

17. Нейштадт М.И., Гуделис В.К. Проблемы голоцена. В сб. «Вопросы голоцена». Вильнюс. 1961.

18. Флинт Р.Ф. Ледники и палеогеография плейстоцена. М. 1963.

19. Чеботарева Н. и др. Стратиграфия отложений валдайского оледенения. В сб. «Последний европейский ледниковый покров». М. 1965.

20. Шварцбах M. Климаты прошлого. М. 1955.

21. Crary A.P. Arctic ice island  research. Advances Geophys., No 3. New York. 1956.

22. Jahn A. The raised shore lines and beaches in Hornsund and the problem of the postglacial vertical movements of Spitsbergen Przeg geogr., 31. 1959.

23. Lamb H.H. Our changing climate past and present Weather, vol. 14, No 10. 1959.

Ссылка на статью: 

Борисов П.М. Опыт реконструкции ледяного покрова Полярного бассейна в поздне- и послеледниковое время. Северный Ледовитый океан и его побережье в кайнозое. Гидрометеоиздат, Ленинград, 1970, с. 61-70.