Криосфера Арктики

Криосфера Арктики: прошлое и современность

В.М. Котляков ¹, А.А. Величко¹, А.Ф. Глазовский¹, В.Е. Тумской^1,2

¹Институт географии Российской академии наук, Москва

²Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова

Арктика, или Арктическая область охватывает обширную территорию у Северного полюса Земли, в том числе Северный Ледовитый океан и его окраинные моря, острова и архипелаги, а также прибрежные части окружающих океан континентов. Один из важнейших природных компонентов Арктики – криосфера, включающая наземное оледенение, морские льды и многолетнемёрзлые толщи. В связи с постоянными изменениями глобального и регионального климата состояние и положение криосферы испытывают серьёзные изменения, что отражается на многих компонентах окружающей среды, а в последние десятилетия – и на хозяйстве северных территорий.

Арктическая криосфера в прошлом

Олигоцен – средний плейстоцен. На протяжении олигоцена и миоцена, начиная примерно с 36 млн л.н., происходило неоднократное изменение природных условий, которое привело около 24 млн л.н. к возникновению наземного оледенения в Антарктиде. Около 15,5 млн л.н. в горах Северо-Востока Азии появились первые элементы растительности тундрового типа. На фоне циклического изменения глобального климата прослеживается тренд к похолоданию. В конце плиоцена и начале плейстоцена, т.е. 2,6–2,4 млн л.н., он привёл к глубоким изменениям ландшафтов и изменению частоты ледниковой ритмики (Brigham-Grette et al., 2013). На протяжении плейстоцена глобальные климатические изменения происходят с периодичностью, которая ко второй половине среднего плейстоцена составила около 100 тыс. лет (Petit et al., 1999).

Признаки появления морских льдов в Арктике относят ко времени около 47 млн. л.н. лет назад. Многолетние морские льды там появились вероятно 13-14 млн.л.н. и ледовитость особенно усилилась в последние 2-3 млн.л. (Polak et al., 2010)

Резкие изменения гидротермического режима в плейстоцене обусловили отчётливое чередование во времени холодных (ледниковых) и тёплых (межледниковых) интервалов (Изменение…, 1999). Начиная с нижнего плейстоцена на Земле фиксируется не менее 6–7 ледниковых покровов (Ehlers et al., 2011). Самое крупное оледенение Европы за всю историю плейстоцена было в нижнем плейстоцене – донское оледенение, которое, зародившись в Скандинавии, проникало далеко на юг до 48–49°с.ш. Последующее оледенение конца нижнего плейстоцена – окское, по размерам уступало донскому. В интервале среднего плейстоцена распространялось второе по размерам после донского – днепровское оледенение с московской стадией, которое распространялось до широты 49–50°с.ш.

Поздний плейстоцен – голоцен. Современный облик Арктической зоны начал формироваться примерно 115 тыс. л.н. . Оледенение этого времени было ограничено горными районами северо-западной Скандинавии (Величко, Фаустова 2009; Mangerud et al., 2011), но уже около 90 тыс. л.н. начал разрастаться Скандинавский ледниковый покров, правда, пока он ещё не выходил на прилегающий шельф (Mangerud, 2004, 2011). На северо-востоке Восточно-Европейской равнины и восточнее Урала в раннем валдае оледенение распространялось на территориях Большеземельской тундры, Ямала и Гыдана, в низовьях Оби и бассейне Енисея до устья Нижней Тунгуски (Svendsen et al., 2004).

В среднем валдае (60–25 тыс. л.н.) произошло потепление климата, и Скандинавский ледниковый покров резко сократился, оставшись лишь в пределах Скандинавского нагорья. Однако в конце валдайской эпохи, во время ледникового максимума около 20 тыс. л.н., Скандинавский ледниковый покров распространился на территорию прилегающего шельфа . В Западной Арктике формировалась сложная динамичная система из небольших локальных ледниковых покровов, временами частично соединявшихся и выходивших на шельф. Так, на Британских островах и Шпицбергене существовало полупокровное оледенение, восточнее – на полярных островах Земли Франца-Иосифа и Новой Земли – локальные ледниковые покровы (Палеоклиматы…, 2009).

Северо-восток Европейской равнины, равнины Сибири и Северо-Востока Азии в это время не покрывались льдами. В азиатском секторе Арктики были широко развиты гляциоморские осадки, но на некоторых островах, таких как архипелаг Северная Земля и группа островов Де-Лонга из архипелага Новосибирские острова, разрастались локальные ледниковые покровы. А в горных сооружениях Средней Сибири и Северо-Востока Азии преобладало горно-долинное оледенение.

На фоне направленного похолодания в Арктике, достигшего максимума 20–18 тыс. л.н., происходит повсеместное распространение мёрзлых толщ – увеличивается их сплошность, мощность, понижаются среднегодовые температуры пород, увеличивается льдистость верхних горизонтов земной коры до глубины 50–100 м. По данным математического моделирования, около 50 тыс. л.н. мощность мёрзлых толщ на севере Азии достигала 200–350 м, а под ледниками в Зауральской и Приенисейской частях Западной Сибири она была ещё больше – до 500–600 м. В это время осушался арктический шельф, и в его пределах мёрзлые толщи достигали 50–100 м (Баулин и др., 1981; Каплина, 1981).

На севере Средней Сибири и в Северной Якутии в это время среднегодовые температуры пород были на 10–15 °C ниже, чем в современную эпоху. Мощности мёрзлых пород возрастали до 1500 и более метров, особенно в пределах севера Сибирской платформы и горных сооружений Верхоянья.

Максимального распространения криолитозона достигала 20–18 тыс. л.н. (рис. 3), когда глобальная температура была на 4–5 ºС ниже современной, а уровень океана опустился на 110 м. В это время обширные пространства шельфа Северного Ледовитого океана перешли в состояние суши, а криосферные процессы охватили бóльшую часть умеренного пояса. На территории Восточно-Европейской платформы и Западной Сибири её южная граница проходила примерно по 47–49° с.ш., а мощности достигали 600–800 м, в целом увеличиваясь на восток. Среднегодовая температура пород опускалась до –10 °С и ниже, а на севере Западной Сибири – до –15 °С. В Восточной Арктике в позднем плейстоцене криолитозона достигала мощности 1000–1200 м в низовьях Енисея, 1800 м – на севере Средней Сибири и 1000–1500 м в Северной Якутии и в горах Верхоянья.

В эпоху поздневалдайского экстремума мёрзлые породы занимали более 90% Арктики. На осушенном шельфе криолитозона формировалась от восточной части Баренцева моря до Северной Америки (Романовский и др., 2006). Ярким примером существования мёрзлых пород на шельфе служат следы полигонального микрорельефа, обнаруженные на дне моря Лаптевых в 2012 г. Самые древние мёрзлые породы, которые не протаивали с момента формирования (200–300 тыс. л.н.), известны в Восточной Арктике. В позднеледниковье, с началом потепления, площадь распространения мёрзлых пород на шельфе сокращалась, но полностью они не исчезали.

Около 11 тыс. л.н. началось голоценовое потепление. В разных районах Арктики оно достигло своего максимума 9–6 тыс. л.н. и привело к резкой деградации мёрзлых толщ и смещению их границы на север: от максимального распространения 20–18 тыс. л.н. на 1–2 тыс. км, а местами и больше. На арктическом шельфе в это время развивалась морская трансгрессия и в его пределах сохранялись лишь разрушавшиеся термоабразией острова типа Земли Санникова. В Европейской части России граница мерзлоты проходила севернее полярного круга, в Западной Сибири – примерно по 68° с.ш., в Средней Сибири в пределах бассейна Лены поднималась до 60° с.ш., а восточнее огибала с юга Байкальскую горную область и спускалась к Тихому океану в районе 61º с.ш.

Расчёты показывают, что к концу климатического оптимума в коренных породах протаяли мёрзлые толщи мощностью 200–250 м, а в дисперсных отложениях с поверхности могли протаять мёрзлые льдистые толщи мощностью до 100–150 м (Баулин и др., 1981). В результате, к концу климатического оптимума голоцена маломощные мёрзлые толщи на юге криолитозоны оттаяли полностью, а на севере – частично и с поверхности, и снизу. Возник слой «реликтовых мёрзлых пород», который в настоящее время сохранился на севере Восточно-Европейской платформы и в Западной Сибири в тонкодисперсных породах с высокой льдистостью и тепловой инерцией.

Арктическая криосфера в XX и XXI веках

Глобальное потепление, сменившее малый ледниковый период. Весьма детально изучена история развития арктической природы в последнее тысячелетие, когда средневековое потепление сменилось малым ледниковым периодом и завершилось современным потеплением. На севере Европы значительное похолодание наступило во второй половине XII в., а самыми холодными были годы в конце XVII – начале XVIII веков. В это время температура на севере Европы была на 1,5–2 °С ниже современной. Похолодание состояло из двух холодных фаз, разделённых относительно тёплым интервалом, который сначала наступал на Таймыре, затем на Ямале и в последнюю очередь на Кольском полуострове. На полуострове Ямал, например, устойчивый тренд к похолоданию начинается в XI в., а самым холодным было начало XIX век, когда температура в отдельные годы понижалась до 2 °С по сравнению с современной. На Таймыре малый ледниковый период наступил в начале XII в., и здесь самыми холодными также были первые десятилетия XIX в., когда температура понижалась на 0,7–1 °С против современной. Потепление, сменившее малый ледниковый период, наступило в Евразиатской [Евразийской ?] Арктике раньше середины XIX в.

В последние 150 лет наша планета переживает эпоху глобального потепления. Эта эпоха сменила так называемый «малый ледниковый период», т.е. период похолодания, достигший своего максимума где-то в середине XIX в. Рост глобальной температуры воздуха в последнее столетие составил около 0,7 °С [надо не «о» в верхнем регистре, а специальный символ градуса °]. Однако за последние 30 лет этот рост усилился, особенно резко над континентальными районами Евразии и Северной Америки и больше всего – в Арктике.

Изменение температуры воздуха в северных широтах происходят гораздо резче, чем в целом в Северном полушарии, и это общий закон природы, ещё до конца не объяснённый. Происходящее потепление самым серьёзным образом влияет на состояние многолетнего ледяного покрова в Северном Ледовитом океане. Ещё недавно тяжёлые льды серьёзно осложняли судоходство по Северному морскому пути, а Северо-Западный проход в Канадском Арктическом архипелаге был практически непроходим. В наши дни льды сплочённостью более 7 баллов сохраняются лишь в приполюсном районе и на севере Канадского архипелага. А общая площадь ледяного покрова за последние 25 лет неуклонно сокращается.

За первое десятилетие XXI в. зафиксировано уменьшение площади многолетних льдов Арктики примерно на 40%. При этом средняя толщина морских льдов в октябре, по данным спутниковой лазерной альтиметрии, начиная с 2004 г. уменьшилась с 2 до 1,4 м, их площадь сократилась на 26 %, а объём уменьшился на 50 %.

Ледники Российской Арктики за вторую половину прошлого века сократились как минимум на 725 км², в том числе на Земле Франца-Иосифа на 375 км², на Новой Земле на 284 км² и на Северной Земле на 65 км². Это равно убыли всей площади оледенения на 1,3 %. Балансовые оценки, сделанные для ледников Земли Франца-Иосифа, показывают, что удельные потери ледников за полвека составили около 10 м в слое воды.

Изменения размеров, формы и баланса массы ледников. О деградации оледенения Арктики в наше время свидетельствуют отступание фронтов ледников, понижение их поверхности, уменьшение скоростей движения льда, отрицательный баланс массы ледников, а также положение границы питания выше уровня, соответствующего стационарному состоянию ледников. Косвенным признаком этого процесса также служит сокращение размеров и количества айсбергов в акваториях у берегов архипелагов.

Для оценки изменений морфологических параметров ледниковых покровов на островах архипелага Земли Франца-Иосифа были использованы карты, составленные по результатам аэрофотосъёмки 1952 г., космические снимки ASTER 2001 г. и данные радиолокации 1994 г. (Глазовский, Мачерет, 2006). Выполненный анализ показал, что с 1953 по 2001 г. произошло сокращение длины ледяных берегов архипелага с 2655 до 2510 км; более 60% ледниковых фронтов отступали, в среднем на 0,8 км; в целом площадь оледенения сократилась на 375 км², а объём льда за 50 лет уменьшился на 70 км3, или на 3,3%.

Для архипелага Земли Франца-Иосифа была составлена карта изменения высоты поверхности за период с 1952 г. до начала текущего столетия (Bushueva, Sharov, 2008). В качестве источников использовали оцифрованную топографическую карту архипелага 1952 года в масштабе 1: 200 000, данные лазерной альтиметрии со спутника ICESat за 2003–2007 гг. и радарные данные со спутников ERS-1 и ERS-2. Согласно этой карте, поверхность ледников Земли Франца-Иосифа преимущественно снижается, причём на низких гипсометрических уровнях понижение кое-где превышает 30 м. За указанное пятилетие ледники архипелага в среднем понизились на 0,5–0,6 м.

На Новой Земле также с начала 1950-х годов продолжается отступание практически всех фронтов выводных ледников, за исключением ледника Броунова, который продвигался вперед. Из-за общего сокращения ледников внешние части фьордов и подледниковых долин освободились ото льда и возникли новые заливы и бухты, например, у ледников Вера, Мака и Вёлькена. Прежние нунатаки превратились в острова и мысы, появились новые участки берега, свободные ото льда. За вторую половину XX в. выводные ледники Новой Земли отступили в среднем на 1,5 км.

В период 1992–2010 гг. на Новой Земле отступали 90% ледников, но процесс этот в разных районах шёл по-разному. Ледники, спускающие к Баренцеву морю, отступали быстрее ледников, оканчивающихся на карской стороне. При этом ледники, заканчивающиеся в море, отступали намного быстрее, чем те, что лежат целиком на суше. В рассматриваемый период первые отступали в среднем на 52,1 м в год, а вторые – лишь на 4,8 м/год (Carr et al., 2014).

Повторные альтиметрические космические измерения на спутнике ICESat позволили определить скорости изменения высоты поверхности ледников Российской Арктики за период между 2003 и 2009 гг. (Moholdt et.al., 2012б). Было обнаружено, что, хотя в целом ледниковая поверхность на всех трёх архипелагах снижается, такие изменения происходят неоднородно. На Новой Земле в основном снижаются края, а центральные части покрова толщина льда возрастает. На Северной Земле сильно снижается поверхность в бассейне выводного ледника на куполе Академии наук, где происходят сильные колебания айсбергового стока. На Земле Франца-Иосифа обращает внимание повышение поверхности купола на о. Греэм-Белл, слабо взаимодействующего с морем.

Такими образом, в последние годы появились новые возможности оценки баланса массы оледенения арктических островов, которые связаны с развитием методов спутниковой альтиметрии и гравиметрии. Комплексный анализ этих материалов показывает, что в последнее десятилетие оледенение архипелагов имеет слабо отрицательный баланс .

Судя по этим оценкам, средний годовой баланс массы ледников за 2003–2010 гг. составляет для Земли Франца-Иосифа 0 ± 2 Гт/год, Новой Земли –4 ± 2 Гт/год и Северной Земли –1 ± 2 Гт/год (Jacob, 2012). Сходные оценки по данным GRACE получены в последнее время и другими исследователями (Matsuo, Heki, 2013). Судя по этим данным, масса арктических ледников в последние годы сокращается медленнее по сравнению с первыми годами нынешнего столетия.

Отметим, что на фоне общего сокращения ледников нередко происходят их разнонаправленные изменения ледников. Например, на архипелаге Северная Земля уже много лет развивается медленная подвижка лопасти ледникового купола Вавилова на о. Октябрьской Революции. За 50 лет (1963–2013 гг.) эта лопасть выдвинулась далеко в море, прирост её площади составил 21,5 км², причём основное продвижение произошло в последние годы. Общее представление о механизме таких «медленных» подвижек заключается в том, что изначально край ледника приморожен и подпружен, а чуть подальше от края есть тёплые условия на ложе, где может скапливаться вода. Со временем в верхней части ледосбора накапливается больше льда, чем успевает стечь, в результате ледник «созревает» для подвижки. В конце концов он срывает примороженную «запруду» по своему краю и выдвигается. Известно, что такого рода подвижки могут растягиваться на много лет. Скорости подобных подвижек невелики, и они порою продолжаются десятки лет.

Противоположно направленные изменения происходили также на Северной Земле – на шельфовом леднике Матусевича. Это последний крупный шельфовый ледник в Российской Арктике. Его площадь в 1998 г. составляла 212 км². Но в 2012 г. произошло его разрушение, в результате которого площадь ледника сократилась до 100 км².

Расход льда на айсберги. Фактором, не связанным напрямую с климатом, но влияющим на изменения ледников, служит их взаимодействие с прилегающими акваториями. Изменения расхода льда на айсберги определяется глубиной морских вод у фронтов ледников, рельефом морского дна и берегов в местах выхода ледников, распределением температур и солёности морских вод, локальными течениями, приливным режимом, особенностями формирования морских льдов. Факторы, контролирующие образование айсбергов, мало изучены для ледников Российской Арктики. Расход на айсберги вносит наибольшие неопределённости как в реконструкцию, так и в прогноз изменений оледенения и его баланса массы.

Прежние оценки потерь льда для Земли Франца-Иосифа в связи с его выносом в море опирались на измерения на леднике Седова (о. Гукера), производившиеся в период Международного геофизического года – в 1958–1959 гг. (Гросвальд и др., 1973). Средний удельный расход всех выводных ледников архипелага составил 1,5–1,6 млн м³/год. Если длину фронтов всех выводных ледников оценить величиной 1574 км, то общие потери льда в море составят 2,4 км³ льда в год. Поскольку суммарный расход на фронтах присклоновых ледников и ледниковых куполов около 0,1 км³, в целом потери льда в связи с его выносом в море для всего архипелага, очевидно, не превышают 2,5 км³ льда в год. Удельная длина ледяных берегов (отношение их протяжённости к общей площади ледниковых покровов) достигает здесь 0,19 км^-1, откуда следует, что на 1 км ледяных берегов Земли Франца-Иосифа приходится немногим более 5 км² площади ледников. Это – показатель потенциального айсбергообразования.

В последние годы появились новые данные, которые позволяют снова обратиться к оценкам айсбергового стока архипелага: во-первых, это уже упомянутые данные о скоростях движения фронтальных частей ледников архипелага, полученные на основе интерпретации космических радарных изображений; во-вторых, данные воздушных радиолокационных измерений толщины ледников, полученные нами на некоторых ледниковых куполах архипелага.

Средняя для 28 ледников скорость движения льда на фронте составляет 27 см/день, или 98 м/год. Эти скорости определены по данным ERS-1/2-SAR методом INSAR с высокой сантиметровой точностью, но охватывают короткие интервалы времени продолжительностью 1 и 3 суток (Sharov, 2004). Зондированием определена средняя толщина льда на их фронтах общей протяженностью 145,55 км, она составляет 68 м. Отсюда следует, что потери льда, уплывающего в море, на этих ледниках могут достигать 1,15 км³ льда в год. По нашим оценкам, общая длина активных фронтов на архипелаге – 1606 км, а суммарная протяжённость тех их участков, где за последние 50 лет отмечены заметные изменения (наступание или отступание более чем на 200 м), равна 820 км со средней толщиной льда на них около 50 м. Предполагая, что именно для таких участков характерны движения льда на фронте со скоростью 98 м/год, получаем, что общие стационарные потери льда в море на ледниках Земли Франца-Иосифа составляют 4 км³ льда в год. Кроме того, дополнительные потери льда на архипелаге, связанные с общим отступанием ледяных берегов за последние 50 лет, около 18,8 км³, т.е. примерно 0,4 км³/год. Думается, что эта величина носит предварительный характер, и для её уточнения необходимы более обширные сведения о скоростях движения ледников архипелага.

Согласно наблюдениям, время между «отёлами» ледников на Земле Франца-Иосифа обычно варьирует от одного до трёх лет. Отсюда следует, что при скорости выдвижения ледникового фронта вблизи линии всплывания, равной 30–40 м/год, длина айсбергов может составлять 30–120 м. На самом деле, однако, перед фронтами некоторых выводных ледников обычно присутствуют айсберги, длина которых более чем вдвое превышает эти показатели. При этом важно отметить, что такие гиганты продуцируются не самыми быстрыми ледниками, которые из-за сильной трещиноватости льда отличаются более частыми отёлами, а массивными ледниками с пологим падением продольных профилей ложа. Причина такого явления в том, что фактический баланс оледенения архипелага не стационарный, а отрицательный, поэтому нормальный процесс откалывания айсбергов идёт здесь на фоне общего утончения льда выводных ледников и отступания линии всплывания. А последнее происходит быстрее на ледниках с пологим профилем ложа.

Обработка и анализ данных воздушного радиозондирования и дистанционного космического зондирования позволила нам впервые комплексно оценить айсбергоопасность ледников Земли Франца-Иосифа. Выяснилось, что они могут регулярно поставлять в бассейн Баренцева моря крупные айсберги (толщиной до 150–200 м и протяжённостью более 1–2 км). Это в первую очередь относится к ледникам на островах Земля Вильчека, Галля, Земля Георга, Солсбери. Наибольшие айсберги продуцирует ледник Знаменитый на о. Земля Вильчека, где их длина может достигать до 1,2 км, а толщина до 200 м. На этом же острове большие айсберги до 2 км длиной и толщиной до 150 м может продуцировать ледник Стремительный. Другим примером могут служить два ледника на острове Земля Георга: они способны производить айсберги до 3 км протяжённостью при толщине до 140 м. На севере острова айсберги такой же толщины и протяжённостью в несколько сот метров может порождать один из ледников в заливе Географов.

Новые данные по куполу Академии Наук на о. Комсомолец на Северной Земле показывают, что айсберговый сток купола увеличился с 0,6 Гт/год в 1995 г. до 3 Гт/год в 2000–2002 гг. В период 2003–2009 гг. он несколько ослабел – до 1,4 Гт/год, причиной чего было замедление скоростей движения основного выводного ледника, дренирующего юго-восточную часть купола (Moholdt et al., 2012а). Иными словами, айсберговый сток ледникового купола Академии наук за короткое время менялся более чем в пять раз, при этом поверхностный баланс (т.е. аккумуляция и абляция на поверхности ледника) менялся мало.

Арктическая криосфера в XXI веке. Возможное будущее состояние оледенения архипелагов Российской Арктики на ближайшую перспективу 2030-х годов, середину века и конец века можно оценить по имеющимся показателям чувствительности среднего удельного баланса оледенения Земли Франца-Иосифа, Северной Земли и Новой Земли к изменениям годовой температуры и атмосферных осадков . В качестве сценариев изменений этих показателей были взяты характерные региональные значения по RCP4.5 CMIP5.

Судя по этим оценкам, в текущем столетии дефицит баланса массы ледников будет усиливаться и к концу столетия достигнет значений от −1 до −1,6 м водного эквивалента в год. Особенно высоких удельных потерь массы следует ожидать на ледниках Новой Земли и Земли Франца-Иосифа. Прогнозируемое увеличение осадков никак не компенсирует потери ледников, связанные с повышением температур воздуха. В связи с возможным уменьшением ледовитости, ростом температуры морских вод, увеличением поступления талых вод в толщу и на ложе ледников можно также ожидать усиления айсбергового стока. Особенно это касается Земли Франца-Иосифа, но возможности количественно оценить изменения айсбергового стока пока не существует. Можно лишь предполагать, что такое усиление достигнет максимума к середине века, когда у сокращающихся ледников ещё будут сохраняться фронты отёла айсбергов достаточной протяжённости.

Заключение. Выполненная комплексная характеристика ледников и обобщение сведений о состоянии наземного оледенения архипелага Арктики опираются на широкий набор различных показателей. В них входят гляциоклиматические и морфологические (размеры, площади, объёмы, высоты) характеристики и условия на снежно-ледовой поверхности. Кроме того, важны процессы, формирующие температурные и гидротермические показатели в ледяной толще, условия на ложе, скорости движения льда, баланс массы и его составляющие параметры, отражённые в ледяных кернах.

В целом баланс массы наземного оледенения Арктики сейчас отрицателен. Трудно сказать окончательно, насколько типичны и, главное, долговременны обнаруженные балансовые и динамические изменения баланса массы полярных ледниковых покровов, поскольку период инструментальных наблюдений за ними охватывает всего несколько лет. Тем не менее, есть всё больше свидетельств тому, что ледниковые покровы динамически гораздо более изменчивы, чем это считалось ранее. Так, за пятилетие 2004–2009 гг. поверхность на Северной Земле понизилась на 0,3 м, на Земле Франца-Иосифа – на 0,5 м, на Новой Земле – на 1,7 м.

Все имеющиеся на настоящий момент данные показывают, что полярные ледники и ледниковые купола островов в течение последних десятилетий деградируют: сокращаются их размеры, уменьшаются скорости движения, отмечается негативный баланс массы, изменяются сроки и продолжительность периода таяния. Одновременно с этим наблюдается высокая изменчивость балансовых компонентов от года к году, существенная пространственная неоднородность изменений формы ледников и ледниковых куполов.

Важной проблемой остаётся вопрос о потерях льда, связанных с отколом айсбергов, которые трудно учесть в расчётах общей убыли льда. Эта задача ещё далека от своего решения. По нашим предварительным оценкам, за последние 50 лет доля этой составляющей в общем объёме потерь льда на Земле Франца-Иосифа приближается к 50%. Ясно, что в дальнейшем этот механизм будет необходимо включить в модели, описывающие эволюцию оледенения архипелага. Сложность описания этого механизма связана с тем, что пока нет единой надёжной количественной характеристики его функционирования в зависимости от интенсивности поверхностного таяния, отепления вод прилегающих акваторий, изменений режима морских льдов и других возможных причин. А с другой стороны, последние данные показывают, насколько существенен и изменчив этот механизм.

Такие исследования могут стать научно-методической основой для задач, связанных с выполнением геоинформационных и геоэкологических проблем, включающих учёт возможных изменений климата.

В заключение отметим, что вклад оледенения архипелагов Российской Арктики в изменения уровня Мирового океана оценивается величиной +0,025 мм в год (Moholdt et al., 2012б).

Литература

Баулин В.В., Чеховский А.А., Суходольский С.Е. Основные этапы развития многолетнемерзлых пород северо-востока Европейской части СССР и Западной Сибири // История развития многолетнемерзлых пород Евразии. М.: Наука, 1981. С. 41–57.

Величко А.А., Фаустова М.А. Развитие оледенений в позднем плейстоцене (карта15) // Палеоклиматы и палеоландшафты внетропического пространства Северного полушария. Поздний плейстоцен – голоцен» / Ред. А.А. Величко. Институт географии РАН. М.: ГЕОС, 2009. С. 31–41.

Глазовский А.Ф., Мачерет Ю.Я. Оледенение Северной и Центральной Евразии в современную эпоху / Ред. В.М. Котляков. Раздел 3.1. Евразийская Арктика. Гл. 3. Климатически обусловленные колебания ледников во второй половине XX в. М.: Наука, 2006. С. 97–114.

Гросвальд М.Г., Кренке А.Н., Виноградов О.Н., Маркин В.А., Псарева Т.В., Разумейко Н.Г., Суходровский В.Л. Оледенение Земли Франца-Иосифа. М.: Наука, 1973. 352 с.

Изменение ландшафта и климатов за последние 65 миллионов лет / Ред. А.А. Величко. М.: ГЕОС, 1999. 260 с.

Каплина Т.Н. История мерзлых толщ Северной Якутии в позднем кайнозое // История развития многолетнемерзлых пород Евразии. М.: Наука, 1981. С. 153–181.

Котляков В.М., Глазовский А.Ф., Фролов И.Е. Оледенение в Арктике. Причины и следствия глобальных изменений // Вестн. РАН, 2010.т. 80, № 3, с. 225–234.

Некрасов И.А. Криолитозона северо-востока и юга Сибири и закономерности ее развития. Якутск: Якутское книжное изд-во. 1976. 248 c.

Палеоклиматы и палеоландшафты внетропического пространства Северного полушария. Поздний плейстоцен – голоцен / Отв. редактор А.А. Величко. Институт географии РАН. М.: ГЕОС, 2009. 120 с. и 24 цветных карты.

Романовский Н.Н., Хуббертен Х.-В. Криолитозона и зона стабильности гидратов газов на шельфе моря Лаптевых (основные результаты десяти лет российско-германских исследований) // Криосфера Земли. 2006. Т. X. № 3. С. 61–68.

Brigham-Grette J., Melles M., Minyuk, P., Andreev A., Tarasov P., DeConto R., Koenig S., Nowaczyk N., Wennrich V., Rosén P., Haltia-Hovi E., Cook T., Gebhardt C., Meyer-Jacob C., Snyder J., Herzschuh U. Pliocene warmth, extreme polar amplification, and stepped Pleistocene cooling recorded in NE Russia // Science. 2013. V. 340. P. 1421–1427.

Bushueva I.S., Sharov A.I. Franz Josef Land Region: Glacier changes in 1950–2000s. map 1: 50 000 scale. Joanneum Research, 2008.

Carr R., Stokes C., Vieli A. Recent retreat of major outlet glaciers on Novaya Zemlya, Russian Arctic, influenced by fjord geometry and sea-ice conditions // Journ. of Glaciology. 2014. V. 60. № 219. doi: 10.3189/2014JoG13J122 155

Ehlers J., Gibbard Ph.L., Hughes Ph. Introduction, Plio-Pleistocene Glaciation // Quaternary Glaciations – Extent and Chronology: a Closer Look / Eds. Ehlers J., Gibbard P.L., Hughes P.D. Amsterdam: Elsevier, 2011. P. 1–14.

Jacob T., Wahr J., Pfeffer W.T., Swenson S. Recent contributions of glaciers and ice caps to sea level rise. Nature. 2012. V. 482. №7386. P. 514–518. doi:10 1038/nature10847

Mangerud J. Ice sheet limits on Norway and the Norwegian continental shelf / Eds. Ehlers J. & Gibbard P. Quaternary Glaciations – Extent and Chronology. V. 1. Europe. Amsterdam: Elsevier, 2004. P. 271–294.

Mangerud J., Gyllencreutz R., Lohne Ö., Svendsen J.I. Glacial history of Norway // Quaternary glaciations – extent and chronology. A closer look / Eds. Ehlers J., Gibbard P.L., Hughes, P. D. Amsterdam: Elsevier. 2011. P. 279-298.

Matsuo K., Heki K. Current ice loss in small glacier systems of the Arctic Islands (Iceland, Svalbard, and the Russian High Arctic) from satellite gravimetry // Terrestrial, Atmosferic, Oceanic Sciences. 2013. V. 24. P. 657–670. doi: 10.3319/TAO.2013.02.22.01(TibXS)

Moholdt G., Heid T., Benham T., Dowdeswell J.A. Dynamic instability of marine-terminating glacier basins of Academy of Sciences Ice Cap, Russian High Arctic // Annals of Glaciology. 2012а. V. 53. № 60. P. 193–201. doi:10.3189/2012AoG60A117

Moholdt G., Wouters B., Gardner A.S. Recent mass changes of glaciers in the Russian High Arctic // Geophys. Research Letters. 2012б. V. 39. L10502. doi:10.1029/2012GL051466

Petit J.P., Jouzel J., Raynaud D., Barkov N.I., Barnola J.-M., Basile I., Bender M., Davis M., Delaygue G., Delmotte M., Kotlyakov V.M., Legrand M., Lipenkov V.Y., Lorius C., Pépin L., Ritz C., Saltzman E., Stievenard M. Climate and atmospheric history of the past 420,000 years from the Vostok ice core, Antarctica // Nature. V. 399. 1999. P. 429–436.

Sharov A. Studying changes of ice coasts in the European Arctic. Geo-Marine Letters. 2004. V. 25. № 2–3. P. 153–166. doi:10.1007/s00367-004-0197-7

Svendsen J.I., Alexsanderson H., Astakhov V.I., Demidov I., Dowdeswell J.A., Funder S., Gataullin V., Henriksen M., Hjort C., Houmark-Nielsen M., Hubberten H.W., Ingolfsson O., Jakobsson M., Kjaer K.H., Larsen E., Lokrantz H., Lunkka J.P., Lysa A., Mangerud J., Matiouchkov A., Murray A., Moller P., Niessen F., Nikolskaya O., Polyak L., Saarnisto M., Siegert C., Siegert M., Spielhagen R.F., Stein R. Late Quaternary ice sheet history of northern Eurasia //Quaternary Science Reviews. 2004. V. 23. P. 1229–1271.