Влияние материковых ледниковых покровов на внеледниковые области Мирового океана проявилось чрезвычайно широко.
В последнее время этот вопрос привлекает многих исследователей. Совершенно очевидно, что за границей распространения древнего материкового оледенения находилась океаническая перигляциальная зона, или область холода. Климатообразующее и рельефообразующее влияние айсбергов и морского льда огромно и многообразно. Наглядным доказательством этого служат явления океанического перигляциала. Весьма значительным было косвенное воздействие ледников и айсбергов в экваториальных и тропических поясах. Морская ледниковая поверхность вызвала изменения зонально-поясных границ в океане. Поэтому вполне понятна большая заинтересованность исследователей в познании самых общих черт эволюции оледенения океана за пределами шельфов.
В ледниковые периоды гидрологические, седиментационные и экологические условия океана в открытой его части резко отличались от современных. Как было уже сказано, во время последнего оледенения океан характеризовался увеличившимися термальными градиентами вдоль полярных фронтов, особенно в Северной Атлантике и Антарктиде, и смещением этих фронтов в сторону экватора, общим похолоданием большей части поверхностных вод в среднем примерно на 2,3 °С, усилившимся апвеллингом вдоль экватора в Тихом океане и Атлантике, а также прибрежным апвеллингом.
Причиной этих глобальных природных изменений были планетарные климатические колебания и связанное с ними огромное покрытие плавучими материковыми и морскими льдами океанов в полярных и умеренных широтах как следствие материкового оледенения. Наиболее значительный прирост массы и площади Лаврентьевского, Гренландского, европейских и других ледников происходил в тех областях, которые находились вблизи источников питания, в северной части Атлантического и Тихого океанов. В связи с этим основной сток материкового льда происходил в областях континентальных окраин. Следовательно, несмотря на радиальный характер растекания ледников от центров оледенении, древние ледниковые купола в целом имели асимметричную форму. С покровным оледенением шельфа были связаны явления и процессы океанического перигляциала.
Океанический перигляциал, парагенетнчески связанный с материковым покровным оледенением, был одним из важнейших природных факторов в эволюции океана в четвертичный период. К явлениям и процессам океанического перигляциала, как уже отмечалось выше, следует относить ледниково-мутьевые потоки и айсберговую седиментацию, а также изменения океанической циркуляции, термического режима деятельного слоя океана, планктонной флоры и фауны и другие значительные природные нарушения в ледниковые и межледниковые эпохи. Синхронно с изменением интенсивности оледенений смещались границы ледовой зоны океана, ареалы айсбергов. Хорошо проявляется ритмичность в смене фаций четвертичных осадков, совпадающая с ритмичностью смены межледниковых эпох.
Как уже говорилось, отличительной морфологической чертой наклонных аккумулятивных равнин материкового подножия и сменяющих их в сторону абиссали субгоризонтальных аккумулятивных равнин являются разветвленные системы абиссальных каналов, окаймленных прирусловыми валами. Наиболее известны абиссальные каналы Лабрадорский и Мори, простирающиеся на несколько тысяч километров по поверхности дна Северо-Западной и Северо-Восточной Атлантики. Абиссальные равнины северной части Тихого океана пересечены крупными глубоководными каналами Сервейер (залив Аляска), Синар, Саггитариус, Аквариус, Таурус (Берингово море). Все каналы являются прямым продолжением русел подводных долин материкового склона. На дне каналов концентрируются сравнительно мощные (в среднем 1—10, иногда до 50—80 м) слон терригенных песков. Грубые песчано-гравийные осадки, приуроченные к русловым фациям, свидетельствуют о той колоссальной энергии, которой обладали линейные потоки, создавшие субаквальные эрозионные врезы. Такой энергией могли обладать ледниково-мутьевые потоки, стекавшие в абиссаль по долинам материкового склона.
Ранее мы установили, что отложения ледниково-мутьевых потоков, или турбидиты, формировались преимущественно в ледниковые эпохи, когда осушались шельфы и огромные массы терригенных осадков поступали прямо в верхнюю часть материкового склона. В такой обстановке мощные потоки талых вод, штормовые волны и оползневые явления почти постоянно приводили осадки во взвешенное состояние, образуя обводненные тяжелые грязевые течения, которые двигались вниз по склону. В результате разгрузки мутьевых течений возникают конусы выноса, на поверхности которых развиваются распределительные каналы. Само распространение абиссальных равнин поддерживает идею о том, что турбидитные, в том числе лединково-мутьевые, потоки проходят по дну исключительно большие расстояния.
Реконструкция древних ледовых обстановок, смещения границ ледовой зоны и океанических течений — задача очень трудная, поскольку приходится основываться на косвенных наблюдениях, например, судить об этом по смене литологических типов морских отложений, флористических и фаунистических комплексов океана, по ареалам айсберговых осадков. С развитием глубоководного бурения дна, позволившего установить строение осадочного чехла мощностью от нескольких сот метров до нескольких километров, значительно увеличилась возможность представить себе общую картину океанического седиментогенеза и палеоэкологии, а на этой основе изменения биопродуктивности океана. По различному завертыванию раковин (левостороннему в более холодных водах и правостороннему в более теплых) в колонках донных осадков выделяются эпохи, соответствующие оледенениям и межледниковьям.
Анализ четвертичных отложений глубоководных равняй океана показывает, что для них характерна определенная последовательность и ритмичность накопления, выраженная в чередовании горизонтов, формировавшихся в ледниковые и межледниковые эпохи. Обычно в разрезе выделяются несколько горизонтов ледниково-морских осадков, коррелируемых с поздне — и ранневюрмской, рисской (иллинойской) и более древними ледниковыми эпохами, а также ряд горизонтов межледниковых пелагических осадков. Выше уже отмечалось, что признаками ледниково-морских осадков являются рассеянный песчаный, гравийный и другой терригенный обломочный материал, крайне ограниченное содержание карбонатов, комплекс холодноводной (от —1 до +3°С) фауны. Неравномерное распределение обломочного материала в ледниково-морских толщах, наличие в них макро — и микрослоистости, вероятно, отражают стадиальные и сезонные изменения в интенсивности разноса льдами моренных отложений по акватории.
Датировка горизонтов четвертичных отложений дна океана проводится в основном косвенными биостратиграфическими методами, часто без корреляции с ледниковыми событиями на прилегающих шельфах. При этом обращает на себя внимание различие стратиграфических схем, составленных по материалам грунтовых колонок и кернам глубоководного бурения. Например, для Северной Атлантики и Норвежско-Гренландского бассейна на основе датировки осадков (3—6 м колонок) по комплексу полярных планктонных фораминифер (преимущественно Globigerina pachyderma) выделяются голоценовый, поздневюрмский (10—30 тыс. лет), межледниковый средневюрмский (70— 100 тыс. лет) осадочные слон. Однако биостратиграфическое расчленение всей четвертичной толщи Норвежского моря, в частности вскрытой при бурении «Гломара Челленджера», не противоречит первым радиоуглеродным датировкам донных отложений материкового склона к юго-западу от Норвегии (63°09′ с. ш., 04°31′ в. д., глубина 1000 м), согласно которым горизонты 24—40, 145—160 и 375—390 см имеют абсолютный возраст 2,3; 5,0; 10,0 тыс. лет.
Эти примеры наглядно демонстрируют, что, хотя множественность плейстоценовых оледенений уже давно была установлена по геологическим данным, определить их точное количество, возраст и продолжительность оказалось труднее. Сравнительно недавно было сделано открытие (Юри, Эмилиани, Найдин), которое позволило более точно установить хронологию ледниковых эпох. Оказалось, что глобальный объем льдов для любого периода можно вычислить по соотношению изотопов кислорода в океанических осадках этого периода.
В последние годы усилиями ряда ученых (Эмилиани, Ван-Донк, Шеклсон, Берггрен, Ондайк) на весь четвертичный период разработана единая глобальная шкала времени. Выделяется порядка сорока стадий, из которых 1-я соответствует голоцену, 2-я — последнему стадиалу оледенения, 3-я — межстадиалу, 4-я — первому главному стадиалу вюрмского оледенения и т. д. Границы, разделяющие особенно резкие изотопные минимумы и максимумы, получили название терминаций. Периоды, ограниченные двумя последовательными терминациями и состоящие из 2 или 4 стадий, получили название ледниковых циклов и 11 терминаций. Безусловно, что такая хронологическая шкала позволяет с общих позиций подойти к глобальной корреляции разрезов для стратиграфии четвертичных отложений океанов. Хотя столь большая точность шкалы времени кажется не совсем реальной. Вряд ли вымирание видов зоопланктона могло происходить одновременно по всему ареалу. Многие реликтовые виды фораминифер и радиолярий, а также диатомей свидетельствуют о возможности сохранения вида в одном районе первоначально более широкого ареала.
Как было отмечено в предыдущих главах, мощность четвертичных отложений на материковом подножии достигает 150—400 м, а на абиссальных равнинах — 80 м. Поэтому можно предположить, что верхний 10—30-метровый слой перигляциально-морских осадков накапливается во время последнего (поздневюрмского) оледенения и голоцена. Вероятно, выделенные ранее нами стадии развития поздневюрмского покровного оледенения шельфа следует коррелировать со временем накопления прослоев (0,4—2,5 м) ледниково-морских осадков, вскрытых грунтовыми колонками.
В ледниковые эпохи активный перенос и рассеивание минерального (моренного) материала осуществляли главным образом айсберги и шельфовые ледники, возникавшие в процессе всплывания и дробления лопастного края древних ледниковых покровов на континентальной окраине. Вокруг Антарктиды в Южном океане древняя ледовая зона неоднократно распространялась до 40° ю. ш. Ширина этой зоны могла достигать 1000—2000 км. Эрратический материал, принесенный материковыми льдами, содержится в многочисленных колонках. Судя по видовому составу и количеству микрофауны в начале оледенения, сокращение притока теплых атлантических вод (источника влаги) в Норвежско-Гренландский бассейн происходило постепенно. Этот фактор определял активное формирование громадных ледниковых покровов на североатлантических шельфах. По мере развития покровного оледенения сток материкового льда в открытую часть исследуемой акватории достигал, очевидно, максимальных размеров. В зоне материкового склона, на акватории морей Баффина, Дейвиса, Датского и других крупных проливов, могли находиться плавучие шельфовые ледники, соизмеримые с современными шельфовыми ледниками Эймери, Росса, Фильхнера, Ларсена на подводной окраине Антарктиды. В зоне материкового подножия могли быть более или менее сплоченные айсберговые поля, а в зоне абиссальных равнин и срединно-океанических хребтов дрейфовали разреженные паковые льды с вмерзшими в них айсбергами. Таким образом, в результате мощного стока материкового льда формировался перигляциально-океанический пояс, южная граница которого располагалась в субтропических широтах.
Главным климатическим рубежом плейстоцена явилась, как было показано А. А. Величко (1973), эпоха максимума (20—18 тыс. лет) последнего оледенения. Она характеризовалась очень сильным похолоданием, крайней ксерофитизацией, наиболее низким (120 м) гляциоэвстатическим понижением уровня океана. В ледниковые эпохи, судя по определению палеотемператур, поверхность открытой части Северной Атлантики (по остаткам ископаемой фауны и соотношению изотопов кислорода О18 и О16) испытала особенно сильное охлаждение, и северное полушарие было в целом холоднее южного.
Как мы уже указывали, судя по донным осадкам северной части Атлантического и Тихого океанов, наибольшее смещение границ ледовой зоны приходится на последнее оледенение. Видимо, около 18 тыс. лет назад было максимальное распространение материкового льда в океане.
В ледниковые эпохи, в частности во время последнего оледенения (20—10 тыс. лет назад), резко изменялась циркуляция поверхностных вод, и прежде всего положение Северо-Атлантического течения. Во время максимума последнего позднеплейстоценового оледенения траектория Гольфстрима, или Северо-Атлантического течения, смещалась к югу на много градусов и была направлена к берегам Португалии. Судя по эрратическому каменному материалу, полученному при драгировании на банках Северо-Атлантического хребта южнее 45° с. ш., на банках Галисия, Грейт-Метеор и других, кромка дрейфующих айсбергов в Северной Атлантике располагалась южнее 30° с. ш. С неоднократным перемещением на юг полярного фронта, а, следовательно, зон таяния айсбергов связана повышенная концентрация кварца в верхнечетвертичных осадках дна океана между 28—45° с. ш.
Реконструкция палеотечений и ледниковых покровов на основании палеотемператур поверхности Норвежско-Гренландского бассейна приводит к выводу, что во время последнего ледникового максимума (18 тыс. лет) в Норвежском море существовало единое медленное круговращение, направленное против часовой стрелки. Такая циркуляция поверхностных вод могла быть вызвана воздействием ветра на повсеместно распространенные дрейфующие льды.
Распространение ледниково-морских осадков показывает, что в эпоху висконсинского оледенения отложения, принесенные айсбергами, оседали на дне залива Аляска и прилегающей части Тихого океана, на акватории от побережья штата Вашингтон, к западу по крайней мере до полуострова Аляска. Основная часть айсбергов, отколовшихся от кордильерских предгорных ледников, уносилась к западу мимо Алеутских островов. Многие айсберги уплывали далеко на юг. В частности, распределение эрратического каменного материала и радиолярий в северной части Тихого океана свидетельствует, что во время последнего ледникового максимума субарктическая граница распространялась гораздо южнее и восточнее, чем ныне. Она смещалась к Японии и удалялась от Аляски. Это объясняется изменением направления движения воздушных масс, вызванным ростом ледниковых куполов в Европе и Северной Америке.
Во время последнего ледникового максимума (18 тыс. лет назад) поверхностная циркуляция вод Индийского океана также значительно отличалась от существующей ныне. Изучение биогеографического распространения планктонных фораминифер и вычисление температур поверхностных вод показали, что по сравнению с современными условиями южный полярный фронт был на 5—10° севернее. Субтропическая конвергенция смещалась примерно на 2° к северу в западной части Индийского океана и на 5° в его восточной части. Западно-Австралийское течение было более интенсивным вследствие отклонения западных ветров к северу вдоль берегов Австралии.
Как известно, донные отложения состоят преимущественно из биогенных илов и красной глины, а в более высоких широтах в них встречается много обломочного материала, принесенного с суши плавучим льдом. Эти крупнозернистые осадки и обильная фауна в органических илах позволяют судить о температуре воды во время их накопления.
Основой для реконструкции температурного режима поверхностных вод в четвертичный период послужило сопоставление изменений видового состава планктонных фораминифер и изотопного состава кислорода, содержащегося в карбонате кальция раковин. Использование раковин планктонных фораминифер в качестве палеогидрологического термометра базируется на том, что CaCO3 отлагается этими организмами в изотопном равновесии с окружающей водой, а изотопно-кислородный состав карбоната их раковин определяется температурой и изотопным составом воды.
Анализ распределения раковин планктонных фораминифер в позднеплейстоцеповых осадках дна Северной Атлантики позволил М. С. Барашу, В. Руддиману и др., например, реконструировать ход изменения среднегодовых температур воды. В маетности, для максимума похолодания (18 тыс. лет назад) температура океана на 40—50° с. ш. понижалась в среднем на 7—8° вследствие ледовитости вод и более южного, чем в настоящее время, положения Северо-Атлантического течения. В этих условиях комплексы полярной планктонной микрофауны были распространены гораздо южнее, чем в настоящее время, вплоть до линии между Испанией и мысом Хаттерас. Эта граница совпадает с палеоизотермой 2°С.
В ледниковые эпохи области высоких концентраций холодноводных видов планктонных фораминифер смещались к экватору, а ареалы и концентрации тепловодных видов сокращались. В максимальные стадии оледенений условия для существования планктона могли становиться неблагоприятными почти на всей акватории, что приводило к крайне резкому сокращению или вымиранию видов. Такое вымирание в холодноводные этапы ряда видов планктонных фораминифер, развивавшихся в более теплом плиоцене, явилось экологическим следствием прогрессирующего похолодания.
В результате изучения радиолярий и фораминифер в донных осадках установлено, что изменение температуры поверхностной воды за последние 18 тыс. лет в Южной Атлантике не столь велико, как в Северной Атлантике. Вероятно, полярный фронт смещался к северу на 2—5°. Похолодание воды и изменение распределения радиолярий были обусловлены усилением Бенгальского и Южно-Экваториального течений, что привело к усилению атмосферной и океанической циркуляции и апвеллинга у берегов Юго-Западной Африки.
Еще раз коснемся вопроса о нижней возрастной границе ледниково-морских осадков в северных широтах океана. По материалам глубоководного бурения дна установлен весьма важный для палеогеографии факт, что примерно до 10—9 млн. лет назад южная часть Мирового океана была в основном свободна ото льда. К началу позднего миоцена в морях Росса, Уэдделла и Беллинсгаузена начали образовываться крупные шельфовые ледники и накапливаться айсберговые осадки. К этому времени установилась современная циркумполярная циркуляция антарктических вод.
Как уже отмечалось, начиная с неогена в северном полушарии происходил направленный процесс охлаждения земной (океанической) поверхности. Наиболее ранние признаки оледенения в Северном Ледовитом океане относятся к 10 млн. лет назад. Самые древний ледниково-морские отложения в глубоководных Канадской и Чукотской котловинах датируются примерно 6 млн. лет, т. е. концом миоцена. Резкое изменение океанологического режима в Арктическом бассейне, происходившее около 3—4 млн. лет назад, связано с открытием Берингова пролива, поднятием Панамского перешейка, интенсивным возрастанием деятельности Гольфстрима и общей перестройкой системы океанической циркуляции. Это сопровождалось резким понижением температуры, изменением плотности и солености воды, преобладанием субполярных планктонных фораминифер, активизацией ледового переноса обломочного материала. В северной части Норвежско-Гренландского бассейна ледниково-морские осадки начали накапливаться с верхов среднего миоцена, на юге бассейна — на рубеже миоцен-плиоцен, а в Северной Атлантике — с начала плиоцена. В Лабрадорском море наиболее древние следы ледниковой деятельности совпадают с первым появлением планктонных фораминифер Globorotalis inflata и вымиранием кокколитов Emiliania ovata. По данным отдельных скважин, глинистые осадки с признаками ледового разноса находятся в толще рыхлых отложений на глубине 170—320 м.
Итак, следует заключить, что в эпохи максимального распространения ледников верхнего кайнозоя почти вся акватория Южного океана, Норвежско-Гренландского бассейна, северная часть Атлантического и Тихого океанов неоднократно заполнялась огромной массой льда материкового происхождения. Возникал перигляциально-океанический пояс, южная граница которого проходила вблизи субтропических широт. Во время деградации материковых ледниковых покровов на шельфе почти синхронно происходило сокращение площади перигляциально-океанического пояса, усиливалось поступление в бассейн обломочного (моренного) материала, а также таких минералов, как кварц, иллит, каолинит, хлорит. Процесс распада, таяния и отмирания плавучих материковых льдов определялся деградацией антарктических, европейских и североамериканских ледниковых покровов и являлся частью общего процесса дегляциации материковых оледенений земного шара.