Введение Потеря массы современных ледниковых щитов Гренландии, Канадской Арктики и Антарктиды ускорилась в последние десятилетия, что обусловлено растущим таянием льда на их поверхности и расходом ледового вещества путем откола айсбергов [14, 22, 23]. Увеличение стока с ледников частично обусловлено их отступанием по углубляющемуся (ретроградному) рельефу ложа, что может инициировать положительную обратную связь, известную как "нестабильность морского ледникового щита” [27]. Однако климатическое воздействие, необходимое для запуска этой положительной обратной связи, зависит от ряда других процессов, включая контрфорсирование ледникового шельфа и подледное трение [8,9,10,14,16,17] - не все они точно представлены в теориях устойчивости морских ледниковых покровов, и даже в сложных моделях ледниковых щитов, которые используются для прогнозирования прошлых в МИС2, МИС3, МИС4 и будущих изменений ледникового покрова. В частности, топография дна, колеблющаяся в масштабе от десятков до сотен километров, приводит к неустойчивому поведению ледника, которое не может быть точно предсказано с помощью классических теорий устойчивости морского ледникового щита [7, 19]. Регион исследований, объекты и методы Известно, что по мере совершенствования методов исследования топографии подледникового ложа и отступания ледников мы узнаем, что она неровная в широком диапазоне масштабов длины [11,13] и что многие ледники 213 в Гренландии и Антарктиде претерпели большие отступания после МИС1 [4, 25, 24]. Как показывают наблюдения, например, на леднике Пайн-Айленд, он сохранял свою устойчивость до 1970-х годов, несмотря на то, что региональное потепление океана началось в 1940-х годах [24]. Как видим из результатов многих исследований, значительные участки побережья Гренландии также подвергались вторжению теплых океанских вод, хотя разные ледники реагировали на эти вторжения по-разному [4], причем наличие наиболее ярких пиков рельефа ложа, таких как краевые ледниковые формы, образовавшиеся при отступании ледника в период после МИС2, МИС3 и МИС4, было ключевым фактором для эволюции ледникового щита как в Гренландии, так и в Антарктиде. Рис. 1. a-b: основные компоненты в поверхностного баланса массы (SMB) морского ледникового щита - увеличение откола айсбергов (калвинг) и подледниковое таяние влияют только на массу плавучего шельфового льда и не влияют на резкое повышения уровня моря; с: увеличение оттока льда через линию налегания (GL) и дополнительная аккумуляция (зимние и летние снегопады) контролируют объем плавучего шельфового льда и, следовательно, влияют на повышения уровня моря [18]; d: схема модели ледникового щита с одним горизонтальным измерением 1D [26], три условия баланса контролирующих сил - дивергенции напряжения растяжения (зеленый), базальное напряжение сдвига (красный) и гравитационное напряжение (серый). Краевые ледниковые формы распознаются на шельфе морей Баренцева и Карского вокруг Новой Земли по совокупности признаков в виде акустически прозрачной, просветленной или хаотичной записи на сейсмоакустических разрезах [3]. Моренные гряды на дне морей Баренцева и Карского, как правило, образуют положительные формы рельефа дна (холмы и гряды) с плоским основанием и пилообразным сводом [2]. Геологические данные, собранные из различных регионов о прошлом отступании ледников в МИС2, МИС3 и МИС4, 214 дополнительно демонстрируют важность пиков ложа ледника в реакции ледниковых щитов на изменение климата. Подводный рельеф моря Росса в Антарктиде представлен гладкими, плоскими впадинами, разделяющими большие плато. На фоне этой ровной батиметрии фиксируются такие места, как локализованные ледниковые формы, где отступание ледникового щита во впадине моря Росса приостанавливалось на длительные периоды времени [6, 20]. Такие же локализованные ледниковые формы мы определили в морях Баренцевом и Карском (рис. 2). Древние ледниковые формы среднеплейстоценовых оледенений двух генераций были размыты и сохранились лишь фрагментарно в виде останцов [2]. Конечные более молодые морены, контрастно выделяющиеся в рельефе морского дна и окаймляющие архипелаг Новая Земля как со стороны Баренцево так и со стороны Карского моря, относятся авторами к зырянскому МИС4 оледенению [2]. Они перекрываются характерной тощей слоистых морских осадков, сопоставляемых с каргинским временем МИС3 по всему Баренцево-Карскому региону [1]. Рис. 2. а: основные линии смоделированных ледниковых потоков MOD1-4 в МИС2. Изолинии нанесены каждые 100 м, Скандинавский полуостров (FIS), Шпицберген (SP), Новая Земля (NZ), Печорское море (PS), Медвежий желоб (BY), Зюйдкапский желоб (SF), впадина Джупренна (DJP), впадина Квейтехол (KT), впадина Центральная Банкрена (SER), поднятие Стор Банка (SB), Земля Конга Карла (KKL), поднятие Центральной Банки (STB), поднятие Мурманская Банка (MB, Мурманская возвышенность); b: ледниковые формы центральной части Баренцева моря и последствия дегляциации [15]. Результаты и обсуждение Стоит отметить, что, как с помощью сейсмических и литологических исследований, так и с помощью палеогляциологического моделирования (рис. 1 215 и 2), можно определить тот факт, что отступание ледникового щита с морского шельфа может приостанавливаться на пиках ложа (в нашем случае - краевые ледниковые формы). Это может происходить в течение длительных периодов времени, даже если ледник продолжает терять массу в ответ на текущее или предыдущее климатическое воздействие. Сохранение стабильности ледника на вершинах ложа в конечном итоге приводит к одному из двух совершенно разных вариантов развития событий с точки зрения эволюции ледникового покрова. Один вариант - когда ледник продолжает сохранять квазистабильное состояние без потери массы, и другой - когда отступление происходит внезапно, без одновременного изменения климата и приводит к значительному ускорению потери массы. Однако, по данным современных наблюдений за устойчивостью ледников, как в Гренландии, так и в Антарктиде, трудно определить, какой из этих двух возможных вариантов развития событий происходил после МИС2, МИС3 и МИС4. В нашей работе на основе палеогляциологического моделирования мы определили, что под стабильностью ледника необязательно подразумевается его устойчивое состояние в течение определенного времени. В конечном счете, такое неоднозначное поведение кажущихся "стабильности" или "нестабильности" ледников скрывает истинные причины прошлого повышения или понижения уровня моря в условиях значимых факторов неотектоники в МИС2, МИС3 и МИС4. Выводы Проведенное палеогляциологическое моделирование Баренцево-Карского ледникового покрова и современные наблюдения за ледниками Гренландии и Антарктиды показали [5], что ледники на вершинах ложа имеют два возможных эволюционных сценария развития событий. Во-первых, они могут оставаться на вершине ложа неопределенное время (т.е. стабилизироваться) или начать отступление, спустя, потенциально, долгое время после начала изменения климата. Во-вторых, ледники, сохраняющиеся на вершинах ложа, могут продолжать терять массу в ответ на предшествующее или продолжительное изменение климата, хотя будет наблюдаться растущее "неравновесие" из-за неравномерности в потере массы на вершинах ложа и общей потерей массы ледника. Работа выполнена в рамках тем госзаданий 121041600042-7 и 121042000078-9.