Ледниковый период — это время, в течение которого материковые покровные оледенения занимали обширные равнины суши и шельфа полярных и умеренных широт земного шара.
В предыдущих главах уже были освещены причины установления материковых оледенений в верхнем кайнозое, а также достаточно подробно рассмотрены основные формы и масштабы проявления ледниковых покровов и океанического перигляциала дна океанов. Теперь попытаемся в общих чертах восстановить эволюцию ледниковых покровов на континентальных шельфах и в какой-то мере оценить динамику процессов разрастания и убывания оледенения. Особо при этом остановимся на развитии последнего оледенения в северном полушарии, в котором возникали и распадались крупные ледниковые покровы.
Напомним, что основные центры покровных оледенений Антарктиды, Евразии, Северной Америки находились в горных странах на материках, а также в Гренландии, Исландии, на Шпицбергене, Новой Земле и других гористых островах и архипелагах высоких широт. Самые крупные ледниковые покровы — Антарктический, Лаврентьевский, Иннуитский, Кордильерский, Скандинавский (мощность до 3—4 км). Большие площади занимали Ньюофаундлендский, Баффиноземельский, Исландский, Британский, Шпицбергенский и Новоземельский ледниковые покровы. Локальные ледниковые купола находились на островах Фарерских, Гебридских, Шетландских, Земли Франца-Иосифа, Ян-Майена. Установлено наличие оледенения в горах Чукотки, на северо-западе Португалии, Новой Гвинеи, Гавайских островах.
Для существования оледенения весьма важно влияние холодного, но открытого моря, испаряющего еще достаточно влаги, так как в этих условиях конденсирующаяся влага выпадает в виде снега. В северном полушарии особое значение для распределения и современных и древних ледников имеет Атлантический океан. Он свободно сообщается с обоими ледовитыми океанами — Северным и Южным, сравнительно не широк, и влияние теплого Гольфстрима сказывается на его акватории и побережьях значительно сильнее, чем влияние Куросио в Тихом океане. Самые большие оледенения размещались там, где был благоприятен бюджет осадков, а не там, где температура была самой низкой. Поэтому самый большой материк — Евразия — имел самое малое (20% площади) оледенение, а самое большое — Антарктида. С ледниковыми эпохами северного полушария были более или менее синхронны ледниковые события в Новой Зеландии и Южной Америке.
Следует еще раз подчеркнуть, что к началу ледникового периода континентальные окраины атлантического типа испытали ряд геолого-геоморфологических циклов развития, в ходе которых сформировалась исходная для ледников топографическая поверхность. Возникновение основных морфоструктурных элементов континентальных окраин Северной Америки и Европы связано с эрозионно-тектоническим циклом в конце мела — раннем палеогене, которому соответствует крупнейшее стратиграфическое несогласие. В течение этого цикла мезозойская поверхность выравнивания испытала общее тектоническое поднятие (примерно на 300—800 м) и резкий перекос в направлении ложа океана. В условиях восходящих тектонических движений моноклинально и горизонтально залегающие мезозойские (меловые), а местами палеозойские осадочные пласты шельфа подвергались глубокому эрозионному расчленению. В процессе растяжения материковой земной коры стал развиваться ее грандиозный моноклинальный перегиб, или «континентальная флексура», выразившаяся в морфологии дна материковым склоном, который разделил мезозойскую платформу на два гипсометрических и геоморфологических уровня — шельф и материковое подножие.
Активное формирование структурно-геоморфологических элементов континентальных окраин происходило во время эрозионно-тектонического цикла в верхнем плиоцен-эоплейстоцене. В развитии моноклинальных возвышенностей, плато и в целом куэстового рельефа дна кроме пассивного воздействия литологии и условий залегания осадочных пород определенное значение имели тектонические движения, с которыми связано образование крутых флексур, отдельных продольных и поперечных сбросов. Неотектонические движения, а также гляциоизостазия в ледниковые эпохи значительно усилили роль эндогенного фактора в формировании плато и моноклинальных возвышенностей внешнего шельфа. Все эти крупные формы рельефа в большой мере определяли ход развития материкового льда на шельфах.
Как известно, климатический контраст между полярными и экваториальными областями стал возрастать с начала палеогена. Оледенение Антарктиды, по всей видимости, началось в эоцене, а достигло своих максимальных размеров около 5 млн. лет назад. Волна холода в Северном Ледовитом океане стала ощущаться 10—15 млн. лет назад. Затем покровное оледенение продвинулось в южном направлении и достигло Северной Канады около 4 млн. лет назад, Исландии, Северной Америки и Европы — 2,5—3,0 млн. лет назад, т. е. было верхнекайнозойским. Вероятно, процесс похолодания достиг наибольшей интенсивности в четвертичный период, особенно на рубеже 700 тыс. лет назад, и тем самым вызвал разрастание ледниковых покровов до максимальных размеров. Во время каждой ледниковой эпохи обычным было чередование ледниковых стадий с интервалами потеплений, когда размеры ледников сокращались.
В верхнем кайнозое на территории Европы и Северной Америки было четыре основных оледенения. В Альпах их назвали (от древнего к молодому) гюнцским, миндельским, рисским и вюрмским, а их предполагаемые аналоги в Северной Америке — небраским, канзасским, иллинойсским и висконсинским. Пик последнего межледниковья относится примерно к 125 тыс. лет назад.
Последним крупным событием в истории последнего, т. е. вюрмского, оледенения был быстрый рост и распространение ледниковых покровов на территории Европы и Северной Америки. Благодаря изучению краевых ледниковых образований внутри материков, на побережьях, во фьордах и заливах как литологическими методами, так и с помощью датирования этих форм радиоуглеродным методом были выделены основные позднеплейстоценовые этапы развития североамериканских и европейских ледниковых покровов. В вюрме крупнейшие Лаврентьевский, Скандинавский, Британский, Исландский ледниковые покровы достигали своих максимальных размеров 21—18 тыс. лет назад, во время последнего оледенения, имеющего ряд местных названии: «классический (поздний) висконсин», «вислинское», «девенсийское», «тейзуэлл» и др. В «классическом висконсине» Лаврентьевский ледниковый покров продвинулся дальше границ всех предыдущих оледенений и достигал на юге субтропических шпрот (40° с. ш.). 11а севере Скандинавии и Кольского полуострова во время вислинского оледенения выделялся ряд стадий: максимальная эгга-1 (21—17 тыс. лет), эгга-2 (16—14 тыс. лет), раннедриасовая, или лужская (13,3—12,4 тыс. лет), тромсё-люнген (Ра), или бёллинг (11,3—10,2 тыс. лет), и пребореальная (10,1—8,5 тыс. лет).
Находящиеся в более северных арктических широтах Баффиноземельский, Шпицбергенский, отчасти Гренландский ледниковые покровы могли достигать наибольших масштабов 60—100 тыс. лет назад, т. е. в раннем вюрме. Анализ колонки (1,4 км) льда, полученной при бурении Гренландского ледникового щита около Камп-Сенчери (77° с. ш.), показал, что «главное» висконсинское похолодание относится к периоду 73—59 тыс. лет назад. Однако в позднем висконсине формирование указанных ледниковых щитов происходило также достаточно интенсивно.
Обратимся теперь к рассмотрению в самых общих чертах эволюции оледенения в последнюю ледниковую эпоху. Именно об этой эпохе имеются достаточно полные и более или менее надежные сведения, которые основаны на геоморфологическом и литологическом анализах, на детальных микропалеонтологических и биостратиграфических исследованиях, Шагом вперед было использование радиоуглеродного метода определения абсолютного возраста органических остатков в донных отложениях.
В своих реконструкциях ледниковых покровов будем опираться на описанную выше характеристику строения и распространения ледниковой морфоскульптуры гляциальных и перигляциальных шельфов. Все возрастные оценки элементов и форм рельефа базируются на геоморфологических признаках и отчасти на литологических и биостратиграфических критериях, в ряде случаев подкрепленных абсолютной геохронологией. При определении относительного возраста в наших палеогеографических реконструкциях использовались корреляция подводных форм с моренами и ледниковыми долинами, расположенными вдоль всего побережья областей материкового оледенения, относительная удаленность шельфовых желобов, полос краевых образований и т. д. от предполагаемых центров ледниковых покровов, степень сохранности форм мезо — и микрорельефа, литостратиграфия осадков, слагающих и перекрывающих конкретные формы, строение, мощность и распространение осадочного чехла.
На ряде участков новоанглийского, гренландского, норвежского прибрежных шельфов подводные моренные гряды хорошо увязываются с краевыми ледниковыми образованиями на островах и полуостровах. Для многих таких морен имеются датировки, определенные радиоуглеродным методом. В подобных случаях подводные морены являлись для нас опорными. Кроме того, важным признаком для разграничения комплексов ледниковой морфоскульптуры обычно служит пространственное размещение шельфовых краевых образований. Четко выраженные в топографии дна концентрические полосы ледниково-аккумулятивных форм показывают последовательность их формирования. По количеству дугообразных рядов моренных гряд на дне желобов и суббатиальных равнин можно установить число отдельных стадии покровного оледенения шельфа и наметить хронологическую схему плейстоцена.
Совершенно ясно, что растекание материкового льда на шельфах зависело от крупных элементов дочетвертичного структурно-эрозионного рельефа дна. В процессе дифференциации ледниковых покровов их край приобретал на внешнем шельфе отчетливо выраженное лопастное строение. В поперечных желобах располагались активные ледниковые лопасти и потоки с шириной фронта от 10—100 до 300 км, а между ними на плато и возвышенностях обособлялись относительно малоподвижные ледораздельные зоны. У Скандинавского ледникового покрова самыми крупными ледниковыми лопастями и потоками были Беломорская, Мурманская, Финмаркенская, Ингёдьюпет, Хельгеленская, Мёре-Ромсдален, Согне-фьорд, у Британского — Восточноанглийский, Морёй-Ферт, Ирландскоморский, Литл-Минч, у Лаврентьевского — Гудзонов, Макковик, Хэк, Кабота, у Гренландского — Хольстейнсборг, Кангердлугссуак. Наши исследования, таким образом, подтверждают вывод А. А. Асеева (1974) о том, что на склонах плейстоценовых ледниковых щитов наблюдались выводные ледники с конвергентным распределением линий стока льда.
Переходя к вопросу о вероятных размерах и динамике поздневюрмского оледенения, следует отметить, что его развитие на шельфе имело определенные ритмы. Они характеризовались стадиями наступания ледников и межстадиалами, при которых происходила деградация оледенения. Для определения направления движения ледниковых покровов использованы данные о петрографическом составе эрратических валунов в моренах шельфа, а также наблюдения за ледниковой штриховкой и формами рельефа, связанными с движением ледников. Кроме того, покрываясь ледниками мощностью до 0,5—1,5 км, гляциальные шельфы по сравнению с перигляциальными испытывали общее прогибание на величину (судя по современной батиметрии) порядка 100—300 м. Нисходящие движения морского дна, видимо, в связи со сменой гляционагрузки водной нагрузкой не имели обратимого характера.
Анализ краевых ледниковых образований на побережьях и морском дне, а также всей ледниковой морфоскульптуры на континентальных окраинах дает основание сделать предположение о том, что поздневюрмское (21—18 тыс. лет) материковое оледенение охватывало почти всю ширину североамериканских и европейских шельфов в полярных и умеренных широтах и, возможно, было одним из максимальных по мощности льда и площади его распространения. Вероятнее всего, следует выделять следующие основные стадии наступания ледников — внешнюю (максимальную), внутришельфовую, прибрежную и фьордовую. Каждая из последующих стадий была слабее, лед занимал меньшую площадь и в своем продвижении все больше зависел от рельефа поверхности коренных пород. Со стороны моря к берегам прослеживаются более молодые полосы краевых ледниковых образований, имеющие на побережье возраст в 12—8 тыс. лет. Примером последовательных стадий и осцилляций ледниковых покровов в позднем вюрме могут быть комплексы краевых ледниковых образований на Зельгеландской, Диско, Авалонской и других североатлантических равнинах.
Существующий на сегодняшний день фактический материал позволяет говорить о довольно широком развитии ледниковых образований в североамериканском, восточноевропейском и западносибирском секторах Арктики. Положение края Лаврентьевского, Гренландского, Исландского, Скандинавского, Британского, Шпицбергенского ледниковых покровов в максимум последнего оледенения (внешняя стадия), вероятно, фиксируют фронтальные насыпные моренные гряды и приустьевые пороги, находящиеся вблизи бровки самых широких (100—300 км) шельфов. К максимальной стадии висконсинского оледенения следует относить конечно-моренные гряды в прибрежной зоне дна и на берегах Новой Англии (морены Ранконкон, Мартас-Виньярд, Нантакет). С ними морфологически связаны краевые конечно-моренные гряды на западе банок внешнего шельфа Новой Шотландии. На Большой Ньюфаундлендской банке край материкового льда, видимо, был в районе скал Верджин. В максимум висконсинской эпохи льды с Баффиновой Земли могли распространяться по морскому дну на Гренландско-Канадский порог. На узких шельфах в районе Южной Гренландии (между банками Фискенес и Мёстинг, 59°30’—64°00′ с. ш.), Южной Исландии, Фарер, Северо-Западной Норвегии фронт активного материкового льда находился в зоне материкового склона. Во время вислинского оледенения (20—18 тыс. лет) Скандинавский ледниковый покров натекал на Ютландский полуостров и достигал центральной части Северного моря.
Положение края скандинавских и новоземельских ледников в максимум оледенения фиксируют, видимо, гряды морен эгга-1 на Медвежинской, Финмаркенской и Центральной равнинах. Вследствие слияния материковых льдов Новой Земли, Вайгача, Пай-Хоя и Кольского полуострова формировался активный Печороморский ледниковый поток. Он растекался на Центральную равнину Баренцева моря по системе поперечных желобов, а также в пределы нижнего течения Печоры, Малоземельской и Большеземельской тундр. Здесь известен ряд поздневюрмских ледниковых образований, датированных радиоуглеродным методом, возраст которых — 34—9 тыс. лет. Ледниковые покровы Новой Земли и Земли Франца-Иосифа могли соединяться с Карским ледниковым щитом.
Положение ледникового фронта во внутришельфовую стадию, увязываемую на суше с поморской (померанской, эгга-II, 16—14 тыс. лет) стадией последнего оледенения, фиксируют краевые напорноморенные гряды, приуроченные к внутришельфовым куэстам, а также несколько рядов (2—4) стадиальных моренных гряд на суббатиальных равнинах и в поперечных желобах. Край Британского ледникового покрова располагался в зоне краевых желобов и на прибрежном шельфе примерно в 20—50 км от берегов. Конечные морены Чарстаун в Род-Айленде, Сандуич и Баззардс на полуострове Кейп-Код и другие на побережье Новой Англии (абсолютный возраст морен — 15,2—14,3 тыс. лет) соединяются с подводными моренами в центре залива Мэн и на западном склоне банки Джорджес-Банк. Далее указанные морены коррелируются со стадиальными моренами в краевых желобах новошотландского шельфа.
В позднеледниковье (13,5—11,0 тыс. лет) активные материковые льды, очевидно, локализовались в основном на внутреннем шельфе не далее 10—50 км от берегов. В раннем дриасе, во время самой крупной подвижки края Скандинавского, Лаврентьевского, Гренландского, Исландского ледниковых покровов, на относительно узких участках шельфов выводные ледники могли проникать в краевые и поперечные желоба, а на южноисландском и южно-гренландском шельфах достигать бровки материкового склона. Эта прибрежная стадия сопоставляется с лужской (листа, альфтанес, 13,2—12,5 тыс. лет) стадией последнего оледенения на суше. На дне Балтийского моря, например, первый пояс морен лужской стадии приурочен к бортам Готландской и Борнхольмской впадин. Второй пояс морен, протягивающийся от Курземского полуострова до острова Готланд, видимо, связан с поясом так называемых морен листа на дне пролива Скагеррак.
В заключительную «фьордовую» стадию (поздний дриас) материковые льды, край которых состоял из долинных ледников, в основном не выходили за пределы береговой черты Баренцева, Норвежского, Северного и Балтийского морей, Северо-Западной Атлантики. Фьордовая стадия имеет ряд местных названий, в частности в районе Фенноскандии, — салпаусселькя, морены Ра, Тромсё-люнген; Новой Земли — кармакульская; Исландии — буди-холькот; Шотландии — лохманд; Восточной Канады — вальдерс. Большое количество радиоуглеродных датировок конечных морен, флювиогляциальных дельт, камов на прибрежных островах, в устье фьордов, на дне крупных заливов и берегах материка свидетельствует о том, что возраст краевых ледниковых образований колеблется от 11,3 до 10,2 тыс. лет.
Процесс распада европейских и североамериканских ледниковых покровов, характеризовавшийся определенной последовательностью, завершился 11—7 тыс. лет назад. Ледники Ирландии растаяли еще в позднеледниковье. Около 11 тыс. лет назад, судя по радиоуглеродным датировкам базальных слоев торфяников, исчезали ледниковые купола на острове Медвежий и Шетландских островах. Последней подвижке Скандинавского ледникового покрова в пребореале соответствуют морены в верховьях фьордов. Из Кандалакшского залива ледники отступили 9,3—8,8 тыс. лет назад, т. е. в конце пребореала — начале бореала. Полностью Скандинавия и Кольский полуостров освободились ото льда примерно 7,5—8,5 тыс. лет назад. В раннем голоцене отступили на 2—7 км в пределы Южной Исландии выводные ледники Скейдарауйёкюдль, Брейдамеркюрйёкудль и др.
Лаврентьевский ледниковый покров деградировал на юге прежде всего (11—10 тыс. лет назад) в Новой Шотландии и на Ньюфаундленде, затем освободился от льда Гудзонов залив (8,1—7,6 тыс. лет назад), а на полуострове Лабрадор ледник локализовался (около 6,5 тыс. лет) в горах Торигат. В арктической Канаде и Гренландии отступание края материкового льда от границ современных ледниковых куполов закончилось 6—7 тыс. лет назад. В баффиноземельских и гренландских фьордах последние крупные подвижки ледников происходили в стадию кокберн (фьордовую) около 8—9 тыс. лет назад. В целом для голоцена в глобальном масштабе выделяются пять ощутимых похолоданий: 9,5; 8,3; 2,0; 0,5 тыс. лет назад.
В течение дегляциации и послеледниковья гляциальные побережья Северной Америки и Европы испытали значительное (в среднем 5—11 см/год) поднятие, вызванное исчезновением нагрузки вюрмских ледниковых покровов. Гляциоизостатическое поднятие в Канаде приурочено к юго-восточной части Гудзонова залива, в котором мощность льда достигала 3,5 км. Те освободившиеся от тяжести ледникового щита низколежащие участки архипелагов и материков, которые в поздне — и послеледниковье не успели подняться, были покрыты тонким слоем морской воды. Гляциоизостатическая компенсация на берегах отмечается и в настоящее время.
Сложный лопастной характер строения края ледниковых покровов предопределял ареальную деградацию выводных ледников в поперечных желобах и фронтальное отступание льда на банках. Вследствие этого в переуглубленных впадинах краевых и поперечных желобов могли оставаться крупные глыбы мертвого льда. Можно предполагать, что большие глыбы пассивного льда сохранялись в среднем и позднем дриасе в котловине Белого моря, а фактически в позднеледниковье — в лабрадорских желобах.
Изучение четвертичных осадков, вскрытых морским бурением на североморском, норвежском, лабрадорском, новошотландском и новоанглийском шельфах, показало, что в колонках наряду с вюрмскими (висконсинскими) широко распространены моренные отложения более древних средне — и раннеплейстоценовых оледенений. Так, на лабрадорских банках Макковик и Гамильтон на раннечетвертичных галечных песках залегают среднеплейстоценовые (500 тыс. лет) толщи валунных глин, относящихся к иллинойскому оледенению. Во время заальского (днепровского) и ольстерского оледенений Северное море почти полностью перекрывалось Скандинавским ледниковым покровом. Южная граница материкового льда проходила по территории Германии и Голландии, а затем переходила на североморское дно (вдоль 52° с. ш.) в районе Хофдена. Вблизи берегов Англии скандинавские льды сливались с британскими ледниками. В варте материковые ледники достигали Доггер-банки. Во время заальского и ольстерского оледенений Британский ледниковый покров занимал Бристольский залив и, видимо, выдвигался в пролив Ла-Манш до 49° с. ш. Материалы по четвертичной геологии свидетельствуют, что скандинавские и урало-новоземельские материковые льды в периоды днепровского и московского оледенений распространялись по баренцевоморскому шельфу на Печорскую низменность.
Переходя к самому общему анализу развития Антарктического ледникового покрова, следует еще раз сказать, что мощный материковый лед, объем которого достигает 24 млн. куб. км, до сих пор почти полностью покрывает континент. Эта громадная глыба льда, естественно, оказывает влияние на циркуляцию и уровень вод Мирового океана, а также на климат всего земного шара. В силу довольно слабой изученности четвертичной геологии суши и шельфа до сих пор существуют весьма противоречивые взгляды на происхождение, эволюцию и геологическое значение оледенения Антарктиды.
Континентальный шельф Антарктиды испытывал неоднократное покровное оледенение, о чем свидетельствуют мощные конечные морены, сохранившиеся до сего времени в виде крупных гряд. Во время максимального развития оледенения, в том числе и в вюрме, материковый лед достигал края шельфа, а дрейфующие айсберги проникали до 40—50° ю. ш. Считается, что объем ледникового покрова многократно изменялся в зависимости от климатических колебаний, но, видимо, никогда полностью не исчезал. Лед до сих пор покрывает многие районы прибрежного шельфа в морях Росса, Уэдделла, Беллинсгаузена и др. Сама же Антарктида по крайней мере в течение последних 10 млн. лет была постоянно скрыта ледниковым щитом.
Оледенение Антарктиды в первую очередь возникло в Трансантарктических горах и горах Гамбурцова. Все факты указывают на трехфазное развитие материкового оледенения. Ранний этап, видимо, начался в эоцене и охватил олигоцен (38—26 млн. лет назад), когда возникло горно-долинное оледенение. Во время второго этапа в конце олигоцена и начале миоцена (25—20 млн. лет назад) в результате сильного охлаждения Южного океана оледенение Антарктиды приобрело покровный характер. Дальнейшее похолодание в плиоцене (5 млн. лет назад) привело к наибольшему развитию покровного оледенения, во время которого шельф неоднократно перекрывался материковым льдом. Это был третий этап, охвативший и плейстоцен. По всей видимости, ледниковые эпохи плейстоцена были почти синхронны с эпохами оледенений в северном полушарии.
Таким образом, в четвертичный период, т. е. в течение последних 1,7—2 млн. лет, континентальные шельфы в умеренных и полярных широтах Мирового океана неоднократно подвергались воздействию огромных покровных оледенений. Современная морфология инициальных и перигляциальных шельфов во многом определена деятельностью последнего поздневюрмского материкового оледенения, эволюция которого завершилась в позднеледниковое время.