Евгений Гернет - Ледяные лишаи
Сам Миланкович сделал расчет колебаний приземной температуры, вызванных колебаниями инсоляции, и получил довольно большую амплитуду, порядка 5°. Но в своих вычислениях он не принял в расчет выравнивание температуры из-за циркуляции атмосферы, которое очень сильно уменьшает амплитуду возможных колебаний. Оценку влияния атмосферной циркуляции сделал Дж. Симпсон. Современные расчеты, выполненные более совершенными методами, подтвердили заключение Симпсона о незначительности колебаний температуры из-за колебаний инсоляции. Но реальность этих колебаний не вызывает сомнений. Возможность их точного расчета и близость продолжительности циклов колебаний инсоляции и ледниково-межледниковых колебаний не позволяют не принимать их в расчет, несмотря на доказанную незначительность вызываемых ими колебаний приземной температуры. Может быть, отклонение температуры к похолоданию (или потеплению) является импульсом, изменяющим направление взаимодействий в системе «Земная поверхность — Атмосфера». Несколько более холодная погода летом при смягчении зим и увеличении осадков приводит к большему распространению площади морских льдов и лучшему питанию ледников. Снег и лед, увеличивая альбедо, вызывают дополнительное охлаждение, большее, чем только из-за ослабления инсоляции. К такому объяснению пришли многие ученые[38]. Это подтверждается и тем, что колебания инсоляции, вызванные астрономическими причинами, наблюдались в течение всей истории Земли, но в безледные теплые периоды никаких существенных колебаний климата не вызывали. Колебания климата начались в плейстоцене, когда разрастались и сокращались обширные покровные ледники.
Палеоледниковая кривая Эмилиани — Дансгора (1) и кривая инсоляции на 65° с. ш. Миланковича (2)
Четные цифры — холодные ледниковые эпохи, нечетные — теплые межледниковые. Для кривой Эмилиани — Дансгора за единицу принята масса льда, растаявшего со времени максимума последнего оледенения, что соответствует 100—130-метровому слою воды Мирового океана (36–47 млн. км3 воды). Кривая 3 показывает колебания средней температуры летнего полугодия на 65° с. ш., зависящие от колебаний инсоляции по расчетам Д. Шоу и В. Донна (1968)
Из последних научных работ, относящихся к этому вопросу, заслуживают внимания результаты исследований участников программы CLIMAP, просмотревших большое число проб (колонок) глубоководных донных отложений, взятых в разных частях Мирового океана[39]. Прослеженные в слоях осадков колебания климата указывают на продолжительность циклов приблизительно в 23, 42 и около 100 тыс. лет, т. е. такую, какую имеют периоды колебаний элементов земной коры орбиты, откуда авторы делают вывод о несомненной зависимости колебаний климата от колебаний инсоляции по астрономическим причинам.
Растекание и сокращение плейстоценовых покровных ледников. Как показывают современные исследования (полевые, лабораторные и теоретические), огромное значение в ходе ледниковых событий и связанных с ними изменений климата имеет растекание льда благодаря его пластичности. Возникающие в горах ледники заполняют понижения рельефа и стекают вниз по уклону. После заполнения межгорной котловины лед вытекает в долину, образует долинный ледник, как бы ледяную реку. Сужение долины, создавая подпор движению льда, способствует повышению поверхности льда выше сужения. Такое подпруживание ледников играет большую роль в развитии оледенения в условиях его разрастания — в ходе наступания ледников. Лед сглаживает неровности рельефа, заполняя понижения и перетекая через седловины, не покрытыми льдом остаются только вершины гор с крутыми склонами. При дальнейшем развитии лед покрывает страну сплошь, оставляя лишь отдельные высокие горные вершины у края, где покров льда утоньшается.
Поверхность такого покровного ледника очень полого поднимается от краев к середине, напоминая ковригу хлеба. Ее форма в слабой степени отражает неровности подледного ложа. Она определяется в основном растеканием льда от середины к краям. В средней части поверхность льда поднимается наиболее высоко независимо от высоты подледного ложа. Во внутренних районах Антарктиды, например, находятся подледные горы Гамбурцева. Толщина льда над ними около 1,5 км при средней толщине льда Антарктиды 2,5 км. В центре Гренландии подледное ложе опускается ниже уровня моря, а толщина льда здесь наибольшая, более 3,5 км при средней толщине льда Гренландского покрова 1,5 км. В разрезе поверхность льда покровных ледников имеет форму эллипса — ее уклон очень мал и становится круче только у краев.
Эллиптическую форму поверхности, определяющуюся растеканием льда, приобретают все покровные ледники независимо от их размеров — от малых ледяных шапок на островах полярных областей до ледяных щитов материковых размеров, таких, как Гренландия и Антарктида. Горизонтальные размеры и площадь покровных ледников находятся в определенной зависимости от их толщины. Площадь S = kH4, где k — постоянный коэффициент; H — толщина льда.
Эта зависимость может быть выведена математически из эллиптической формы поверхности и в то же время получается по фактическим данным. Если нанести на график по оси ординат толщину, а по оси абсцисс площадь современных покровных ледников, то окажется, что отклонения отдельных точек от общей зависимости большей частью невелики. Плейстоценовые покровные ледники, такие, как Скандинавский, Лаврентьевский и др., очевидно, также подчинялись этой зависимости: законы пластического течения льда, зависящие от его физических свойств, не могли быть иными. Тот факт, что площадь покровного ледника пропорциональна четвертой степени его толщины, показывает, что при увеличении толщины лед растекается очень широко. При увеличении толщины вдвое площадь увеличивается в 16 раз (линейные размеры, следовательно, в 4 раза, объем в 32 раза).
Все современные покровные ледники разделяются по их размерам на две неравные группы — группу сравнительно небольших ледяных шапок, с площадью не больше одного — двух десятков тысяч квадратных километров каждая, и группу ледяных щитов материковых размеров с площадью, измеряемой миллионами квадратных километров. Покровных ледников с площадью между 30 тыс. и 2 млн. км2 в наше межледниковое время не существует. Это свидетельствует о неустойчивости, краткости жизни плейстоценовых покровных ледников — Скандинавского, Лаврентьевского, достигавших размеров, близких к размерам современных Гренландского и Антарктического ледяных щитов. По сравнению с последними, время существования которых измеряется миллионами лет, плейстоценовые покровные ледники жили недолго — один — два десятка тысяч лет. Различие это впервые объяснил Гернет. Современные щиты — щиты «локализованные стационарные», их края обрываются в море, которое и ограничивает их разрастание. Достигая глубокого моря, лед обламывается айсбергами. Гренландский и Антарктический щиты — ледяные щиты материково-островного типа. Скандинавский и Лаврентьевский щиты были ледяными щитами собственно-материкового типа. Их передний край лежал на суше и их наступание ограничивалось стаиванием у края. Когда оно, все увеличиваясь по мере продвижения в низкие широты, сравнивалось со снегонакоплением, дальнейшее наступание прекращалось, а затем по мере уменьшения питания сменялось отступанием.
План и поперечные профили Гренландского ледяного покрова (по Б. Фриструпу, 1966)
Зависимость площади (S) покровных ледников от их толщины (H)
Слева приведена кривая в обычном (I — для ледяных щитов, II — для малых ледяных шапок), справа — в логарифмическом масштабе (на шкале нанесены логарифмы величин). 1 — Антарктический; 2 — Гренландский; 3 — Новоземельский покровные ледники; 4—17 — меньшие ледяные шапки
Существовали щиты и третьего типа — материковоморского. Изучение их истории только начинается. Они образовывались на арктических островах и окружающей их материковой отмели (или материковом шельфе), а затем причлепялись к собственно материковым Скандинавскому и Лаврентьевскому ледяным щитам. Наиболее изучена история Баренцева щита, покрывавшего Баренцево море вместе с архипелагами о-вов Шпицбергена, Земли Франца-Иосифа, Новой Земли[40]. Другой подобный щит — Карский — занимал Северную Землю и Карское море, надвигаясь с севера на п-ов Таймыр. Третий, так называемый Иннуитский, покрывал Канадский Арктический архипелаг и соединялся с Лаврентьевским ледяным щитом.
Современным представителем ледяных щитов этого типа является ледяной покров Западной Антарктиды, причленившийся и слившийся с ледяным покровом Восточной Антарктиды в единый ледяной щит. Подледная Западная Антарктида представляет собой архипелаг островов с довольно глубокими морями между ними, более глубокими, чем Баренцево или Карское море, и тем не менее ныне до дна заполненными льдом. Основание льда Западной Антарктиды опускается местами до глубины 2500 м ниже уровня моря, т. е. в ходе своего образования лед вытеснил воду и заполнил глубокие проливы между островами. Многие ученые считают, что в отличие от большей части Антарктического ледника — ледяного щита Восточной Антарктиды, неизменно существующего многие миллионы лет, Западная Антарктида неоднократно разрушалась. Возможность ее деградации не исключена и в недалеком будущем, что повлечет за собой катастрофически быстрое повышение уровня Мирового океана на 5–7 м. Образование материково-морских ледяных щитов следовало за образованием собственно-материковых. Оно облегчалось понижением уровня моря, неизбежным в ходе разрастания оледенения, и растеканием ледяных шапок на островах на освобождающуюся вокруг них от воды часть материковой отмели. Отдельные ледяные шапки на островах разрастались и сливались вместе и за счет многолетнего припая, образовывавшегося на мелководных участках.
