где наибольшая площадь оледенения

Видео:§26 "Великое оледенение", География 8 класс, ДомогацкихСкачать

Список самых больших ледников Земли

Последнее крупное Вюрмское оледенение на Земле закончилось приблизительно 10 тысяч лет назад, оставив в память о себе ледниковые покровы на материках и островных архипелагах. Одним из главнейших условий формирования ледников является сочетание большого количества осадков с достаточно низкими температурами. На Земле сформировалось несколько типов ледников, но наш небольшой обзор про самые крупные ледники нашей планеты.

* Размеры самых крупных ледников, представленных здесь, могут быть не совсем точными. Довольно сложно находить актуальную информацию о размерах ледниках из-за разницы в методиках подсчёта, а также из-за постоянных климатических изменений, которые влияют на размеры ледников.

Видео:С точки зрения науки: Великое оледенение | Документальный фильм National GeographicСкачать

Остфонна. Норвегия

На одном из островов архипелага Шпицберген раскинул свои белые льды один из крупнейших ледников Европы.

Площадь его составляет 8 490 км 2 . К тому же массивные льды поднимаются на высоту свыше 700 метров над уровнем моря.

Видео:Великое оледенениеСкачать

Ватнайёкюдль. Исландия

На острове Исландия расположен ледник, название которого с исландского языка переводится как «ледник дающий воду». Его площадь 8 133 км 2 , а по объёму льдов он крупнейший в Европе.

Здесь же расположилась и высочайшая точка Исландии, пик Хваннадальсхнукюр, который возвышается на высоту 2 100 метров над уровнем океана.

Ледяные пещеры этого ледника привлекают туристов своей красотой и очарованием.

Видео:Ледник и его мощностьСкачать

Юстедальсбреен. Норвегия

Толщина льда этого самого большого ледника континентальной Европы в некоторых местах достигает 600 метров, а площадь его равна 487 км 2 .

В начале 90-х годов здесь был создан национальный парк. Над ледником возвышаются сверкающие людом две вершины — Хёгсте Брэакулен и скалистый пик Лодальскопа.

Видео:Оледенения прошлого, их частота и причины возникновения. парниковая планета, ледниковый периодСкачать

Алеч (Алетшглечер). Швейцария

Южный склон Бернских Альп укрыли льды Алечского ледника, площадь которого равна 117,6 км². Ледник спускается с гор в долину, образуя живописные белые пейзажи.

Природное великолепие в конце ХХ столетия был внесён в список всемирного наследия, составляемый ЮНЕСКО.

Видео:ПОСЛЕДНИЙ ЛЕДНИКОВЫЙ ПЕРИОД. Разрастание и сокращение ледниковых покровов. Максимум оледененияСкачать

Шнеефернер (Schneeferner). Германия

В массиве Цугшпитце на самом севере Альп раскинулся высочайший ледник Германии, занявший плато Цугшпитце.

С 50-х годов прошлого столетия склоны ледника используют для проведения соревнований по зимним видам спорта. К тому же это и великолепный горный курорт.

Видео:Четвертичные оледенения. Что они оставили после себя?Скачать

Патагонское ледниковое плато

Аргентина и Чили делят меж собой крупнейший ледник Латинской Америки, площадь которого 16 800 км². Великолепные виды этого белого великолепия просто поражают воображение.

При таянии образуются потоки, которые высоко в горах образовали уникальное большое озеро.

Видео:КАК ИЗМЕНИТСЯ ЗЕМЛЯ, КОГДА ВСЕ ЛЕДНИКИ РАСТАЮТСкачать

Маласпина. США

Первое, что увидели участники экспедиции Беринга, подплывая к берегам Аляски, это возвышающуюся над просторами белую вершину, которую назвали именем Святого Ильи.

Именно по склонам этой горы и спускается ледник Маласпина, занимающий площадь в 4 275 км². Край его протянулся вдоль побережья Тихого океана на 140 километров.

Видео:Ледниковый Период. Что такое оледенение на нашей планете, причины и будущее климата на Земле, наукаСкачать

Ледник Федченко. Таджикистан

Крупнейший ледник Памира, названый в честь исследователя Алексея Федченко, раскинулся на площади 700 км². Относится он к горно-долинному типу, и на сегодня это длиннейший за пределами полярных регионов Земли.

Ледник расположен на высоте 6 тысяч метров, а притоки большой протяжённости спускаются в горные долины.

Видео:Циклы Миланковича - КАК наступают Ледниковые периодыСкачать

Пастерце. Австрия

В горном массиве Гросглоккнер раскинул свои льды ледник, в названии которого звучат славянские нотки, и переводится как «место, где пасут овец».

Австрийцы называют его на свой лад, Пастерце, а его площадь 18,5 км². С 1800 года учёные отмечают таяние ледника, которое значительно ускорилось в начале XXI века.

Видео:История глобальных оледенений на ЗемлеСкачать

Ганготри. Индия

Из всех ледниковых массивов Гималаев отметим ледник Ганготри, раскинувшийся у самой границы Индии с Китаем.

Протянулся он на расстояние в 30 километров, а ширина в некоторых местах достигает более 5 километров. Несмотря на сложность восхождения, эта часть Гималаев является традиционным местом паломничества представителей индуистской веры.

Видео:Лекция Л.Е. Перлова - "Великие оледенения в прошлом, настоящем и будущем"Скачать

Ледник Потанина. Монголия

Среди красивейших вершин Алтая приютился ледник, названный в честь выдающегося русского этнографа и географа Григория Потанина.

Протянулся он на 19 километров на стыке двух горных массивов, и занимает площадь 56,6 км².

Видео:Ледниковый период в ПодмосковьеСкачать

Ледник Ламберта. Антарктида

В Восточной части Антарктиды раскинул свои льды самый большой ледник в мире.

Его общая протяжённость равна 470 километрам, а наибольшая толщина льда более 2,5 километров. Таким образом, он не только самый большой, но и самый длинный в ряду своих белых сородичей.

Видео:География 7 класс (Урок№20 - Особенности природы Австралии и Океании.Население Австралии и Океании.)Скачать

Ледники Земли: Гренландии, Арктики, мирового океана

Видео:Тема 30. ЛедникиСкачать

Площадь ледников

Ледники в настоящее время покрывают площадь в 16199 тыс. км2, или около 11% поверхности суши. Из них:

Видео:Лекция "Оледенения Земли - дело об изменяемых климатах", Максимов Игорь БорисовичСкачать

Типы оледенения

Особенности и морфология ледников зависят от рельефа, условий питания, стадии их развития. Различают несколько морфологических типов ледников и, в свою очередь, типов оледенений. Прежде всœего это горные и материковые оледенения.

Горные оледенения развиваются в горах выше снеговой линии. Встречаются на всœех широтах. Могут слагаться из ледников различных типов, что зависит от высоты гор, площади питания ледника, характера рельефа.

Неполно развитые ледники, почти лишённые языка и практически состоящие из одного фирнового бассейна, так и называются фирновыми (каровыми).

К ним близки висячие ледники, имеющие небольшой язык, выходящий из фирнового бассейна, но не доходящий до дна долины. Поскольку они характерны для горных стран со слабым развитием оледенения, в частности, для Пиренеев, такой тип ледника принято называть пиренейским.

Более крупные ледники, достигающие в длину десятков километров, обладающие хорошо выраженной областью питания, длинными языками, занимающими дно долины, называют долинными ледниками, или ледниками альпийского типа (Альпы, Кавказ и др.).

В высоких горах с глубокими узкими долинами, острыми пиками условия для образования больших фирновых полей отсутствуют. Снег со склонов сразу скатывается на дно долин, превращаясь здесь в лёд. Подобные безфирновые долинные ледники, как и тип оледенения, называются памирскими.

При мощном оледенении и низкой снеговой границе языки сосœедних долинных ледников могут выходить на поверхность прилегающей равнины, сливаясь при этом и образуя сплошной ледниковый покров. По леднику Маляспина в районе залива Якутат на Аляске (площадью около 3800 км2) данный тип принято называть маляспинским типом ледников подножий.

Для высоких широт характерен скандинавский тип оледенения, когда из развившегося на высоких горных плато обширного фирнового поля площадью в сотни и тысячи км2 в разные стороны отходят многочисленные короткие ледниковые языки долинных ледников. Примером может служить массив Юстедаль (юг Норвегии) площадью 943 км2 (площадь главного ледяного щита около 640 км2). Этот тип является переходным к материковому.

Материковые оледенения развиты в полярных странах, где снеговая граница проходит на уровне моря или чуть выше него, в связи с этим лёд и фирн формируются даже на поверхности низменных равнин. Льды мощной толщей одевают обширнейшие пространства, даже континœенты. Сегодня в чистом виде материковое оледенение существует только в Гренландии и Антарктиде. Площади этих ледниковых щитов указаны выше; мощность в центре гренландского ледникового покрова достигает 3400 м, антарктического — в среднем 2-4 км.

В ледниковых щитах Гренландии и Антарктиды сосредоточены огромные запасы пресной воды. В случае если бы в результате потепления климата весь материковый лёд растаял, уровень Мирового океана повысился бы на 66,3 м.

Видео:🌏 Максимов И. Оледенения Земли - дело об изменяемых климатах. Video ReMastered.Скачать

Типы ледников (покровные и горные)

Существует два главных типа ледников: горные и покровные материко­вые. Они существенно различаются размерами, морфологией, условиями пи­тания и стока.

Выделяют также тип переходных ледников.

Горные ледники.Среди ледников этого типа наиболее полно сформиро­ванными являются долинные, или альпийские ледники.

Они имеют довольно большую область питания, в которой происходит накопление снега и пре­вращение его в фирн, а затем в лед. Эта область обычно приурочена к сходящимся верховьям горных рек. У альпийских ледников хорошо выражена до­лина стока.

Выходящий из области питания ледниковый язык распространя­ется по уже выработанному эрозионному или тектонически-эрозионному ущелью, имеющему V — образный поперечный профиль. В результате воз­действия ледника долина приобретает U — образные очертания поперечного профиля, благодаря чему получила название трог (от нем. Trog — корыто).

Дно трогов очень неровное; наряду с углублениями в местах залегания отно­сительно мягких пород, встречаются выступы более твердых пород, обра­зующие ступени.

Широко распространены каровые ледники, имеющие форму полуцирка и выработанные на крутых склонах. (Кар — нитеобразное, креслообразное уг­лубление, врезанное в верхнюю часть склонов гор.

Стенки кара крутые, часто отвесные, дно пологое, вогнутое, занятое каровым ледником. Цирк — вогнутая форма рельефа, имеющая различное происхождение: 1) ледниковый цирк -котловина в горах в виде амфитеатра, замыкающая верхний конец леднико­вой долины (трог) и вмещающая фирн и лед, за счет которых питаются до­линные ледники; 2) оползневый цирк — котловина в виде амфитеатра, обра­зующаяся на крутых склонах, в основании которых залегают пластичные по­роды, обуславливающие развитие оползней).

Когда цирк переполняется фирном и льдом, образуется ледниковый язык, выходящий на склон по эрозионному углублению.

Такой ледник называется висячим, т.к. он не достигает основания склона.

Горные ледники представлены не только каровыми, висячими и альпий­скими. На крупных вулканах образуются ледниковые шапки, покрывающие вершины вулканических конусов, находящиеся выше снеговой линии, откуда ледник отдельными языками спускается по радиально расходящимся эрози­онным ущельям. Примером могут служить ледники Эльбруса, Казбека и Арарата на Кавказе, нижняя граница которых располагается на высоте около 4250 м.

Ледники переходного типа

Иногда долинные ледники выходят на пред­горную равнину, образуя широкие ледниковые поля.

Такие ледники называ­ются предгорными, они относятся к переходному между горными и покров­ными типу. Имеются они на Шпицбергене, Земле Франца-Иосифа, Новой Земле, на тихоокеанском побережье Аляски.

К переходному типу относятся также плоскогорные ледники, покрываю­щие выровненные поверхности древних гор на площади в сотни квадратных километров.

По окраинам плоскогорий они сползают в долины в форме язы­ков.

Покровные ледники

Они получили свое название потому, что не при­урочены к определенным формам рельефа, а покрывают всю поверхность крупных полярных островов и даже одного континента — Антарктиды. Среди ледников этого типа выделяют ледниковые шапки, ледниковые покровы и щиты.

Ледниковые шапки располагаются на невысоких возвышенностях среди равнинного рельефа.

Площадь их измеряется тысячами квадратных километ­ров.

Ледниковые покровы еще более обширны. Они покрывают все формы рельефа, отражая их на своей поверхности.

Ледниковые щиты обладают значительной мощностью и по этой причине полностью скрывают подледниковый рельеф.

Особую группу покровных ледников образуют шельфовые ледники, рас­полагающиеся частично на суше, частично в море.

Отдельные блоки покро­вов, обламываясь, превращаются в айсберги. Подобные ледники распростра­нены главным образом на побережьях Антарктиды и Гренландии.

Видео:Ледники и многолетняя мерзлотаСкачать

Типы ледников

Ледники, это скопления льда, которые медленно движутся по земной поверхности. В некоторых случаях движение льда прекращается, и образуется мертвый лед. Многие ледники продвигаются на некоторое расстояние в океаны или крупные озера, а затем образуют фронт отёла, где происходит откол айсбергов.

Выделяют четыре основных типа ледников: материковые ледниковые покровы, ледниковые шапки, долинные ледники (альпийские) и предгорные ледники (ледники подножий).

Наиболее известны покровные ледники, которые могут целиком перекрывать плато и горные хребты. Крупнейшим является Антарктический ледниковый покров площадью более 13 млн. км2, занимающий почти весь материк. Другой покровный ледник находится в Гренландии, где он перекрывает даже горы и плато. Общая площадь этого острова 2,23 млн. км2, из них ок. 1,68 млн. км2 покрыто льдом. В этой оценке учтена площадь не только самого ледникового покрова, но и многочисленных выводных ледников.

Термин «ледниковая шапка» иногда употребляется для обозначения небольшого покровного ледника, но правильнее так называть относительно небольшую массу льда, покрывающую высокое плато или горный хребет, от которой в разных направлениях отходят долинные ледники.

Наглядным примером ледниковой шапки является т.н. Колумбийское фирновое плато, расположенное в Канаде на границе провинций Альберта и Британская Колумбия (52?30. с.ш.). Его площадь превышает 466 км2, и от него к востоку, югу и западу отходят крупные долинные ледники. Один из них – ледник Атабаска – легкодоступен, так как его нижний конец удален всего на 15 км от автомагистрали Банф – Джаспер, и летом туристы могут кататься на вездеходе по всему леднику.

Ледниковые шапки встречаются на Аляске севернее горы Св. Ильи и восточнее Рассел-фьорда.

Долинные, или альпийские, ледники начинаются от покровных ледников, ледниковых шапок и фирновых полей. Подавляющее большинство современных долинных ледников берет начало в фирновых бассейнах и занимает троговые долины, в формировании которых могла принимать участие и доледниковая эрозия.

В определенных климатических условиях долинные ледники широко распространены во многих горных районах земного шара: в Андах, Альпах, на Аляске, в Скалистых и Скандинавских горах, Гималаях и других горах Центральной Азии, в Новой Зеландии.

Даже в Африке – в Уганде и Танзании – имеется ряд таких ледников. У многих долинных ледников есть ледники-притоки. Так, у ледника Барнард на Аляске их по крайней мере восемь.

Другие разновидности горных ледников – каровые и висячие – в большинстве случаев представляют собой реликты более обширного оледенения.

Они встречаются главным образом в верховьях трогов, но иногда расположены прямо на склонах гор и не связаны с нижележащими долинами, причем размеры многих чуть больше питающих их снежников.

Такие ледники распространены в Калифорнии, Каскадных горах (шт. Вашингтон), а в национальном парке Глейшер (шт. Монтана) их около полусотни. Все 15 ледников шт. Колорадо относятся к каровым или висячим, а наиболее крупный из них каровый ледник Арапахо в округе Боулдер целиком занимает выработанный им кар.

Протяженность ледника всего 1,2 км (а некогда он имел длину ок. 8 км), примерно такая же ширина, а максимальная мощность оценивается в 90 м.

Предгорные ледники располагаются у подножий крутых горных склонов в широких долинах или на равнинах.

Такой ледник может образоваться из-за распластывания долинного ледника (пример – ледник Колумбия на Аляске), но чаще – в результате слияния у подножья горы двух или нескольких спускающихся по долинам ледников. Гранд-Плато и Маласпина на Аляске – классические примеры ледников такого типа. Предгорные ледники встречаются и на северо-восточном побережье Гренландии.

Характеристики современных ледников

Ледники очень сильно различаются по размерам и форме.

Считается, что ледниковый покров занимает ок. 75% площади Гренландии и почти всю Антарктиду. Площадь ледниковых шапок колеблется от нескольких до многих тысяч квадратных километров (например, площадь ледниковой шапки Пенни на Баффиновой Земле в Канаде достигает 60 тыс. км2). Самый крупный долинный ледник в Северной Америке – западная ветвь ледника Хаббард на Аляске длиной 116 км, тогда как сотни висячих и каровых ледников имеют протяженность менее 1,5 км.

Площади ледников подножий колеблются от 1-2 км2 до 4,4 тыс. км2 (ледник Маласпина, спускающийся в залив Якутат на Аляске). Считают, что ледники покрывают 10% всей площади суши Земли, но, вероятно, эта цифра слишком занижена.

Самая большая мощность ледников – 4330 м – установлена близ станции Бэрд (Антарктида).

В центральной Гренландии толщина льда достигает 3200 м. Судя по сопряженному рельефу, можно предположить, что толщина некоторых ледниковых шапок и долинных ледников намного более 300 м, а у других измеряется всего десятками метров.

Скорость движения ледников обычно очень мала – примерно несколько метров в год, но и здесь также имеются значительные колебания.

После ряда лет с обильными снегопадами в 1937 конец ледника Блэк-Рапидс на Аляске в течение 150 дней двигался со скоростью 32 м в сутки. Однако столь быстрое движение не характерно для ледников.

Напротив, ледник Таку на Аляске на протяжении 52 лет продвигался со средней скоростью 106 м/год. Многие небольшие каровые и висячие ледники движутся еще медленнее (например, упоминавшийся выше ледник Арапахо ежегодно продвигается лишь на 6,3 м).

Лед в теле долинного ледника движется неравномерно – быстрее всего на поверхности и в осевой части и гораздо медленнее по бокам и у ложа, по-видимому, из-за увеличения трения и большой насыщенности обломочным материалом в придонных и прибортовых частях ледника.

Все крупные ледники испещрены многочисленными трещинами, в том числе открытыми.

Их размеры зависят от параметров самого ледника. Встречаются трещины глубиной до 60 м и длиной в десятки метров. Они могут быть как продольными, т.е. параллельными направлению движения, так и поперечными, идущими вкрест этому направлению. Поперечные трещины гораздо более многочисленны. Реже встречаются радиальные трещины, обнаруженные в распластывающихся предгорных ледниках, и краевые трещины, приуроченные к концам долинных ледников.

Продольные, радиальные и краевые трещины, по-видимому, образовались вследствие напряжений, возникающих в результате трения или растекания льда. Поперечные трещины – вероятно, результат движения льда по неровному ложу. Особый тип трещин – бергшрунд – типичен для каров, приуроченных к верховьям долинных ледников. Это крупные трещины, возникающие при выходе ледника из фирнового бассейна.

Если ледники спускаются в крупные озера или моря, по трещинам происходит отёл айсбергов.

Трещины также способствуют таянию и испарению ледникового льда и играют важную роль в формировании камов, котловин и других форм рельефа в краевых зонах крупных ледников.

Лед покровных ледников и ледниковых шапок обычно чистый, крупнокристаллический, голубого цвета.

Это справедливо также для крупных долинных ледников, за исключением их концов, обычно содержащих слои, насыщенные обломками пород и чередующиеся с пластами чистого льда. Такая стратификация связана с тем, что зимой, поверх накопившихся летом пыли и обломков, свалившихся на лед с бортов долины, ложится снег.

На бортах многих долинных ледников встречаются боковые морены – вытянутые гряды неправильной формы, сложенные песком, гравием и валунами.

Под воздействием эрозионных процессов и склонового смыва летом и лавин зимой на ледник с крутых бортов долины поступает большое количество разного обломочного материала, и из этих камней и мелкозема формируется морена.

На крупных долинных ледниках, принимающих ледники-притоки, образуется срединная морена, движущаяся близ осевой части ледника. Эти вытянутые узкие гряды, сложенные обломочным материалом, раньше были боковыми моренами ледников-притоков.

На леднике Коронейшн на Баффиновой Земле имеется не менее семи срединных морен.

Зимой поверхность ледников относительно ровная, так как снег нивелирует все неровности, но летом они существенно разнообразят рельеф. Кроме описанных выше трещин и морен, долинные ледники часто бывают глубоко расчленены потоками талых ледниковых вод. Сильные ветры, несущие ледяные кристаллы, разрушают и бороздят поверхность ледяных шапок и покровных ледников. Если крупные валуны защищают нижележащий лед от таяния, в то время как вокруг лед уже растаял, образуются ледяные грибы (или пьедесталы).

Такие формы, увенчанные крупными глыбами и камнями, иногда достигают в высоту нескольких метров.

Предгорные ледники отличаются неровным и своеобразным характером поверхности. Их притоки могут откладывать беспорядочную смесь из боковых, срединных и конечных морен, среди которых встречаются глыбы мертвого льда. В местах вытаивания крупных ледяных глыб возникают глубокие западины неправильной формы, многие из которых заняты озерами.

На мощной морене ледника Маласпина, перекрывающей глыбу мертвого льда толщиной 300 м, вырос лес. Несколько лет назад в пределах этого массива лед снова пришел в движение, в результате чего начали смещаться участки леса.

В обнажениях по краям ледников часто видны крупные зоны скалывания, где одни блоки льда надвинуты на другие.

Эти зоны представляют собой надвиги, причем различают несколько способов их образования. Во-первых, если один из участков придонного слоя ледника перенасыщен обломочным материалом, то его движение прекращается, а вновь поступающий лед надвигается на него.

Во-вторых, верхние и внутренние слои долинного ледника надвигаются на придонные и боковые, поскольку движутся быстрее. Помимо того, при слиянии двух ледников один может двигаться быстрее другого, и тогда тоже происходит надвиг. На леднике Бодуэна на севере Гренландии и на многих ледниках Шпицбергена имеются впечатляющие обнажения надвигов.

У концов или краев многих ледников часто наблюдаются туннели, прорезанные подледниковыми и внутриледниковыми потоками талых вод (иногда с участием дождевых вод), которые устремляются по туннелям в сезон абляции.

Когда уровень воды спадает, туннели становятся доступными для исследований и представляют уникальную возможность для изучения внутреннего строения ледников. Значительные по размерам туннели выработаны в ледниках Менденхол на Аляске, Асулкан в Британской Колумбии (Канада) и Ронском (Швейцария).

Образование и движение ледников

Ледники существуют всюду, где темпы аккумуляции снега значительно превышают темпы абляции (таяния и испарения). Ключ к пониманию механизма формирования ледников дает изучение высокогорных снежников.

Свежевыпавший снег состоит из тонких таблитчатых гексагональных кристаллов, многие из которых имеют изящную кружевную или решетчатую форму. Пушистые снежинки, которые падают на многолетние снежники, в результате таяния и вторичного замерзания превращаются в зернистые кристаллы ледяной породы, называемой фирном. Эти зерна в диаметре могут достигать 3 мм и более.

Слой фирна имеет сходство со смерзшимся гравием. Со временем по мере накопления снега и фирна нижние слои последнего уплотняются и трансформируются в твердый кристаллический лед.

Постепенно мощность льда увеличивается до тех пор, пока лед не приходит в движение и не образуется ледник. Скорость такого преобразования снега в ледник зависит главным образом от того, насколько темпы аккумуляции снега превышают темпы его абляции.

Движение ледников, наблюдаемое в природе, заметно отличается от течения жидких или вязких веществ (например, смолы).

В действительности это скорее похоже на текучесть металлов или горных пород по многочисленным крохотным плоскостям скольжения вдоль плоскостей кристаллической решетки или по спайности (плоскостям кливажа), параллельной основанию гексагональных кристаллов льда.

Причины движения ледников до конца не установлены. На этот счет было выдвинуто много теорий, но ни одна из них не принята гляциологами как единственно верная, и, вероятно, существует несколько взаимосвязанных причин.

Сила тяжести является важным фактором, но отнюдь не единственным. В противном случае ледники быстрее двигались бы зимой, когда они несут дополнительную нагрузку в виде снега. Однако на самом деле они быстрее движутся летом.

Таяние и повторное замерзание кристаллов льда в леднике, возможно, тоже способствуют движению благодаря силам расширения, возникающим в результате этих процессов. Талые воды, попадая глубоко в трещины и замерзая там, расширяются, что может ускорить движение ледника летом.

Кроме того, талые воды у ложа и бортов ледника уменьшают трение и таким образом способствуют движению.

Независимо от причин, приводящих ледники в движение, его характер и результаты имеют некоторые интересные последствия.

Во многих моренах встречаются хорошо отполированные только с одной стороны ледниковые валуны, причем на полированной поверхности иногда видна глубокая штриховка, ориентированная только в одном направлении. Все это свидетельствует о том, что, когда ледник двигался по скальному ложу, валуны были крепко зажаты в одном положении.

Случается, что валуны переносятся ледниками вверх по склону. Вдоль восточного уступа Скалистых гор в пров. Альберта (Канада) есть валуны, перенесенные более чем на 1000 км к западу и в настоящее время находящиеся на 1250 м выше места отрыва.

Были ли приморожены к ложу придонные слои ледника, двигавшегося к западу и вверх к подножью Скалистых гор, пока не ясно. Более вероятно, что происходило повторное скалывание, осложненное надвигами.

По мнению большинства гляциологов, в фронтальной зоне поверхность ледника всегда имеет уклон по направлению движения льда. Если это действительно так, то в приведенном примере мощность ледникового покрова превышала 1250 м на протяжении 1100 км к востоку, когда его край достиг подножья Скалистых гор.

Не исключено, что она достигала 3000 м.

Таяние и отступание ледников

Мощность ледников увеличивается благодаря аккумуляции снега и сокращается под влиянием нескольких процессов, которые гляциологи объединяют общим термином «абляция».

Сюда входят таяние, испарение, возгонка (сублимация) и дефляция (ветровая эрозия) льда, а также отёл айсбергов. И аккумуляция и абляция требуют весьма определенных климатических условий. Обильные снегопады зимой и холодное облачное лето способствуют разрастанию ледников, тогда как малоснежная зима и теплое лето с обилием солнечных дней оказывают противоположный эффект.

Если не считать отёл айсбергов, таяние – наиболее существенный компонент абляции.

Отступание конца ледника происходит как в результате его таяния, так и, что более важно, общего уменьшения мощности льда.

Таяние прибортовых частей долинных ледников под влиянием прямой солнечной радиации и тепла, излучаемого бортами долины, тоже вносит значительный вклад в деградацию ледника. Как это ни парадоксально, но и во время отступания ледники продолжают двигаться вперед.

Так, ледник за год может продвинуться на 30 м и отступить на 60 м. В итоге длина ледника уменьшается, хотя он продолжает двигаться вперед. Аккумуляция и абляция почти никогда не находятся в полном равновесии, поэтому постоянно происходят колебания размеров ледников.

Отёл айсбергов – особый тип абляции. Летом можно наблюдать мелкие айсберги, мирно плавающие по горным озерам, расположенным у концов долинных ледников, и огромные айсберги, отколовшиеся от ледников Гренландии, Шпицбергена, Аляски и Антарктиды, – это зрелище внушает благоговейный страх.

Ледник Колумбия на Аляске выходит в Тихий океан фронтом шириной 1,6 км и высотой 110 м. Он медленно сползает в океан. Под действием подъемной силы воды при наличии крупных трещин обламываются и уплывают огромные глыбы льда, не менее чем на две трети погруженные в воду.

В Антарктиде край знаменитого шельфового ледника Росса граничит с океаном на протяжении 240 км, образуя уступ высотой 45 м. Здесь формируются огромные айсберги. В Гренландии выводные ледники тоже продуцируют множество очень крупных айсбергов, которые уносятся холодными течениями в Атлантический океан, где становятся угрозой для судов.

Среди ледников в зависимости от соотношения области питания, формы, характера движения льда и его мощности выделяются три типа: покровные, горные, смешанные (промежуточные).

Покровные ледники. Эти ледники занимают 98,5 % всей площади ледников на поверхности Земли.

Для них характерны отсутствие четкой границы между областью питания и областью стока; колоссальная мощность; радиальное направление движения; форма в виде щита или купола.

Распространены эти ледники в полярных странах.

Антарктический ледовый покров, самый крупный на Земле, занимает около 15 млн км2, почти 90 % площади всех ледников. Средний поперечник его равен 4000 км, наименьший — 2900 км, наибольший — 5500 км. По своей средней высоте Антарктида — самый высокий материк земного шара: его высота в 2,8 раза больше высоты всей остальной суши и в 2,1 раза больше средней высоты самого высокого из континентов — Азии.

Поверхность Антарктиды слагает мощный ледниковый покров, и лишь кое-где над ледяной поверхностью видны выходы скал — «нунатаки» и редкими цепочками протягиваются вершины погребенных подо льдом гор и горных цепей.

Собственно ледниковый покров состоит из трех хорошо выраженных крупных структур: малоподвижного материкового льда со слабонаклонной в сторону моря поверхностью, занимающего почти всю внутреннюю часть Антарктиды; быстро движущегося материкового льда или так называемых выводных ледников, которые являются связующими звеньями между малоподвижным материковым льдом и шельфовыми ледниками; быстро движущегося и находящегося на плаву льда, который образует шельфовые ледники с почти горизонтальной ледяной поверхностью (рис.

17.2). Независимо от того, какая структура формирует ледяной берег Антарктиды с внешней стороны — это ледяной обрыв, высотой от нескольких метров до десятков, а иногда и сотен метров. Обрывы шельфовых ледников называют ледяными барьерами (рис. 17.3).

Время от времени от ледяных барьеров с грохотом откалываются отдельные ледяные глыбы — айсберги (от англ. iceberg — ледяной шар). Размеры айсбергов бывают грандиозными.

Самый большой айсберг, встреченный у Ньюфаундленда, имел длину 565 км, с высотой надводной части — 87 м и подводной части — около 500 м. В январе 1951 г. из моря Росса выплыл айсберг размерами 145×40 км, а в ноябре 1956 г. западнее о-ва Скотт появился айсберг размерами 385х111 км. Эти ледяные глыбы представляют большую опасность для судоходства: коварство их заключается в том, что видимая часть айсберга над водой составляет лишь его 1/8, а 7/8 находится под водой.

Общая площадь шельфовых ледников составляет более 10 % от всей площади оледенения Антарктиды.

Крупнейшим среди них является ледник Росса длиной 830 км, площадь которого равна площади Франции, немногим ему уступает шельфовый ледник Фильхнера.

Длина выводных ледников измеряется десятками и сотнями километров.

Ледник Ламберта в Восточной Антарктиде является крупнейшим выводным ледником мира — его длина почти 700 км. Все три структуры образуют макроформы рельефа ледникового покрова — огромные равнины, долины выводных ледников, крупные ледяные купола.

Многочисленными исследованиями методом сейсмозондирования была измерена толщина льда в Антарктиде: средняя составила 1786 м.

Самым мощным является малоподвижный материковый лед в центральных районах Восточной Антарктиды в районе станции Советская. Здесь гляциологи института географии АН России зафиксировали самую большую на Земле толщину льда, равную 4,35 км.

Интересны и другие открытия: под этой мощной толщей льда обнаружены подледниковые озера. Расчеты показали, что температура у ложа ледника близка к температуре таяния льда.

Способствует его таянию и давление: при толщине льда в 560 м давление у ложа равно 320 атм. При таких условиях ледник плавится при t° -2,4°C. Правильность теоретических расчетов была проверена бурением.

У подножия одного из куполов под льдом обнаружены 2 подледниковых озера площадью 30 км2 и толщиной воды более 500 м.

Видео:Женя - ледникиСкачать

Ледники Арктики

Большая часть ледниковых районов Арктики расположена в пределах шельфа Северного Ледовитого океана. Здесь крупнейшим ледниковым покровом является Гренландский ледник, площадь которого составляет 1726400 км2.

Ледники покрывают 82,5 % всей территории самого большого острова планеты. Узкая прибрежная полоса острова свободна от льда.

Ледниковый покров в Гренландии не только самый большой в Арктике, но и самый высокий, его максимальная высота 3231 м над уровнем моря в центральной части. Наибольшая мощность льда составляет по сейсмическим данным 3400 м, средняя — около 1500 м. Форма ледникового покрова Гренландии определяется наличием двух куполов разного размера.

Некоторые ледники Гренландии отличаются большой скоростью движения льда: так, у крупных выводных ледников на гористых берегах скорость движения достигает 20—30 м/сут (7—12 км/год).

Поверхность ледников покрывается многочисленными трещинами и, спускаясь в море, они дают жизнь сотням и тысячам айсбергов. Ледники, оканчивающиеся на суше, движутся медленнее.

Существуют ледники в Арктике и на отдельных островах и архипелагах: Исландии, Шпицбергене, Новой Земле, Земле Франца-Иосифа, Северной Земле и на Канадском арктическом архипелаге.

Горные ледники характеризуются относительно небольшой площадью распространения, четкой границей между областью питания и областью стока, однонаправленным движением в сторону уклона рельефа и относительно небольшой мощностью льда (рис.17.4).

Наибольшее распространение имеют ледники альпийского типа. Оледенение в Альпах весьма обширно, общая площадь его составляет 3600 км2. Типы ледников разнообразны, но наиболее распространены долинные ледники. Снеговая линия в Альпах проходит на высоте 2900—3000 м. Основной фактор питания — выпадающие твердые осадки, метелевый перенос имеет ограниченное значение, а доля лавинного питания велика лишь на некоторых ледниках.

В бассейнах питания годовой прирост фирна и льда быстро возрастает с высотой.

По форме и особенностям строения среди долинных ледников выделяют простые и сложные.

Простой ледник состоит из области питания и одного ледникового языка. Сложные ледники могут иметь несколько областей, сливающиеся в области стока в единый поток. У долинного ледника Барнаус на Аляске восемь ледниковых притоков (рис. 17.5). Такие сложно ветвящиеся ледники в плане напоминают дерево и поэтому называются древовидными.


Крупнейшим является ледник Федченко на Памире, длина которого составляет 77 км, ширина меняется от 2 до 5 км, мощность льда достигает 1000 м, а общая площадь — около 1000 км2 (рис.17.6); ледник Скачен в Гималаях длиной 75 км и общей площадью 1180 км2. Среди сложных ледников выделяются переметные, у которых одна область питания, а ледниковые языки спускаются по разным склонам, и звездообразные — это ледники Эльбруса, Казбека, Килиманджаро.

Высочайшая вершина Кавказа Эльбрус (5642 м) на площади 144 км2 покрыта ледниковой шапкой мощностью 60—100 м, от которой в разные стороны сползают ледниковые потоки.

Кальдерные ледники образуются в кальдерах и кратерах потухших вулканов, имеют форму шапки с небольшими ледниковыми языками на склонах.

Кроме альпийского типа, выделен туркестанский тип ледников, не имеющих фирнового бассейна.

Видео:Ледниковые эпохи в истории ЗемлиСкачать

Оледенения Земли

Об авторе

Николай Михайлович Чумаков — доктор геолого-минералогических наук, главный научный сотрудник Геологического института РАН. Область научных интересов — палеоклиматы, ледниковые отложения, стратиграфия позднего докембрия, региональная геология Средней Сибири.

Жителям Европы и Северной Америки трудно себе представить, что всего 200–14 тыс. лет назад (с геологической точки — зрения совсем недавно) мощные ледниковые щиты, подобные антарктическим, неоднократно покрывали огромные территории. Отдельные лопасти ледниковых покровов спускались в Восточной Европе до 49° с. ш., а в Северной Америке — до 38° с. ш. На месте Москвы или Чикаго располагались ледники толщиной до 1–3 км. Неудивительно, что в середине ХIХ в. открытие следов этих оледенений, относившихся к позднечетвертичной эпохе и ко времени появления современного человека, стало большой научной сенсацией. Некоторые исследователи посчитали, что эти оледенения были первыми эпизодами процесса общего замерзания Земли, декларируемого теорией Канта — Лапласа. Другие — сомневались, что валунные суглинки, считавшиеся ледниковыми, действительно отложены ледниками. Однако детальное изучение этих отложений и сравнение их с отложениями современных ледников подтвердили ледниковый генезис валунных суглинков (морен), покрывавших северные части Европы и Северной Америки. Был выявлен комплекс диагностических критериев, которые позволяют отличать ископаемые морены (тиллиты) от внешне сходных неледниковых отложений. Важнейшие признаки тиллитов — принесенные издалека (эрратические) валуны, граненные и штрихованные ледниками; исштрихованные или смятые в сложные складки породы ложа ледников (гляциодислокации); морозобойные клинья и полигональные грунты; вытаявшие из айсбергов камни (дропстоуны), фрагменты морен и др.

Во второй половине XIX в. и в начале XX в. были обнаружены следы существенно более древних оледенений: позднепалеозойских (ныне датированных в интервале 300–250 млн лет назад) и затем докембрийских (750–550 и 2400–2200 млн лет назад). Эти открытия опровергли теорию Канта — Лапласа о постепенном остывании (вплоть до четвертичного оледенения) первоначально горячей Земли. В XX и начале XIX столетия были выявлены и изучены оледенения в нижнем палеозое (около 450 млн лет назад) и самые древние — в позднем архее (около 2900 млн лет назад). Причины, характер и последствия оледенений стали популярным предметом научных дискуссий и прогнозов.

Большой интерес к оледенениям в науках о Земле не случаен. Климат — важный фактор в эволюции внешних оболочек нашей планеты, особенно биосферы 1 . Он определяет ее термодинамическое состояние, регулируя внутренний, а частично и внешний тепло- и массообмен. Оледенения — одни из самых экстремальных климатических событий. С ними связаны многие катастрофические изменения на Земле, которые вызывали драматически быстрые количественные и качественные перестройки в биосфере и биоте планеты.

История оледенений

Проведенные во второй половине ХХ в. и начале ХХI в. интенсивные геологические исследования на всех континентах, а также достижения радиоизотопных, палеонтологических и хемостратиграфических методов определения возраста горных пород позволили существенно детализировать историю и ареалы распространения древних оледенений на Земле [1]. На протяжении последних 3 млрд геологической истории происходило чередование длительных интервалов с частыми оледенениями (гляциоэр) и интервалов, в которых их следы отсутствуют (термоэр) [2, 3]. Гляциоэры состоят из чередующихся ледниковых периодов (гляциопериодов), а ледниковые периоды, в свою очередь, — из ледниковых и межледниковых эпох (рис. 1). Некоторые исследователи именуют гляциоэры ледниковыми (icehouses), а термоэры — парниковыми (greenhouses) циклами 2 , или холодными и теплыми климатическими модами [4].

Рис. 1. Гляциоэры и гляциопериоды Земли в интервале поздний архей — наше время

На сегодняшний день в обозримой геологической истории установлено пять гляциоэр и четыре разделяющих их термоэры.

Каапвальская гляциоэра (около 2950–2900 млн лет назад) 3 . Ее следы обнаружены в верхнем архее Южной Африки, на кратоне Каапваал. Они фиксируются в подгруппе Гавермент в прогибе Витватерсранд и в группе Мозаан в прогибе Понгола. В подгруппе Гавермент в формации Коронейшен описываются два горизонта тиллитов мощностью около 30 м, разделенных толщей песчаников и сланцев мощностью около 180 м. Тиллиты содержат рассеянные граненые и штрихованные камни. Их возраст лежит в пределах 2914–2970 млн лет. Восточнее, в верхней части группы Мозаан, в формации Одвалени наблюдаются четыре пласта тиллитов мощностью от 20 до 80 м. Они содержат камни различного размера, окатанности и состава. Некоторые из них несут характерные следы ледниковой абразии, а дропстоуны, рассеянные в сланцах, окружены сингенетичными деформациями типа структур всплеска.

Позднеархейская термоэра (2900–2400 млн лет назад). В этом интервале геологической истории до сих пор не обнаружено ледниковых отложений, что позволяет условно рассматривать его как термоэру.

Гуронская гляциоэра (2400–2200 млн лет назад). Следы оледенений этого времени известны на юге Канады, на северном побережье оз. Гурон. Там, в средней части Гуронской надгруппы установлены три ледниковых формации (снизу вверх): Рамзай Лейк, Брюс и Гауганда. Они разделены мощными неледниковыми отложениями. Гуронский ледниковый комплекс моложе 2450 млн лет и древнее 2220 млн лет. В штате Вайоминг, в 2000 км юго-западнее оз. Гурон, ледниковые отложения, близкие к гуронским, известны в надгруппе Сноу Пасс. Вероятно, аналоги гуронских тиллитов присутствуют также и в районе Шибугамо, к северо-востоку от оз. Гурон и к западу от Гудзонова залива. Широкое распространение в Северной Америке ледниковых отложений возрастом 2200–2450 млн лет свидетельствует о том, что в начале раннего протерозоя значительная часть древнего архейского ядра этого континента неоднократно подвергалась покровным оледенениям.

В Европе отложения, сходные с ледниковыми, известны в верхней части сариолийской серии, которая залегает на архейском Карело-Финском массиве Балтийского щита. Их возраст оценивается в 2300–2430 млн лет.

В Африке, в прогибе Грикваленд, описывается ледниковая формация Макганйене (ранее именовавшаяся Тиллитами Грикватаун) возрастом моложе 2415 млн лет и древнее 2220 млн лет. Она сложена грубослоистыми тиллитами мощностью до 500 м, которые содержат эрратические и обработанные ледником камни. В основании тиллитов наблюдается ледниковое ложе. Аналоги формации Макганйене имеются и в прогибе Трансвааль.

В Западной Австралии распространены ледниковые отложения Метеорайт Боре. Их возраст лежит в интервале 2200–2450 млн лет.

Таким образом, в период между 2400 и 2200 млн лет назад на четырех современных континентах Земли неоднократно происходили крупные оледенения, нередко носившие покровный характер. Об этом свидетельствует не только широкое распространение ледниковых пород, но и присутствие марино-гляциальных (айсберговых) отложений. Корреляция раннепротерозойских ледниковых горизонтов между собой затруднительна, и установить точное количество оледенений в раннем протерозое и их ранг пока сложно. Предполагается, что в гуронской гляциоэре существовало по меньшей мере три ледниковых периода, и в каждом из них есть следы нескольких подчиненных дискретных событий, которые можно квалифицировать как ледниковые эпохи.

Великая ледниковая пауза. Вслед за гуронской гляциоэрой началась длительная термоэра. Она продолжалась почти 1450 млн лет (2200–750 млн лет назад). Существенное потепление на Земле наступило сразу после завершения гуронской гляциоэры. Даже в тех районах, где фиксировались следы оледенений, климат быстро сменился теплым и аридным. В ряде регионов стали накапливаться карбонатные, часто красноцветные и строматолитовые отложения с многочисленными включениями псевдоморфоз по гипсу, ангидриту и каменной соли. В Австралии, России (Карелии) и США подобные породы обнаружены в отложениях возрастом 2100–2250 млн лет. В Карелии появляются характерные для жаркого климата красноцветные карбонатные породы и корки типа каличе, калькретов и силькретов, а также пустоты от выщелачивания кристаллов гипса. Выше, в свите Туломозеро возрастом около 2100 млн, скважиной вскрыта толща каменной соли мощностью 194 м. Она перекрывается трехсотметровой пачкой ангидритов и магнезитов. Многочисленные следы аридной седиментации фиксируются и в более молодых отложениях протерозоя, вплоть до середины верхнего рифея (около 770 млн лет).

Публикации о следах оледенений во время Великой ледниковой паузы редки и вызывают сомнения, так как не содержат типичных, а тем более прямых признаков ледниковых пород и имеют сугубо локальное распространение.

Африканская гляциоэра (750–540 млн лет назад). Ее отложения сохранились во многих регионах Земли, но особенно полно представлены в Африке. Они изучены довольно подробно, что позволяет выделить в ее составе шесть гляциопериодов.

Гляциопериод Кайгас. Первое оледенение африканской гляциоэры — Кайгас — произошло около 754 млн лет назад в Южной Африке. Несколько позже, 746 млн лет назад, наступило оледенение Чуос. Эти два близких по возрасту и местоположению ледниковых эпизода следует, по-видимому, включить в один ледниковый период, оставив за ним традиционное название Кайгас. Его породы представлены марино-гляциальными и ледниковыми речными (флювиогляциальными) отложениями, в которых местами встречаются железорудные горизонты. Предполагалось, что оледенение Кайгас носило региональный характер. Однако сейчас следы приблизительно одновозрастного оледенения установлены и в Центральной Африке (Большой конгломерат Катанги возрастом 735–765 млн лет). Значительный ареал распространения и присутствие марино-гляциальных отложений говорит о том, что ледники данного периода не были локальными, а выдвигались широким фронтом на континентальный шельф.

В Бразилии карбонатные отложения в основании серии Бамбуи датированы 740 млн лет, и подстилающие их ледниковые отложения формации Макаубас также можно отнести к гляциопериоду Кайгас.

Гляциопериод Рэпитен состоит из отложений групп Рэпитен в горах Макензи (Канада) и Гхубрах (Оман), нижнего тиллита свиты Покателло (США, штат Айдахо) и, возможно, также свиты Чученг-Чанган (Южный Китай), сформировавшихся 723–710 млн лет назад. С отложениями этого гляциопериода в Канаде и некоторых других регионах связаны крупные залежи железных руд.

Гляциопериод Стерт представлен подсерией Юднамонтана в Южной Австралии. В ней различают как минимум два ледниковых эпизода. Первый связан с Тиллитом Пуалко, отделенным от второго ледникового эпизода Вилиерпа несогласием и толщей терригенных, иногда железорудных пород и пачкой доломитов. В Австралии стертовские отложения непосредственно перекрываются доломитами и черными сланцами возрастом 660 млн лет. От стертовских оледенений сохранились марино-гляциальные отложения, которые свидетельствуют об их покровном характере. Не исключено, что часть недостаточно изученных пород баллаганахской серии Патомского нагорья, похожих на ледниковые отложения, тоже относятся к данному гляциопериоду. В Киргизии с ним связаны очень крупные залежи железных руд.

Гляциопериод Марино включает группу оледенений, произошедших около 640–630 млн лет назад (в начале вендской системы). В типовом разрезе Южной Австралии он представлен подсерией Иерелина, строение которой свидетельствует о трехкратной смене ледниковых и межледниковых обстановок в открытом бассейне. Начинался и заканчивался гляциопериод Марино постепенно — ледовым разносом, о чем свидетельствуют сланцы, содержащие рассеянные гальки. Предположение, что оледенение Марино началось почти внезапно (около 650 млн лет назад), было непрерывным и внезапно закончилось (635 млн лет назад), лишено оснований. Данный вывод исходит из гипотетических представлений о непрерывных тотальных оледенениях Земли, охватывавших все континенты и океаны (гипотеза snowball Earth). Эта гипотеза противоречит характеру типовых разрезов Марино, Стерт, Рэпитен и других сопоставимых с ними отложений, а также свидетельствам о сохранении цикла общего водообмена на Земле в то время.

Рис. 2. Известный геохимик Б. Г. Покровский у обнажения тиллитов большепатомской свиты (р. Ура, Патомское нагорье). Фото В. А. Мележика

Ледниковые отложения гляциопериода Марино известны во многих регионах Земли: на Патомском нагорье (рис. 2) и Алданском щите (рис. 3) Средней Сибири, в Киргизии, Китае, Омане, горах Макензи в Канаде, в Северной Африке и Южной Америке. В их разрезах выделяются несколько эпизодов, которые могут рассматриваться как гляциоэпохи.

Рис. 3. Штрихованные ледниковые валуны диабаза (вверху) и песчаника из ничатской свиты (оз. Ничатка, р. Чара)

Гляциопериод Гаскье. Его ледниковые отложения возрастом 584–582 млн лет установлены на п-ове Ньюфаундленд. В Северной Америке их вероятные аналоги — отложения формации Сквантум и Факир.

На Среднем Урале для ледниковых образований, которые коррелируют с отложениями Гаскье, определен возрастной интервал 567–598 млн лет. Некоторые другие ледниковые толщи относят к данному гляциопериоду на основании далеких стратиграфических корреляций (формация Мортенснес на севере Норвегии и др.) или совсем бездоказательно, только по их стратиграфическому положению в разрезах, расположенных выше отложений Марино (например, формации Халканчоуг и Лочуань в Китае и Сера Азул в Бразилии). В действительности, как будет показано далее, многие из них принадлежат более молодому байконурскому гляциогоризонту.

Гляциопериод Байконур. Это оледенение произошло непосредственно перед немакит-далдынским веком, завершающим вендский период позднего докембрия (547–542 млн лет назад). Его отложения включают байконурскую свиту Средней Азии, базальную часть забитской свиты Восточного Саяна, формации Ханкалчоуг хребта Куругтаг, Хонгтиегоу Цайдама, Женгмугуан гор Хелан-Шан, Лочуань и ее аналоги в Китае. К гляциопериоду Байконур можно отнести и тиллиты докембрийских массивов Центральной Европы (моложе 570 и древнее 540 млн лет), триаду серии Пурпур де Ахнет Ахаггара (535–560 млн лет), подсвиту Вингербрик (545–595 млн лет) и нижнюю часть свиты Номтсас группы Нама Намибии (539–543 млн лет).

Главный ледниковый эпизод этого гляциопериода произошел вблизи нижней границы немакит-далдынского века, около 542 млн лет назад. Его значение подчеркивается стратиграфическим перерывом и большим отрицательным экскурсом δ 13 С в основании отложений немакит-далдынского яруса. Собственно байконурскому эпизоду и, вероятно, близкому по возрасту оледенению Номтсас в Намибии предшествовал ледниковый эпизод Вингербрик (545 млн лет назад), а также недавно описанный эпизод Хонгтиегоу в Цайдаме. Фоссилии, найденные ниже и выше свиты Хонгтиегоу, говорят о близости ее возраста средней части венда.

Раннепалеозойская термоэра (540–440 млн лет назад). На протяжении кембрия и большей части ордовика следов оледенений не обнаружено. Данный временной интервал, несмотря на то, что большие массивы гондванской 4 суши находились в высоких южных широтах, характеризовался многочисленными признаками теплого и аридного климата. В то время были широко распространены карбонатные отложения (в том числе рифы) и солеродные бассейны. Нередко встречались красноцветные карбонатные породы и каолинитовые глины. Тогда (за исключением кембрия) фаунистическое разнообразие морской биоты быстро росло, особенно в среднем ордовике и начале позднего. Это время нередко именуется Великим ордовикским событием биодиверсификации. Таким образом, отрезок геологической истории от начала кембрия и до начала позднего ордовика считается термоэрой, которая продолжалась около 100 млн лет.

Гондванская гляциоэра (440–260 млн лет назад). Данные оледенения в основном связаны с Гондванским мегаконтинентом. Здесь выделяются пять гляциопериодов.

Раннепалеозойский гляциопериод. Первые сравнительно небольшие оледенения в раннем палеозое произошли, очевидно, в начале или середине катийского века (карадоке), а последние достоверно установленные следы оледенений этого гляциопериода относятся к позднелландоверийскому — ранневенлокскому времени. Таким образом, раннепалеозойский ледниковый период продолжался около 20 млн лет. Он разделяется на три гляциоэпохи: начальную — катийскую, главную — хирнантскую и заключительную — лландоверийско-венлокскую.

Катийская гляциоэпоха. Данные о том, что ордовикские оледенения начались еще в карадоке, появлялись неоднократно. На востоке Северной Америки (в Новой Шотландии), вблизи кровли свиты Галифакс известна пачка метатиллитов с эрратическими, гранеными, штрихованными и айсберговыми камнями. Вышележащая свита Уайт-Рок содержит некоторое количество карадокской или, возможно, несколько более молодой фауны. Более уверенно возраст устанавливается для марино-гляциальных отложений Гандер-Бей северо-восточной части Ньюфаундленда, которые непосредственно перекрываются карадокскими граптолитовыми сланцами. На юге Африки, в группе Столовой Горы известны два ледниковых горизонта в свите Пакхуис, природа которых подтверждается наличием штрихованных и граненых камней, ледникового ложа, гляциодислокаций, морозобойных клиньев и полигональных грунтов. Возраст их, скорее всего, — катийский. Фауна, характерная для более позднего хирнантия, найдена в отложениях, покрывающих тиллиты. В породах, подстилающих свиту Пакхуис, обнаружен более древний тиллит Хангклин. Его возраст по редкой фауне и косвенно, по скорости осадконакопления, оценен как карадокский. Некоторые исследователи полагают, что в катийском ярусе произошло не менее трех оледенений [5].

Хирнантская гляциоэпоха. В эту эпоху раннепалеозойское оледенение достигло максимальных размеров (рис. 4). Его природа и возраст особенно хорошо устанавливаются в Северной Африке и Аравии — классических областях его развития. Здесь в наиболее полных разрезах хирнантия фиксируется как минимум пять ледниковых эпизодов, суммарная длительность которых оценивается в 1,4 ± 1,4 млн лет. Согласно некоторым оценкам, сделанным по гляциоэвстатическим колебаниям (колебания уровня мирового океана, вызванные образованием и таянием ледников), хирнантский покров охватывал всю Африку, Аравию, Турцию, а также большую область центральной части Южной Америки. В предгорьях Анд нижнепалеозойские ледниковые отложения протягиваются почти непрерывным поясом от Эквадора до Аргентины. Непосредственно над тиллитами обнаружена фауна верхней зоны хирнантия.

Рис. 4. Палеоклиматическая зональность хирнантского века. 1–3 — отложения: 1 — ледниковые, 2 — ледниковые и марино-гляциальные, 3 — морские, марино-гляциальные и ледовые; 4 — направления движения ледников; 5 — гляциодислокации; 6 — ископаемые ледниковые долины (троги); 7 — черные сланцы; 8 — карбонатные платформы; 9 — рифы; 10 — красноцветные карбонатные породы; 11 — доломиты; 12 — гипсы и ангидриты; 13 — соли; 14–16 — фауна: 14 — тепловодная брахиоподовая, 15 — холодноводная хирнантиевая, 16 — обедненная хирнантиевая; 17 — контуры континентов и микроконтинентов: СА — Лаврентия (Северная Америка), Сб — Сибирь, Ев — Восточная Европа (Балтия), Кз — Казахстан, Авл — Авалония, Гондвана (Ан — Антарктида, Аф — Африка, ЮА — Южная Америка, Иб — Иберия, Ам — Армория, Т — Тюрингия; Б — Богемия, Тр — Турция, Ар — Аравия, СК — Северный Китай, ЮК — Южный Китай, Ин — Индия, Ав — Австралия); 18 — современные контуры континентов и микроконтинентов; 19 — молодые горные сооружения; 20–22 — границы климатических поясов: 20 — ледникового и холодного, 21 — холодного и умеренного, 22 — умеренного и теплого; 23–26 — климатические пояса: 23 — ледниковый (Л), 24 — холодный (Х), 25 — умеренный (У), 26 — теплый (Т); 27 — океаны

Лландоверийско-венлокская гляциоэпоха. Нижнепалеозойские ледниковые отложения известны в Амазонской впадине, в средней части они содержат фауну раннего лландовери (в том числе, граптолиты). Верхнюю часть данного разреза поэтому следует относить к нижнему силуру, начиная с лландовери. В юго-западной части Боливии и на большой территории прилежащих районов Перу и Аргентины распространена марино-гляциальная свита Канканири (Тиллиты Запла). Она сложена массивными, слоистыми или градационно-слоистыми тиллитами, которые содержат эрратические и штрихованные камни и валуны поперечником до 150 см. В них обнаружены средне- и позднелландоверийские и ранневенлокские ископаемые.

Позднедевонский — раннекарбоновый гляциопериод начался в конце фамена. На севере Бразилии в фаменском ярусе и нижнем карбоне сохранились следы трех ледниковых эпизодов. Следы верхнефаменского оледенения найдены и в США, на северо-востоке Аппалачского пояса.

Большинство исследователей склоняется к тому, что позднедевонские — раннекарбоновые оледенения имели в основном предгорный характер. Однако тот факт, что в отложениях присутствуют бассейновые и флювиогляциальные фации, указывает на распространение ледников в равнины, а иногда и на побережья крупных бассейнов, что возможно лишь при весьма значительном оледенении. Об этом говорят и ледниковые отложения позднедевонского — раннекарбонового возраста на севере Бразилии, которые накапливались в обширных платформенных бассейнах средних широт.

Среднекарбоновый гляциопериод. Его отложения распространены значительно шире и установлены в западной, восточной и северной частях Гондваны. Судя по хорошо изученным разрезам восточной части Австралии [6], которые датированы радиоизотопными и биостратиграфическими методами, среднекарбоновый ледниковый период начался в середине серпуховского века и закончился в конце московского. Здесь устанавливается четыре эпизода. Продолжительность каждого из них составляет от 1 до 5 млн лет. Эпизоды разделены интервалами длительностью приблизительно 2–3 млн лет, в которых отсутствуют следы оледенений. Все эти эпизоды можно квалифицировать как ледниковые и межледниковые эпохи.

Раннепермский гляциопериод — максимальный в гондванской гляциоэре. Он начался, видимо, в конце гжельского века, а закончился в начале артинского. В нем выделяются два ледниковых эпизода. За пределами Австралии отложения раннепермского ледникового периода распространены на огромной территории — от западной до восточной части Гондваны (рис. 5).

Рис. 5. Раннепермское оледенение Гондваны [6]. 1 — прогибы, содержащие ледниковые и перигляциальные отложения, 2 — реконструированные ледниковые покровы, 3 — направления движения ледников, 4 — пермский полюс. Континенты: ЮА — Южная Америка, Аф — Африка, И — Индия, Ан — Антарктида, Ав — Австралия.

Позднепермский гляциопериод завершил гондванскую гляциоэру. Его отложения имеют ограниченное распространение. В восточных областях Австралии он включает два ледниковых эпизода. Первый, охватывавший конец кунгурского века и часть казанского, представлен дистальными айсберговыми ледниковыми фациями. Второй, охватывавший верхнюю часть яруса Уордиан и ярус Кэпитаниан (средняя часть татарского яруса), также сложен айсберговыми отложениями. Позднепермское оледенение проявилось и на северо-востоке Азии. В Верхоянской складчатой зоне широко распространены верхнепермские тиллоиды (тиллитоподобные несортированные и неслоистые грубообломочные породы). В ряде разрезов они содержат признаки ледникового происхождения: дропстоуны, тилловые пелеты, граненые и штрихованные камни.

Мезозойско—палеогеновая термоэра (250–35 млн лет назад). Длительные климатические пертурбации гондванской гляциоэры сменились теплым мезозойским климатом.

Глобальные климатические реконструкции, основанные на комплексе индикаторов, показали, что все высокие и средние широты обоих полушарий Земли в мезозое находились в умеренных и теплых влажных климатических зонах [7]. Иногда в высоких широтах возникали сезонные льды, о чем свидетельствуют редкие находки дропстоунов. Но, поскольку и территориальное, и стратиграфическое распространение льдов было незначительным, можно полагать, что среднегодовые температуры в высоких широтах были существенно выше, чем ныне. В низких широтах преобладал аридный климат, а влажные экваториальные зоны появились лишь во второй половине мела.

В течение мезозоя иногда происходили довольно значительные перестройки климатической зональности, однако все эти изменения ограничивались областью положительных температур. Прямых свидетельств мезозойских оледенений не найдено, за исключением одного случая в Южной Австралии, где в единственном обнажении берриас-валанжинских пород встретился Тиллит Ливингстон мощностью до 2 м [8]. Судя по ограниченному распространению, это сугубо локальное образование. К «возможным тиллитам» иногда причисляли конгломераты, брекчии и несортированные галечные сланцы, а к ледниковым условиям относили сезонное замерзание водоемов и рек [9].

Несмотря на отсутствие прямых доказательств существования мезозойских оледенений, в последние годы возникла гипотеза cold snabs. Она предполагает неоднократное повторение в мезозое очень коротких ледниковых эпизодов, которые проявлялись только в высоких широтах и приводили к небольшим полярным оледенениям, составлявшим около одной трети современных полярных шапок [9].

Эта гипотеза целиком основана на косвенных признаках. Во-первых, на быстрых колебаниях уровня моря «второго и третьего порядков», которым приписывается гляциоэвстатическая природа, если они сопровождались повышением δ 18 О в осадках. Однако понижение уровня моря любого происхождения из-за увеличения альбедо планеты приводит к некоторым похолоданиям и повышениям δ 18 О в осадках.

Во-вторых, подтверждением данной гипотезы считается присутствие в некоторых отложениях средней юры и мела дропстоунов. В мезозое они распространены главным образом в высоких палеоширотах и имеют различное происхождение. Чаще всего встречаются и упоминаются камни, разнесенные сезонными льдами. Сейчас они регулярно формируются в морях, озерах и реках умеренного климатического пояса, вплоть до 45° с. ш. Эти широты характеризуется положительными среднегодовыми температурами. Никаких оледенений (за исключением горных) там нет. Кроме того, дропстоуны могут иметь биогенное происхождение и не должны служить доказательством оледенений.

Третий аргумент в пользу гипотезы cold snabs — широкое распространение в мезозойских отложениях глендонитов — беломорской рогульки (СаСО₃ · 6Н₂О). Однако ныне эти образования постоянно встречаются в холодных бассейнах высоких и средних широт. Их присутствие указывает на умеренно-холодный климат, а не на оледенения.

Кроме упоминавшегося обнажения тиллитов в Австралии, ни на одном из континентов Земли, ни на островах Арктики следов мезозойских ледниковых отложений не найдено. Нередко предполагается, что центры оледенений скрыты под современным антарктическим ледниковым покровом. Но такие выводы не подтверждаются детальными исследованиями ископаемой растительности на побережье Антарктиды. Например, изучение позднеальбского леса вблизи основания Антарктического п-ова показало, что лес там был средней густоты, состоял преимущественно из круглогодично зеленых широколиственных хвойных деревьев и имел сходство с современными влажными умеренными лесами юга Новой Зеландии [10].

Мезозойские температуры глубинных вод в южных высоких широтах, полученные (δ 13 O-методом) по бентосным фораминиферам, в юре и мелу колебались от 5 до 11°С, что позволяет сделать вывод об отсутствии в мезозое психросферы (слоя воды на дне океана с температурой около 4°C, толщиной несколько сотен метров). Напомним, что сейчас температура глубинных вод в высоких южных широтах составляет −1,5 — +0,5°С. Приведенные данные свидетельствуют о том, что Антарктида в мезозое не подвергалась оледенениям. Этот вывод согласуется и с результатами наиболее реалистических компьютерных моделей. Последние показывают, что, если какие-то мезозойские оледенения в Антарктиде и случались, то имели горный или весьма эфемерный характер.

Еще более спорно предполагать присутствие мезозойских ледниковых покровов в высоких широтах Северного полушария. Мезозойские отложения там широко распространены, хорошо изучены и не содержат никаких следов ледниковых отложений. Однако, исходя из гипотезы cold snabs, некоторые авторы, опираясь только на абстрактное геохимическое и климатическое моделирование, составили палеоклиматическую реконструкцию для средне-верхнеюрского пограничного интервала Северного полушария. Они реконструировали огромный ледниковый щит, лишь немного уступающий по размерам Антарктиде [11]. Его мощность превышала 5 км и протягивался он на 4000 км — от Чукотки до западного края Сибирской платформы. Предполагаемый щит должен был оставить следы своего существования во множестве крупных прогибов, выполненных континентальными и морскими юрскими отложениями (в том числе отложениями среднего и верхнего отделов юрской системы). Однако никаких следов юрских ледниковых отложений там до сих пор не обнаружено. В некоторых разрезах встречаются глендониты и редкие обломки — следы разноса сезонными льдами. Это не удивительно. Согласно палеомагнитным данным, регион располагался в то время в высоких заполярных широтах. Реконструкция огромного ледникового щита на северо-востоке Азии опровергается и геологическими фактами. Результаты упомянутого моделирования совершенно абсурдны. Его авторы руководствовались исключительно абстрактными соображениями и расчетами, полностью игнорируя имеющиеся геологические данные. Такой подход — пример превращения ценного метода палеоклиматических реконструкций в компьютерные игры. К сожалению, он существенно дискредитирует методы моделирования палеоклимата вообще.

Антарктическая гляциоэра (35 млн лет назад — ныне), в которой мы живем, началась в позднем кайнозое. Ее история и, конечно, история текущего четвертичного периода интенсивно изучаются на протяжении последних десятилетий. Этой теме посвящена огромная литература [12, 13]. Здесь мы ограничимся только кратким перечислением главных событий антарктической гляциоэры.

В начале кайнозоя, в палеоцене и эоцене климат Земли (как и в мезозое) оставался безледниковым. Особенно теплым были конец палеоцена и начало эоцена. В этом интервале на Земле отмечалось несколько температурных максимумов. Среди них выделяются ранне- и среднеэоценовые оптимумы. Во второй половине эоцена началось похолодание, и появились первые следы ледового или ледникового разноса в Южном океане. Одновременно усилился сезонный ледовый разнос в Арктике. Видимо, в высокогорных районах Антарктиды в то время зарождались горные ледники, языки которых местами (например, в заливе Прюдос) достигали моря. Континентальный ледниковый покров, соизмеримый с современным, образовался в Восточной Антарктиде в самом начале олигоцена, около 34 млн лет назад [14]. Вскоре ледники достигли бровки шельфа. В самом конце олигоцена и начале миоцена произошло некоторое потепление, сопровождавшееся существенными колебаниями климата и объема ледникового щита. По данным моделирования, объем Восточно-Антарктического ледникового щита в то время иногда сокращался до 25% от его современного размера [15]. Скорее всего, тогда и возникли шельфовые ледники Роне и Росса. В позднем миоцене снова произошло сильное похолодание. Ледниковый щит вновь достиг континентальных размеров. Кратковременное потепление, сходное с современным, произошло в среднем плиоцене 3,3–3,15 млн лет назад. С ним, возможно, было связано почти полное исчезновение Западно-Антарктического щита.

Поздний плиоцен и четвертичный период характеризовались быстрым прогрессивным похолоданием. Одновременно началось континентальное оледенение в Северном полушарии. Ледниковые покровы 2,74–2,54 млн лет назад возникли на севере Евразии и на Аляске. Усилился сезонный ледовый разнос терригенного материала в Арктическом океане. Это похолодание привело к разрастанию ледникового покрова Антарктиды, который 20–11 тыс. лет назад достиг бровки шельфа и континентального склона материка. В ледниковые максимумы ледники Евразии и Северной Америки распространялись до средних широт.

В целом, в течение позднего кайнозоя можно наметить три главных ледниковых максимума: в олигоцене, в конце миоцена и в конце плиоцена — квартере. Может быть, их следует рассматривать как отдельные ледниковые гляциопериоды.

Все ледниковые события позднего кайнозоя и в Антарктиде, и в Северном полушарии осложнялись целым спектром более коротких квазипериодических климатических колебаний разной амплитуды и знака. Они иногда (очень условно) именуются ледниковыми и межледниковыми. Судя по периодичности, причиной ледниковых осцилляций стали колебания солнечной инсоляции. Последние обусловливались наложением колебаний разной продолжительности, связанных с вариациями эксцентриситета орбиты Земли, угла наклона земной оси и ее прецессии. В сумме эти вариации дали сложную картину с преобладающими по амплитуде группами циклов в интервалах 19–24 тыс. лет (прецессионные), 39–41 тыс. лет (обусловленные наклоном земной оси), 95–131 и 405 тыс. лет (орбитальные). Самые короткие из этих циклов (приблизительно соответствующие циклам Миланковича) определяли чередование в позднем плиоцене и плейстоцене ледниковья и межледниковья. В отложениях, пробуренных на ледниковом шельфе Росса, в последние 4 млн лет насчитывается 32 ледниковых — межледниковых цикла со средней продолжительностью 125 тыс. лет [16]. В Восточной Европе с начала плейстоцена до начала голоцена зафиксировано 15 ледниковых эпизодов [17].

В миоцене преобладали климатические колебания преимущественно прецессионной природы, с периодами 19–21 тыс. лет, а с началом оледенений в Северном полушарии стали доминировать колебания, длившиеся 41 и 125 тыс. лет, связанные с изменениями наклона оси и орбиты Земли.

Общий характер оледенений

Первое, что обращает на себя внимание при взгляде на рис. 1, это отчетливое увеличение количества и плотности оледенений на протяжении последних 3 млрд лет. Этот факт трудно объяснить более слабой изученностью древних отложений. Во второй половине ХХ в., особенно, во времена холодной войны, в связи с погоней за стратегическим сырьем было проведено геологическое картирование почти всех участков нашей планеты (даже слабо развитых стран и труднодоступных регионов), сложенных древними породами. Впоследствии в них были открыты многочисленные месторождения различных полезных ископаемых. При подобных исследованиях трудно было бы пропустить ледниковые отложения, которые обычно образуют крупные тела, служат стратиграфическими маркерами, имеют региональное распространение и к тому же привлекают внимание геологов своим неординарным видом и происхождением. Кроме того, увеличение частоты оледенений наблюдается и на протяжении детально изученного позднего докембрия и всего фанерозоя. Можно предположить, что такое увеличение со временем связано с ослаблением мантийного вулканизма и прогрессивным развитием биосферы [18].

Гляциоэры разного возраста имеют определенное сходство. Во-первых, те гляциоэры, которые, удается датировать, близки между собой по длительности (гуронская — около 200 млн лет, африканская — 210 млн лет, гондванская — 190 млн лет). Во-вторых, они сходны по структуре. Все гляциоэры состоят из 3–6 дискретных ледниковых периодов продолжительностью от нескольких миллионов до нескольких десятков миллионов лет.

В обозримой истории Земли насчитывается не менее 20 ледниковых периодов. Все они, в свою очередь, состояли из дискретных ледниковых событий, которые можно квалифицировать как ледниковые эпохи. Детальное изучение изотопов кислорода в позднем кайнозое и частично палеозое показало, что гляциоэпохи осложнялись существенными климатическими колебаниями с периодами от 400–500 тыс. до 20 тыс. лет.

Гляциоэры имели сходство не только по структуре, но и по своей общей динамике. Они, как правило, начинались с коротких региональных ледниковых периодов, которые, увеличиваясь в размерах и интенсивности, достигали во второй половине гляциоэры максимальных (обычно межконтинентальных) масштабов, распространяясь в средние, а порой, возможно, и в низкие широты. Затем оледенения быстро деградировали. Плейстоценовое оледенение было, очевидно, максимальным в позднекайнозойской гляциоэре. Можно предположить, что за голоценовым потеплением (если не вмешается человек) должно наступить новое небольшое оледенение.

Между докембрийскими и фанерозойскими оледенениями отмечаются не только черты сходства, но и определенные различия. Во-первых, отдельные докембрийские оледенения имели, видимо, более широкое распространение, чем самые обширные фанерозойские. Во-вторых, с докембрийскими и фанерозойскими оледенениями связаны противоположные по знаку аномалии δ 13 C_карб (отрицательные в докембрии и положительные в фанерозое). Наконец, многие неопротерозойские оледенения сменялись отложением пачек характерных тонкослоистых доломитов. Перечисленные различия докембрийских и фанерозойских оледенений весьма существенны для выяснения причин их наступления. Однако убедительного объяснения этим фактам до сих пор не найдено.

Возможные причины оледенений

Причины оледенений до сих пор служат предметом многочисленных конкурирующих и взаимоисключающих друг друга гипотез, которые касаются широкого спектра процессов — от межгалактических до микробиотических. Сейчас многие исследователи склоняются к мысли, что оледенения вызывались взаимодействием нескольких геодинамических, геохимических и биотических процессов. Позднеархейские и раннепротерозойские оледенения, видимо, связаны с появлением фототрофных организмов и с первичной оксигенизацией атмосферы. В неопротерозое и фанерозое ведущей причиной крупных климатических колебаний (в том числе и появления гляциоэр), были, скорее всего, геодинамические процессы и особый характер вулканизма. Судя по хорошо изученному последнему отрезку геологической истории, в пики мантийно-плюмового вулканизма повышалось содержание парниковых газов в атмосфере, что приводило к потеплениям. Усиленное поглощение СО₂ фототрофными организмами, с последующим захоронением его в виде угля, почв, карбонатных и богатых органикой илов, а кроме того, интенсивное поглощение СО₂ при выветривании силикатов, вынос его в океан и осаждение углерода в виде карбонатов также могло вызывать потепления. Одновременно происходило повышение содержания кислорода в атмосфере и окисление метана. Эти процессы, снижавшие содержание парниковых газов в атмосфере, вели к похолоданию. Если они совпадали с интенсивным опусканием земной коры в мантию в зонах субдукции и со связанным с ней известково-щелочным эксплозивным вулканизмом, то происходило дальнейшее охлаждение Земли в результате дополнительного изъятия углерода из биосферы и захоронения его в мантии. Засорение стратосферы продуктами эксплозивного вулканизма снижало прозрачность атмосферы [19]. В результате наложения этих процессов тепловой баланс биосферы понижался и происходили похолодания и оледенения. На эти главные климатические циклы, обусловленные геодинамическими процессами и характером вулканизма, накладывались упоминавшиеся выше астрономические циклы.

Роль оледенений в биосфере

Климат давно считался одним из двигателей эволюционных процессов. В частности отмечалось, что с термоэрами связан рост биоразнообразия и относительная таксономическая стабильность биоты, а с оледенениями, наоборот, — вымирание и последующее обновление биоты [20]. Однако механизмы такого обновления подробно не рассматривались. Современные данные по оледенениям позволяют сделать некоторые выводы по данной проблеме. Многоступенчатая иерархия ледниковых событий (гляциоэры → гляциопериоды → гляциоэпохи → более короткие осцилляции разной частоты) создавала непрерывный ряд биосферных кризисов. Климатические процессы, отличаясь высокой скоростью и разной частотой, вызывали перестройки разного масштаба во всех подсистемах биосферы (рис. 6).

Рис. 6. Экологические кризисы, вызываемые оледенениями и глобальными похолоданиями, в подсистемах биосферы: гляциосфере, тропосфере (перестройка и усиление циркуляции, сокращение влагопереноса и концентрации СО₂ и СН₄, рост концентрации О₂), биоте (вымирания, стагнация, миграции, усиление изоляции, новации, новые экологические ниши, кризисы), гидросфере (образование психросферы, усиление вентиляции, гляциоэвстазия, увеличение резерва СО₂), литосфере (осушение шельфов, контрастная природная зональность, усиление эрозии, гляциоизостазия)

В тропосфере оледенения обусловливали понижение температуры, сокращение влагопереноса, перестройку и усиление систем циркуляции. Во время оледенений снижалась средняя температура Земли (не менее чем на 5°С 5 ).

В гидросфере возникали шельфовые ледники и многолетние ледовые покровы, понижались температура и уровень океана. Это приводило к возникновению психросферы, температурному геохимическому и газовому расслоению водных масс и изменению системы циркуляции в океане. На континентах осушались шельфы и эпиконтинентальные бассейны за пределами зон оледенений, изменялся характер и происходило смещение климатических, биогеографических и почвенных поясов, понижался базис эрозии, усиливался твердый и ослаблялся растворимый сток с суши. В земной коре отмечались неоднократные гляциоэвстатические и изостатические опускания и поднятия.

Экологические и биотические кризисы, связанные со всеми этими перестройками, приводили к вымиранию и миграции организмов. Сохранялось некоторое количество устойчивых к новым условиям видов, а возникновение новых в кризисных условиях замедлялось. Происходила как бы стагнация биоты. В то же время освобождение значительной части старых и возникновение новых экологических ниш вело к диверсификации сохранившихся организмов. Непрерывные и сильные стрессы во время каскада экологических кризисов вызывали в организмах гипермутации [21] и, как следствие, образование новых форм. Отбор из них устойчивых организмов приводил к возникновению бионоваций. Появление новых и диверсификация переживших кризисы форм, в свою очередь, порождали необратимые экологические и более общие биосферные перестройки. Они способствовали эволюционным процессам в биосфере в целом и в биоте в частности. Таким образом, между скоростью абиотических и биотических процессов возникала тесная связь.

С гуронской гляциоэры начались широкое распространение цианофитов и первичная оксигенизация океана и атмосферы [22]. В течение раннего протерозоя и большей части рифея эволюционные процессы происходили главным образом на молекулярном и клеточном уровне. Завершились они в позднем рифее массовой эукариотизацией биоты [23], которая стала предпосылкой для бурных биосферных и биотических событий африканской гляциоэры.

Вследствие многократного повторения оледенений разного масштаба и связанных с ними экологических кризисов африканская гляциоэра характеризовалась целым рядом эволюционных импульсов, которые ускоряли биологическую эволюцию в целом. В то время в результате серии оледенений произошло формирование новой фанерозойской биоты и биосферы Земли. Редкие остатки аннелидоморф и панцирных амеб появились в разрезе верхнерифейских отложений после первых трех неопротерозойских оледенений. В отложениях, покрывающих вендские тиллиты Нантоу (стратиграфический аналог тиллитов Марино), найдены первые макроскопические водоросли, биомаркеры губок и, возможно, эмбрионы многоклеточных животных.

После оледенения Гаскье произошел расцвет вендских многоклеточных организмов: появились крупные акантоморфные акритархи, разнообразные многоклеточные водоросли (вендотениды, эохолинивые и др.), животные эдиакарского типа, а затем билатерии и первые животные с карбонатным (клаудины) и агглютинированным (сабеллитиды) скелетом. Вслед за байконурским оледенением возникло множество разнообразных мелких скелетных организмов — мелкораковинной фауны.

Таким образом, после каждого оледенения африканской гляциоэры отмечается возникновение новых групп организмов, расцвет некоторых ранее существовавших и смена доминантных. В результате этих процессов в конце африканской гляциоэры на Земле сформировалась биосфера фанерозойского типа. Кульминацией ускорения стало необычайно быстрое развитие многоклеточных бесскелетных и скелетных организмов в немакитдалдынском веке венда и в начале кембрия. Неслучайно момент резкого ускорения этих процессов, его экстремум, совпал с завершением последнего события африканской гляциоэры — байконурского гляциопериода [23]. Ускорение эволюции в течение африканской гляциоэры особенно заметно на фоне длительных эволюционных процессов, которые характеризовали Великую ледниковую паузу.

Гондванская гляциоэра сопровождалась массовым завоеванием организмами новых экологических пространств: пелагиали (граптолиты, эндоцератиды, актиноцератоиды, рыбы, ящеры и др.), суши (разнообразные растения, леса, земноводные, пресмыкающиеся) и тропосферы (летающие насекомые). Позднеордовикское массовое вымирание не было внезапной и кратковременной катастрофой, как оно обычно представляется. Его подготовил ряд предшествующих оледенений и биотических событий. Непосредственным толчком к вымиранию послужило Великое хирнантское оледенение.

Главным биотическим событием антарктической гляциоэры стало формирование человечества. Быстрая дивергенция гоминид проходила параллельно с основными оледенениями. Первые представители подотряда человекоподобных появились в олигоцене, а первые три вида из семейства гоминид обнаружены в верхнем миоцене [24], который характеризовался резким похолоданием. В отложениях еще более холодного плиоцена обнаружено уже 13 видов гоминид, в том числе останки австралопитеков. В первой половине плейстоцена (около 2,4–1,9 млн лет назад) появились первые примитивные виды рода Homо (H. habiles и др.) и простейшие орудия труда. Ко второй половине плейстоцена (около 0,6–0,5 млн лет назад) принадлежат останки H. heidelbergensis и следы систематического использования огня [24]. В конце плейстоцена (около 0,2 млн лет назад, непосредственно перед или во время московско-днепровского оледенения) появился вид H. sapiens.

В заключение еще несколько слов о значении оледенений. Они играли большую роль в развитии биосферы и биоты Земли. Гляциоэры были критическими интервалами в истории биосферы, во время которых процессы эволюции ускорялись, и происходило формирование биосфер и биот новых типов. В гуронскую гляциоэру и после особенно широкое распространение получили цианобактерии, и появился первый кислород в атмосфере. Во время африканской гляциоэры сформировалась биосфера и биота фанерозойского типа. В течение гондванской гляциоэры возникла наземная биота. Растения с животными полностью завоевали сушу. Конечно, неслучайно и то, что формирование человечества произошло во время антарктической гляциоэры.

Литература
1. Чумаков Н. М. Оледенения Земли. История, стратиграфическое значение, роль в биосфере. М., 2015.
2. Chumakov N. M. Upper Proterozoic glaciogenic rocks and their stratigraphic significance // Precambrian Research. 1981. V. 15. № 3–4. Р. 373–396.
3. Hambrey M. J., Harland B. W. The Late Proterozoic glacial Era // Palaeogeogr. Palaeoclimat. Palaeoecol. 1985. V. 51. № 1–4. P. 255–272.
4. Frakes L. A., Francis J. E., Syktus J. L. Climate modes of the Phanerozoic. Cambridge, 1994.
5. Ghienne J. F. Late Ordovician glacial record: state of the art // Ordovician of the World / Eds. J. C. Gutierrez-Marco, I. Rabano, D. Garcia-Bellido. Madrid, 2011. P. 13–19.
6. Fielding Ch. R., Frank T. D., Isbell J. L. et al. Stratigraphic signature of the Palaeozoic Ice Age in the Parmeener Supergroup of the Tasmania, SE Australia, and inter-regional comparisons // Palaeogeogr., Palaeoclimat., Palaeoecol. 2010. V. 298. P. 70–90.
7. Чумаков Н. М. Климатическая зональность и климат мелового периода // Климат в эпохи крупных биосферных перестроек. М., 2004. С. 105–123.
8. Frakes L. A., Alley N. F., Deynoux M. Early Cretaceous Ice Rafting and Climate Zonation in Australia // Internat. Geol. Rev. 1995. V. 37. P. 567–583.
9. Price G. D. The evidence and implications of polar ice during Mesozoic // Earth Sci. Rev. 1999. V. 48. P. 183–210.
10. Falcon-Lang H. J., Cantrill D. J., Nichols G. J. et al. Biodiversity an d terrestrial ecology of a mid-Cretaceous, high-latitude floodplain Alexander Island, Antarctica // J. Geol. Soc. 2001. V. 158. P. 709–724.
11. Donnadieu Y., Dromat J., Godderis Y. et al. A mechanism for brief glacial episodes in the Mesozoic greenhouse // Paleoceanography. 2011. V. 26. № 3. P. 1–10.
12. Ouaternary glaciations — extent and chronology / Eds. J. Ehlers, P. L. Gibbard. Amsterdam, 2004.
13. Левитан М. А., Лейченков Г. Г. История кайнозойского оледенения Антарктиды и седиментации в Южном океане // Литология и полез. ископаемые. 2014. № 2. С. 115–136.
14. Grossman E. L. Oxygen isotope stratigraphy // The geologic time scale 2012 / Eds. F. Gradstein, J. G. Ogg, M. Schmitz, G. Ogg. Amsterdam, 2012. P. 181–206.
15. De Boer B., Van de Wal R. S. W., Bintanja R. et al. Cenozoic globalice volume and temperature simulation with 1-D ice-sheet models forced by benthic δ 18 O records // Annals of glaciology. 2010. V. 51. № 55. P. 23–33.
16. Naish T., Powell R., Levy R. et al. Obliquity-paced Pliocene West Antarctic ice-sheet oscillations // Nature. 2009. V. 458. P. 322–329.
17. Величко А. А., Морозова Т. Д., Писарева В. В., Фаустова М. А. Хроностратиграфические подразделения четвертичной системы по материалам исследований ледниковых и перегляциальных областей Восточно-Европейской равнины // Общая стратиграфическая шкала России: состояние и перспективы обустройства / Ред. М. А. Федонкин. М., 2013. С. 379–381.
18. Чумаков Н. М. Общая направленность климатических изменений на Земле за последние 3 млрд лет // Докл. АН. 2001. Т. 381. № 5. С. 652–655.
19. Добрецов Н. Л., Чумаков Н. М. Глобальные периодичности в эволюции литосферы и биосферы // Глобальные изменения природной среды. Новосибирск, 2000. С. 11–26.
20. Erwin D. H. Climate as a driver of evolutionary change // Current Biology. 2009. V. 19. P. 575–583.
21. Колчанов Н. А., Суслов В. В. Кодирование и эволюция сложности биологической организации // Эволюция биосферы и биоразнообразия. М., 2006. С. 60–96.
22. Reading the archive of Earth’s oxygenation / Eds. V. A. Melezhik, A. R. Prave, E. J. Hanski et al. Berlin, 2013. V. 1–3.
23. Fedonkin M. A. Eukaryotisation of the Early Biosphere: a biogeochemical aspect // Geochem. Int. 2009. V. 47. P. 1265–1333.
24. Catt J. A., Maslin M. A. Human time scale // The geologic time scale 2012 / Eds. F. Gradstein, J. G. Ogg, M. Schmitz, G. Ogg. Amsterdam, 2012. P. 1011–1032.

1 Вслед за В. И. Вернадским в русской литературе под биосферой понимают всю область обитания жизни на Земле, а именно: топосферу, биоту, гидросферу и верхнюю часть литосферы. За рубежом (а иногда и в нашей литературе) биосферу именуют биогеосистемой, а биосферой называют биоту.

2 Термины ледниковые и парниковые циклы предложены Г. Фишером (1981). В действительности это не климатические понятия, а тектонические: они соответствуют циклам Вильсона. Поэтому безледниковый триас на схеме Фишера попал в ледниковый цикл, а раннепалеозойский ледниковый период — в парниковый.

3 Здесь и далее приводимые датировки получены радиоизотопными методами. Авторы датировок и источники геологических данных указаны в монографии автора этой статьи [1].

4 Мегаконтинент Гондвана с конца докембрия до начала мезозоя объединял Африку, Южную Америку, Индию, Австралию и Антарктиду.

5 Напомним, что ожидаемое в несколько раз меньшее повышение средней температуры Земли рассматривается как серьезная катастрофа для человечества.