Рис. 1. Эволюция угла наклона ε, а также летних инсоляций Q_S^65N и I за 200 тыс. лет в прошлое. Сравнение новых результатов 1 с результатами прежних теорий 2 на примере работы Дж. Ляскара и др. [2004]: ε – угол наклона в радианах экватора Земли к плоскости ее орбиты; Q_S^65N – инсоляция в ГДж/м² за летнее калорическое полугодие на северной широте 65°; I – инсоляция в эквивалентных широтах за летнее калорическое полугодие на северной широте 65°. В градусах приведены максимальные и минимальные значения угла ε. T – время в тыс. лет (kyr) от 30.12. 1949 г.

           Итак, по нашим решениям получены в 7-8 раз большие колебания инсоляции. Насколько они существенны? На этот вопрос может дать ответ представление инсоляции в эквивалентных широтах I, которая рассчитывается следующим образом. Если в эпоху T летняя инсоляция на широте φ была такая, как в современную эпоху на широте φ₀, то инсоляция в эквивалентных широтах будет I = φ₀. На рис. 1 представлена инсоляция I в эквивалентных широтах, рассчитанная нами для широты 65° северного полушария как по нашим данным (линия 1), так и по данным Дж. Ляскара и др. [Laskar и др., 2004] (линия 2). Начиная с T = 0, инсоляция I по нашим данным 1 с широты 65° уменьшается на несколько градусов, т.е. на широте 65° становится теплее. Затем после максимума величина I начинает увеличиваться до широт 80° и 90°. При T = -15.88 тыс. лет летняя инсоляция на широте 65° меньше, чем современная летняя инсоляция на полюсе, поэтому на графике I проведена горизонтальная линия. Таким образом, горизонтальная линия 12 - 19 тыс. лет назад означает, что инсоляция на широте 65° была меньше, чем сейчас на полюсе. Такое малое количество тепла могло привести к оледенению территорий на широте 65°.

           При дальнейшем изменении времени до T = -30 тыс. лет летняя инсоляция I в эквивалентных широтах достигает широт 50°, 40°, 30°, т.е. на широте 65° становится значительно больше солнечного тепла. Горизонтальная линия в эпоху 28 - 34 тыс. лет назад означает, что на широте 65° поступает больше тепла, чем сейчас на экваторе.

          Линией 2 приведена инсоляция I в эквивалентных широтах по прежним теориям. Как видно, на широте 65° летняя инсоляция I на рассмотренном отрезке времени в 50 тыс. лет изменяется в пределах от 60° до 70°. Маловероятно, что изменения количества тепла на широте 65° до таких величин, которые сейчас имеются на широтах 60° и 70°, могут привести к существенным потеплениям климата или его похолоданиям. Такие малые изменения инсоляции всегда вызывали сомнения [Большаков и Капица, 2011].

           Полученные в наших расчетах колебания инсоляции могут вызвать наблюдавшиеся изменения климата. Уменьшение летней инсоляции I 19 - 12 тыс. лет назад до значений меньших, чем на полюсе (линия 1 на рис. 1), могло привести к оледенению. А увеличение летней инсоляции I 34 - 28 тыс. лет назад до значений больших, чем в экваториальной области, могло привести к благоприятным условиям существования мамонтовой фауны.

3. Изменение инсоляции по широте

          Выше мы исследовали изменение инсоляции во времени на широте 65° северного полушария. Теперь рассмотрим изменение инсоляции по широте в отдельные моменты времени. На рис. 2 показано изменение по широте φ° летней Q_s, зимней Q_w и уменьшенной в два раза годовой инсоляции Q_T в эпоху T = -31.28 тыс. лет. В это время на широте 65° северного полушария была наибольшая за 200 тыс. лет летняя инсоляция Q_s (см. рис. 1).

          Инсоляция за год Q_T (рис. 2) изменяется симметрично относительно экватора (φ = 0°). На полюсах она наименьшая Q_T = 7.43 ГДж/м² – а на экваторе наибольшая Q_T = 12.98 ГДж/м² Летняя инсоляция Q_s в своем изменении по широте φ имеет несколько экстремумов. Вблизи экватора (φ = 0°) она имеет минимум, а на тропиках – максимальные значения. В эту эпоху тропики находятся на больших широтах, чем в современную эпоху. Широта тропиков φ = 32.1° равна углу наклона ε на рис.1 в эпоху T = -31.28 тыс. лет. Как видно из рис. 2, летняя инсоляция Q_s в высоких широтах от 90° до 60° практически остается постоянной и она существенно больше, чем на экваторе. Зимняя инсоляция Q_w имеет максимальное значение вблизи экватора, а на полюсах стремится к нулю.

Рис. 2. Распределение по широте φ° Земли удельного количества тепла в ГДж/м² в самую жаркую в высоких широтах эпоху T = -31.28 тыс. лет: Q_s – за летнее калорическое полугодие; Q_w – за зимнее калорическое полугодие; Q_T – за весь год: на графике величина Q_T уменьшена в два раза; φ > 0 – северное полушарие; φ < 0 – южное полушарие.

          На рис. 3 представлено изменение этих же составляющих инсоляции в наиболее холодную за 200 тыс. лет эпоху T = -46.44 тыс. лет. Годовая инсоляция Q_T, как и в предыдущую теплую эпоху, изменяется симметрично относительно экватора: на полюсах: наименьшая – Q_T = 3.58 ГДж/м², а на экваторе – наибольшая Q_T = 13.79 ГДж/м². То есть, по сравнению с теплой эпохой, в рассматриваемую холодную эпоху годовая инсоляция на экваторе немного увеличилась, а в высоких широтах уменьшилась более чем в два раза.

          Летняя инсоляция Q_s (рис. 3) также имеет максимумы на тропиках, широта которых согласно рис. 1 равна ε = 14.8°. Однако в высоких широтах летняя инсоляция становится значительно меньше, чем на экваторе, почти в два раза. Характер изменения зимней инсоляции Q_w не изменился: она имеет максимальное значение вблизи экватора и нулевые значения на полюсах. Максимум зимней инсоляции Q_w немного увеличился по сравнению с теплой эпохой. В эпоху T = -46.44 тыс. лет сменилось также положение максимума Q_w и минимума Q_s в экваториальной зоне: они находятся в северном полушарии. В эпоху T = -31.28 тыс. лет эти экстремумы находятся в южном полушарии.

Рис. 3. Распределение по широте φ° Земли удельного количества тепла в ГДж/м² в самую холодную в высоких широтах эпоху T = -46.44 тыс. лет. Обозн. см рис. 2.

          На рис. 4 сопоставлены распределения летних инсоляций Q_s по широте за три эпохи: современную (1), самую теплую (2) и самую холодную (3). Самые большие изменения летней инсоляции происходят на высоких широтах, например, на полюсах Q_s изменяется больше чем в два раза. В экваториальной зоне летняя инсоляция изменяется мало. При этом на экваторе в самую жаркую эпоху 2 инсоляция меньше, нежели в самую холодную 3, т.е. лето в жаркую эпоху может быть немного холоднее, нежели в холодную эпоху.

Рис. 4. Сравнение летних инсоляций Q_s за три эпохи: 1 – современная; 2 – самая жаркая; 3 – самая холодная.

          Из графиков на рис. 4 следует, что принятая М. Миланковичем широта 65° в качестве опорной для характеристики климата является оправданной. На этой широте летняя инсоляция при переходе от холодной эпохи Q_s⁶⁵ = 4.72 ГДж/м² к теплой Q_s⁶⁵ = 7.43 ГДж/м² изменяется в 1.57 раза.

Рис. 5. Сравнение зимних инсоляций Q_w за три эпохи: 1 – современная; 2 – самая жаркая; 3 – самая холодная.

          Изменения зимних инсоляций Q_w, как видно из рис. 5, происходит однотипно. На полюсах величины Q_w = 0. В наибольшей мере зимние инсоляции изменяются в средних широтах, и в меньшей мере – на экваторе. При этом в более теплые эпохи зимняя инсоляция меньше, чем в холодные. Другими словами, в теплые эпохи зимы холоднее, а в холодные – теплее.

          Изменение годовой инсоляции Q_T, как видно из рис. 6, четко разбивается на две зоны: высокоширотную (φ > 45°), и низкоширотную (φ < 45°). В высокоширотной зоне в более теплые эпохи тепла Q_T поступает больше, чем в холодные эпохи. Например, на полюсах – в два раза больше. В низкоширотной области зависимость обратная: в более теплые эпохи тепла Q_T поступает меньше, чем в холодные. Однако величина этих изменений небольшая: она в четыре раза меньше, чем на полюсах.

          На рис. 6, как уже отмечалось, приведены графики для двух эпох: самой теплой и самой холодной за 200 тыс. прошедших лет. В будущие 200 тыс. лет [Смульский, 2013а] годовая инсоляция Q_T в самую теплую T = 93.6 тыс. лет и самую холодную T = 109.1 тыс. лет эпохи ведут себя аналогичным образом. Если две зависимости Q_T за эти эпохи добавить к трем, уже имеющимся на рис. 6, то все пять кривых Q_T будут пересекаются при φ = 45°. Поэтому отмеченные закономерности справедливы на всем исследованном интервале ±200 тыс. лет.

Рис. 6. Сравнение инсоляций Q_T за год при трех разных эпохах: 1 – современная; 2 – самая жаркая; 3 – самая холодная.

          Как видно из графиков на рис. 4 – рис. 6, отличие инсоляции южного и северного полушарий Земли в наибольшей мере проявляется для летней инсоляции (рис. 4). При этом в экваториальных широтах это различие более выражено, чем в высоких широтах. Графики по годовой инсоляции Q_T (рис. 6) симметричны по широте, т.е. одинаковое количество тепла за год поступает в северное и южное полушария. Поэтому вариации зимней инсоляции по полушариям будут обратные летним вариациям.

          Итак, от теплой эпохи к холодной уменьшение летней инсоляции Q_s на широте 65° происходит в 1.57 раза. А на полюсе годовая инсоляция Q_T уменьшается еще сильнее, а именно – в 2 раза. В то же время в экваториальной зоне происходят обратные по знаку изменения, но величина их в 4 раза меньшая. При этом на широте φ = 45° годовая инсоляция Q_T практически не изменяется, т.е. изменения летней инсоляции Q_s компенсируются изменениями зимней инсоляции Q_w.

4. Эволюция инсоляции на других широтах

          На рис. 1 была рассмотрена эволюция летней инсоляции Q_s на широте 65°. Теперь рассмотрим эволюцию годовой, летней и зимней инсоляций на других широтах. На рис. 7 сопоставлены изменения за 200 тыс. прошедших лет инсоляций Q_T, Q_s и Q_w на пяти широтах 80°, 65°, 45°, 25° и 0° северного полушария. На широте 65° летняя инсоляция Q_s хорошо отражает изменение годовой Q_T инсоляции. А зимняя инсоляция Q_w изменяется в противофазе с летней: при теплом лете зима немного холоднее. Таким образом, для широты 65° годовая Q_T и летняя Q_s инсоляции изменяются софазно, а зимняя Q_w – в противофазе первым двум.

Рис. 7. Эволюция инсоляции за прошедшие 200 тыс. лет на пяти разных широтах северного полушария: Q_s – за летнее калорическое полугодие; Q_w – за зимнее калорическое полугодие; Q_T – за весь год.

          Такой же характер изменения инсоляций наблюдается для широт 80° и 45°. Для широты 25° почти софазно годовой инсоляции Q_T изменяется зимняя Q_w. Отличия заключаются в том, что короткопериодические колебания Q_w более ярко выражены. Летняя инсоляция Q_s изменяется почти в противофазе годовой Q_T на начальном отрезке времени. Затем противофазность нарушается. На широте 0° снова софазно годовой инсоляции Q_T изменяется летняя Q_s и в некоторой степени зимняя Q_w.

          Софазность и противофазность изменения свидетельствует, что на широте 45° и выше в теплую эпоху лета – более теплые, а зимы – более холодные. А на широтах φ < 45 в теплую эпоху зимы более теплые.

          Амплитуды колебаний инсоляций с широты 80° до широты 45° уменьшаются. А после широты 45° амплитуды снова увеличиваются. Количественный порядок изменения амплитуд отражается ценой деления на рис. 7 годовой инсоляции Q_T^g по широте φ: Q_T^g = 2.5; 1.5; 0.05; 0.4; 0.5 Гдж/м² при φ = 80°; 65°; 45°; 25°; 0°, соответственно.

          Таким образом, отсюда следует, что в высоких широтах происходят наиболее существенные изменения инсоляции. Кроме того подтверждается прежний вывод о том, что на широте 45° годовая инсоляция практически не изменяется.

          На рис. 8 показаны изменения летней инсоляции I в эквивалентных широтах на восьми разных широтах: 80°; 65°; 45°; 25°;-25°; -45°; -65°; -8° земного шара. Напомним, что тонкой горизонтальной линией отмечена широта местности, к которой относится инсоляция I. Верхние горизонтальные участки графиков отмечают отрезок времени, когда инсоляция в эпоху T летом больше чем в экваториальной зоне в современную эпоху T = 0. А нижние горизонтальные, как уже отмечалось, участки отмечают эпохи, когда летняя инсоляция меньше чем в области полюсов.

Рис. 8. Эволюция инсоляции I в эквивалентных широтах северного полушария за 200 тыс. лет на восьми разных широтах Земли: горизонтальной прямой линией приведена широта, к которой относится изменение инсоляции I.

          На широте 65° (рис. 8) по горизонтальным участкам видно, что имеются две теплые эпохи при T = -31.28 и T = -110.8 тыс. лет и 5 холодных. На широтах 80° и 45° инсоляция I изменяется подобным образом. Отличие заключается в том, что на широте 80° длительность холодных периодов увеличивается и добавляется еще один при T = -75 тыс. лет. На широте 45° нет холодных периодов с инсоляцией меньшей, чем на полюсе. А теплые периоды с инсоляцией больше, чем на экваторе, становятся более продолжительными, и добавляется еще четыре теплых периода.

          На широте 25° продолжительность теплых периодов еще больше увеличивается, а по сравнению с широтой 45° добавляется еще три теплых периода. А в холодные периоды значение инсоляции I не опускается ниже широты 45°. То есть, на широте 25° не бывает лета холодней, чем сейчас лето на широте 45°.

          В южном полушарии на широте φ = -25° (рис. 8) амплитуды похолоданий имеют такой же порядок, как и на широте φ = 25° в северном полушарии. Однако моменты их наступлений, как правило, другие. Инсоляция в южном полушарии на широте φ = -65° примерно такая же, как в северном полушарии. Немного лишь отличаются величины в экстремальных точках. Соотношение между инсоляцией на широте φ = -65° с инсоляцией на широтах φ = -80° и φ = -45° остается такое же, как и в северном полушарии: на широте φ = -80° удлиняются холодные периоды, а на широте φ = -45° удлиняются теплые периоды.

          Инсоляция I на южной широте φ = -80° аналогична инсоляции в северном полушарии на той же широте. А на широте φ = -45° инсоляция в ряде эпох может существенно отличаться от инсоляции в северном полушарии, на той же широте.

          Итак, летняя инсоляция Q_s^65N на широте φ = 65 северного полушария адекватно представляет периоды похолодания и потепления на высоких широтах φ > 45° как в северном, так и в южном полушарии. При этом годовая инсоляция Q_T изменяется софазно летней Q_s, а зимняя Q_w – противофазно. Амплитуда колебаний зимней инсоляции в 3 с лишним раза меньше колебаний летней Q_s. На широте 45° колебания инсоляции несущественны. А на широтах φ – 45° амплитуда колебаний инсоляции меньше, чем в высоких широтах. Кроме того в этой области имеются различия между изменениями инсоляции в северном и южном полушарии.

5. Инсоляция и последние оледенения в Западной Сибири

5.1. Самое значительное последнее оледенение

          В табл.1 приведены отдельные экстремумы инсоляции и их параметры. Потепления отмечены как максимумы (max), а похолодания – как минимумы (min). В результате изучения разными специалистами палеоклимата Западной Сибири выработано согласованное представление о его эволюции в позднем плейстоцене [Гросвальд, 2009; Svendsen et al, 1999]. Особенно совпадает их мнение о двух последних оледенениях. Хорошо согласуются с их мнением наибольшие похолодания, приведенные в табл.1, 15.88 тысяч лет назад (т.л.н.) и 46.44 т.л.н.

          Большая часть исследователей считает, что на севере Западной Сибири на шельфе Баренцева и Карского морей и на островах неоднократно образовывался ледниковый щит. По Гросвальду [2009], в ледниковые эпохи, которые многократно повторялись в последние 2.3 - 2.5 м.л., Баренцево-Карский шельф превращался в сплошную область эрозии (экзарации) и сноса. Этот щит объединялся со скандинавским щитом, а их ледосбросы на Печорский бассейн взаимодействовали между собой, периодически отклоняя друг друга. Имеются только различия относительно границ распространения ледниковых щитов и их положения в разные эпохи.

Таблица 1. Отдельные экстремумы инсоляции: max – потепления отмечены как максимумы; min – похолодания.

          В поздний Вейхелий, эквивалентный сартанскому оледенению [Svendsen et al, 1999], совместный ледниковый щит на востоке захватывал Новую Землю, на севере шел по шельфам северных морей, на западе достигал нижней трети Исландии и Британии, в Европе опускался до широт 56°, а в России поднимался на Север по Западной части Белого моря. Авторы работы [Svendsen et al, 1999] считают, что в Карском море могли быть островные оледенения с опорой на северную часть Таймыра. А в средне-раннем Вейхелии, который эквивалентен Ермаковскому оледенению, восточная часть совместного ледникового щита распространялась по северной части шельфа Карского моря и захватывала почти весь Таймырский полуостров и плато Путорана в Восточной Сибири, а по югу опускалась чуть ниже полярного круга и соединялась с южной границей ледника в Европе. В отличии от Svendsen et al [1999], у Гросвальда [2009] восточная граница этого ледника захватывает весь Таймыр и западную часть Среднесибирского плоскогорья, на юге опускается до широты 50°, а на западе захватывает всю Исландию и почти всю Британию. В связи с этим Гросвальд считает, что Баренцево-Карский ледниковый щит существовал в обе последние ледниковые эпохи.

          На определенном этапе образования ледникового щита в Западной Сибири сток рек бассейнов Оби и Енисея в ледовитый океан прекращается [Гросвальд, 2009]. Низменные части Западной Сибири начинают заполняться водой. Исследователи отмечают образование Хантыйского, Енисейского и Пуровского озер [Волков, Архипов, 1978; Волков и др., 1969], которые в последующем соединялись между собой и образовывали озеро-море Западной Сибири. С ростом высоты ледникового щита и сменой похолодания на потепление начинался сток льда с ледникового щита. Сток льда происходил как на север, в Ледовитый океан, так и на юг. Сток на север прослеживается по подводным желобам: Медвежинскому, Франц-Виктории, Св. Анны и Воронина. А сток на юг отмечен Сибирскими увалами в Западной Сибири и их продолжениям в Восточной Сибири. Эту границу Гросвальд назвал линией Волкова.

          С дальнейшим потеплением начинается таяние ледникового щита и происходит дальнейшее увеличение пресноводного моря до такой степени, что начинается его сток через Тоболо-тургайский желоб в Туранскую низменность Приаралья и, возможно, с проходами на юге – в Каспийскую низменность.

          С деятельностью ледника связаны морены, пути перемещения льда (троги), сдвиги, надвиги и прочие дислокации, переносы породы и грунта и множество других процессов. С деятельностью пресноводного моря связаны террасы, озёрные отложения, конусы выноса входящих рек и эрозионные процессы на бортах выводных потоков (спилвеев).

          В северной части Западной и Восточной Сибири обнаруживаются следы морских отложений. Они дали основания для утверждений о существовании периодов наступления моря (трансгрессий). Морские отложения на современной суше могут быть обусловлены разными причинами. Уровень суши мог опускаться ниже уровня моря в результате опускания всего массива, на котором находится ледниковый щит. Морские отложения могут быть выпаханы ледником со дна шельфа и перенесены им на материк. В теплый период возможно также таянием всех покровных льдов, включая ледники Антарктиды и Гренландии, в результате чего уровень океана может превысить в отдельных местах уровень суши. На них в последствие образуются морские отложения. Каждая из этих причин имеет свои особенности. Например, максимальное опускание суши будет происходить при наибольшей толщине ледника, а поднятие уровня моря – в эпоху его отсутствия, т.е. в период максимального потепления.

          Моренный пояс вдоль возвышенности Сибирские Увалы является самым южным [Архипов и др., 1980; Архипов, 2000]. Севернее, в зоне 65.5° и 67° с.ш., существует еще несколько моренных поясов. Вследствие неоднократности похолоданий моренные пояса могли возникать в разные периоды. Пути перемещения ледников разных эпох могли не совпадать. Поэтому морены могут принадлежать к разным ледниковым эпохам. Если последний ледниковый максимум (ПЛМ) был менее мощный чем предыдущие, то самый южный мореный пояс является результатом деятельности предыдущих ледниковых эпох. Самый южный пояс морен, доходящий до подножия Сибирских Увалов, относят к раннезырянскому времени [Архипов и др. 1980; Архипов, 2000], к Ермаковскому горизонту. К этому ледниковому периоду относится максимальная стадия Баренцево-Карского щита около 50 тыс. лет назад [Svendsen et al, 1999]. После максимальной стадии в Печорском Бассейне этот щит растаял к 40 т.л.н. Как видно из табл. 1, этому Ермаковскому ледниковому периоду соответствует минимум инсоляции 46.44 т.л.н. Инсоляция летом была Q_s⁶⁵ = 4.72 ГДж/м² – самая низкая за весь период в 200 тыс. лет.

5.2. Последний ледниковый максимум

          Последнюю ледниковую эпоху связывают с сартанским горизонтом [Архипов и др. 1980; Архипов, 2000]. В этот период сформировался ледниковый рельеф Западной Сибири, в том числе краевые морены в зоне 65.5° - 67° с.ш. по южному подножию Салехардских увалов и Хадатейским грядам Тазовского полуострова. Севернее их расположены Ямало-Гыданские пояса морен на широте около 68° с.ш. от озёр Ярро-то на Ямале к востоку вдоль Гыданской гряды. Севернее расположены морены, которые являются самыми молодыми. Последние два гряда морен связаны с деградацией сартанского ледника. Как видно из табл. 1, эта эпоха 15.88 т.л.н. с инсоляцией Q_s⁶⁵ = 5.36 ГДж/м² была теплее предыдущей на 12%. Поэтому моренами последней ледниковой эпохи не был достигнут южный моренный пояс.

          Одновременным сартанскому оледенению в Западной Сибири является последнее оледенение в Скандинавии, которое характеризуют горизонтом позднего Вейхелия [Svendsen et al, 1999]. В Архангельском регионе максимум оледенения относят к 17 т.л.н. и дегляциацию – к 16 т.л.н. Восточнее озера Онега дегляциация относится к 14.4 - 12.9 т.л.н. На Таймыре возраст ледника позднего Вейхелия или сартанского времени относится к 18 - 7.5 т.л.н. Пространство между Норвегией и Новой Землёй покрыто ледником – 10.7 т.л.н. По Архипову [1997] радиометрический возраст сартанского ледникового горизонта находится в пределах 23 - 10 т.л.н.

          После прохождения максимума похолодания крупнейшие северные подводные желоба: Франц-Виктория, Св. Анны и Воронина отводили ледяные потоки с Баренцево-Карского ледника в ледовитый океан [Гросвальд, 2009]. Колонки, поднятые с глубины 470 м желоба Франц-Виктории содержали материал морены, покрытый ледниково-морскими илами с возрастом 12.9 т.л.н. и голоценовыми отложениями –10 т.л.н. Деградация льда в желобе Св. Анны началась около 13 т.л.н. и завершилась к 10 т.л.н.

          Последствия образовавшегося в сартанское время Мансийского озера имеют примерно такой же возраст 20 - 10 т.л.н. [Архипов, 1997; Пятосина, 2005]. Причем озеро сартанского времени занимало меньшие площади, чем более древнее. Отложения более древнего озера перекрыты отложениями с остатками мамонтов, возраст которых примерно 18 т.л.н. [Пятосина, 2005].

          Возраст Колпашевской террасы на средней Оби на высоте 55 м., образованной Мансийским морем, находится в пределах 12.8 - 10.6 т.л.н. [Архипов, 1997]. К ней примыкает транзитная терраса-равнина [Арсланов и др., 1983], которая прослеживается через всю зону сартанского оледенения до устья Оби. Её возраст 12.26 – 0.17 т.л.н. На среднем Енисее терраса высотой 60 - 70 м у Фарково имеет возраст от 16.4 до 11.7 т.л.н.

          По Архипову [1997] грандиозный конус выноса в бассейн верхней Оби выходит из Алтая по долинам рек Бии, Катуни и др., проходит по Бийско-Барнаульской впадине до Новосибирска и далее протягивается в акваторию Мансийского палеоозера. Он формирует ряд террас, высота которых на Алтае достигает 220 - 240 м, у Новосибирска – 140 - 120 м., в Томском Приобье – 100 - 80 м. Далее конус выноса уходит по ложбинам Приобского плато в Кулундийскую равнину и в долину Иртыша. Возраст конуса выноса и его террас находится в пределах 17.6 - 10.4 т.л.н. [Бутвиловский, 1993; Панычев, 1979; Архипов, 1997].

          Как видим, приведенные датировки сартанского оледенения и его последствий совпадают с минимумом инсоляции 15.88 т.л.н.

5.3. Теплый период между оледенениями

          Между Ермаковским оледенением с минимумом инсоляции 46.44 т.л.н. и сартанским с минимумом инсоляции 15.88 т.л.н. находится Каргинский межледниковый горизонт с максимумом инсоляции 31.28 т.л.н. Во многих долинах Печорской низменности: Шапкиной, Хвостовой Созьвы и Соймы древесина и торф из-под рельефообразующих морен имеет возраст от 25 до 40 т.л.н. [Гросвальд, 2009]. Под распространенной к северу от Сибирских увалов мореной расположены озерно-болотные отложения, возрастом от 25 до 40 - 50 т.л.н. [Арсланов и др. 1983]. Раковины на восточном Баренцево-Карском побережье и берегах Таймыра и Северной Земли имеют возраст от 24 до 38 т.л.н. [Гросвальд, 2009].

          Как уже отмечалось [Svendsen et al, 1999], существовавший ранее Баренцево-Карский ледниковый щит к 40 т.л.н. полностью исчез. По Архипову [1997] казымская пачка Каргинского горизонта (дер. Казым-Мыс, правый берег нижней Оби) простирается по долине Оби до г. Колпашево и бассейна р. Васюган, а также до дер. Липовка на Тоболе. Ее возраст 33 - 31 т.л.н. На нижнем Енисее от г. Игарка до устья Бахты прослеживаются конощельские слои, аналог Казымскому слою с возрастом 33 - 32 т.л.н. Как правило, это озерно-аллювиальные отложения с прослойками торфа.

          Третья терраса Иртыша и Тобола с абсолютными отметками 70 - 75 м. у дер. Липовка сложена озерно-аллювиальными отложениями [Илларионов, 2013]. Возраст древесных и растительных остатков, имеющихся в ней, составляет от 31.78 до 32.77 т.л.н. Такой же возраст имеют костные остатки бизонов, шерстистых носорогов и лошадей.

          Аналогом Липовской террасы на р. Оби является кирьянская терраса (левый берег Оби в 15 км выше д. Покур). Она сложена озерно-аллювиальными отложениями с линзами торфа, возрастом от 27.5 т.л.н. до 36.3 т.л.н. [Лаухин и др, 2006]. В Тургайском желобе из скважины с абсолютным уровнем 37 м (25 км южнее оз. Кушмурун) обломок древесины имел возраст 27.8 т.л.н. [Гроссвальд, 1983]. В обнажении Красный Яр, в 15 - 20 км южнее Новосибирска, находятся укоренившиеся пни под озерной толщей слоем 8 - 10 м. Возраст пней 28 - 29 т.л.н. [Архипов и др., 1980]. В Кас-Кетском «проливе», между Енисейским и Мансийским древними озерами, под слоем озерно-аллювиальных отложений остатки древесины и торфа имеют возраст от 27.3 до 29.5 т.л.н. [Гросвальд, 2009].

          Таким образом, максимум инсоляции T = 31.28 т.л.н. в табл. 1 соответствует периоду Каргинского межледнековья.

6. Оптимум инсоляции в голоцене

          Как видно из табл. 1, в эпоху T = 4.16 т.л.н. имеется небольшой максимум инсоляции в голоцене (10 т.л.н. – 0). Ему предшествовал Сартанский ледниковый период, поэтому от него до этого максимума шло непрерывное потепление. Оптимум голоцена однозначно проявляется в интервале 9 – 3.3 т.л.н. [Васильчук, 1982; Ершов, 1989]. Исходя из полинологических данных потепление в нем было выражено более слабо, чем в предыдущее межледнековье [Ершов, 1989]. С конца ледникового периода до оптимума голоцена, т.е. 8 т.л.н. – 5 т.л.н., принято считать, что происходила трансгрессия моря, с 5 т.л.н. и по настоящее время море отступает [Ломанченков, 1966]. В связи с этим, формирование новой современной террасы и пойменных террас в долинах рек происходят после оптимума голоцена [Ломанченков, 1966; Сакс, 1953]. Возраст древесины из пойменных отложений Индигирки – 4.125 т.л.н., а с отложений ее притока, р. Большой Эрги – 4.770 т.л.н.

          В процессе анализа данных по Западной Сибири было установлено [Баулин, 1959; Некрасов, 1990], что верхняя толща многолетнемерзлых пород (ММП) сформировалась за последние 5 - 6 т.л.н. Формирование бугристых торфяников в южной зоне распространения ММП Западной Сибири началось примерно 3 т.л.н. [Шполянская и Евсеев, 1970; Некрасов и др. 1990].

          Кроме приведенных свидетельств существует множество других о наличии потепления, которое совпадает по времени T = 4.16 т.л.н. с максимумом летней инсоляции на широте 65°N (см. табл. 1). Чтобы облегчить специалистам интерпретацию палеоданных, рассмотрим более детально изменение инсоляции за последние 5 тыс. лет. На рис. 9 представлены изменения инсоляций Q_T, Q_s и Q_w на пяти широтах 80°, 65°, 45°, 25° и 0° Северного полушария. Эти данные получены с интервалов 1 год. Для широты 65°N видно, что годовая Q_T и летняя Q_s инсоляции изменяются однотипно с наличием максимума. Однако максимумы их наступают в разное время: летней Q_s – 4.16 т.л.н., а годовой Q_T – 3 т.л.н. В то же время зимняя инсоляция Q_w на всем интервале 5 тысяч лет монотонно увеличивается.

          На широте 80° максимумы Q_T и Q_s смещены ближе к современной эпохе, а в зимней инсоляции Q_w в эпоху T = 0.499 т.л.н. появляется максимум. На широте 45° по сравнению с широтой 65° летняя инсоляция Q_s имеет минимум в современную эпоху T = 0, а зимняя Q_w монотонно увеличивается и в недалекое время в будущем достигнет максимума.

          На широте 25° инсоляция за год Q_T имеет ярко выраженный минимум при T = 2.8 т.л.н., а летняя достигает минимума при T = 0.7 т.л.н. Зимняя инсоляция Q_w имеет максимум примерно при T = 0.5 т.л.н. На экваторе годовая Q_T и зимняя Q_w инсоляции минимумы имеют примерно при T = 2.5 – 2.8 т.л.н. А летняя инсоляция Q_s имеет минимум (T = 3 т.л.н.) и максимум (T = 1.5 т.л.н.).

          Амплитуды колебаний инсоляций на этом интервале, также как на интервале 200 т.л.н., с широты 80° до широты 45° уменьшаются. Качественный порядок величин изменения ΔQ_T годовой инсоляции по широтам φ = 80°; 65°; 45°; 25° и 0° имеют такой вид: Δ Q_T = 0.06; 0.023; 0.0015; 0.008 и 0.012 ГДж/м², соответственно.

Рис. 9. Эволюция инсоляции за прошедшие 5 тыс. лет на пяти разных широтах северного полушария: Q_s – за летнее калорическое полугодие; Q_w – за зимнее калорическое полугодие; Q_T – за весь год; интервал между точками по времени – один год.

          Как было показано в работе [Smulsky и Krotov, 2014], существуют колебания инсоляции с периодами: полумесячным, полугодовым, 2.75 лет, 3.58 лет, 11.86 лет и 18.6 лет. Амплитуды колебаний возрастают с увеличением их периода. Наибольший период 18.6 года обусловлен воздействием прецессионного движения орбиты Луны на вращательное движение Земли. Для широты φ = 80°N амплитуда колебаний годовой инсоляции Q_T с периодом 18.6 лет составляет 532 кДж/м², а с периодом 0.5 года – 31 кДж/м². Амплитуды этих колебаний по сравнению с величиной годовой инсоляции Q_T порядка 5.8•10⁶ кДж/м² – малы и на графиках не видны. На рис. 9 наличие колебаний с периодом 18.6 лет наблюдается на графиках Q_s и Q_w для φ = 0°. Как уже отмечалось, данные на рис. 9 получены с интервалом 1 год, поэтому колебания инсоляции с периодом 18.6 лет содержатся в них с хорошим разрешением по времени.

          Изменение инсоляции на других широтах, в Южном полушарии, а также другие ее составляющие могут быть получены любым исследователем с помощью программы Insl2bd.mcd, которая имеется в свободном доступе [Смульский, 2013б]. Теория расчета инсоляции содержится в работе [Smulsky и Krotov, 2014], а параметры орбитального и вращательного движений Земли за 5 т.л.н. представлены в файле OrAl-5kyr.prn, а за 200 т.л.н. – в файле OrAl-200ky.prn.

7. Инсоляционные периоды изменения климата

          Экстремумы инсоляции за 50 т.л.н., как показано выше, хорошо согласуются с колебаниями палеоклимата. На рис. 10 пронумерованы все экстремумы инсоляции, за исключением первого, числами от 1_I до 12_I. Первый экстремум в эпоху T = 4.16 т.л.н., связанный с оптимумом голоцена, обозначен буквой O_I.

          Как было показано выше эволюция летней инсоляция отличается от эволюции зимней и инсоляции за год. По-разному также изменяется инсоляция по широтам Земли. Тем не менее, летняя инсоляция Q_s^65N на широте 65° северного полушария адекватно отражает колебания инсоляции на высоких широтах φ > 45°, как в северном, так и в южном полушарии. Именно на этих широтах наблюдаются существенные изменения палеоклимата. Поэтому колебания инсоляции Q_s^65N были приняты за основу для установления инсоляционных периодов и их границ. При этом следует отметить, что при выборе другой характеристики инсоляции, например Q_T^65N или Q_s^80N моменты наступления экстремумов и их границы будут немного изменены. Об этом необходимо помнить при интерпретации палеособытий, которые в большей мере определяются не летней инсоляцией, а годовой Q_T или зимней Q_w, или тех событий, для которых их широта является определяющим фактором. В этих случаях возможна ситуация, что событие обусловлено потеплением, а его необходимо относить к более холодному периоду на широте 65° северного полушария, или наоборот.

          Итак, инсоляционные периоды будут устанавливаться по характеристике инсоляции Q_s^65N. Чтобы установить границы периодов, необходимо выбрать среднее значение Q_s^65N. Тогда по отклонению от среднего можно определять начало и конец периода. Для качественной характеристики инсоляционного периода необходимо выбрать количество градаций величины инсоляции. Для этого воспользуемся градацией климата в работе Фотиева [2009] из трёх уровней для холодного и трёх уровней для тёплого периодов, например, для холодного климата: умеренно холодный (у.х.), холодный (х.) и очень холодный (о.х.). При выборе среднего значения Q_s^65N мы руководствовались не математическим средним, а максимальным и минимальным значениями за 20 млн. лет: Q_smax = 7.581 ГДж/м² при T = -9.2475 млн. лет и Q_smin = 4.505 ГДж/м² при T = -18.95 млн. лет. Тогда среднее значение инсоляции можно записать так:

          При шести уровнях инсоляции величина ступени между уровнями будет:

          Тогда границы уровней холодного климата запишутся так:

          а границы уровней теплого климата запишутся аналогично:

          Следует отметить, что при выборе Q_sm по экстремальным инсоляциям на интервале 200 тыс. лет, его значение равно 6.075 ГДж/м², т.е. близкое к величине (1). Для современной эпохи T = 0 значение инсоляции Q_s,0^65N = 5.922 ГДж/м², т.е. меньше среднего значения 6.043 ГДж/м². Таким образом, современная эпоха является немного холодней по сравнению со средним уровнем инсоляции. В связи с этим для оптимума голоцена начальная эпоха T_b определена по пересечению инсоляционной кривой со значением Q_s,0^65N в современную эпоху. Для остальных инсоляционных периодов их границы начала T_b и конца T_f определены по пересечению инсоляционной кривой со средней инсоляцией Q_sm. На рис. 10 средний уровень инсоляции Q_sm указан позицией 1, границы первого и второго теплых уровней отмечены 1t и 2t, а границы холодных уровней – 1c и 2c. В таблице 2 приведены границы периодов: T_b и T_f , а также величины инсоляции Q_s,ex^65N в экстремальные эпохи T_ex.

          Следует отметить, что по аналогичному алгоритму были введены уровни загрязнения атмосферы города [Смульский, 1987]. Они хорошо согласовались с уровнями, которые опытно-чувственным путем специалисты разработали при ежедневной оценке качества атмосферы на протяжении многих лет.

8. Корреляция инсоляционных периодов с существующими классификациями палеоклимата

          Как уже отмечалось, главные экстремумы инсоляции 1_I, 2_I и 3_I (см. рис. 10 и табл. 2) за 50 т.л.н. хорошо согласуются с последними двумя ледниковыми периодами: Сартанским и Ермаковским и Каргинским межледниковьем между ними. Каждый ледниковый период перекрывает следы предыдущего, поэтому обнаружение и датировка более ранних колебаний палеоклимата затруднена. Перед Ермаковским похолоданием отмечают Казанцевское межледнековье. По словам Архипова [1997] оно было одним из самых теплых в плейстоцене. В современной южно-таежной зоне наряду с хвойными породами произрастали липа, вяз, дуб и орешник. В лесостепной зоне формировались черноземные почвы [Волкова, 1991; Архипов и др.,1995]. Как видно из рис. 10, в течение 50 тысяч лет, начиная с экстремума 3_I похолоданий не было. Были два небольших потепления 60.8 т.л.н. (4_I) и 83.16 т.л.н. (6_I). Это, по-видимому, подтверждается двумя слоями торфа, возрастом 65 т.л.н. и 80 т.л.н. в отложениях Белогорской возвышенности по правому берегу нижней Оби [Архипов, 1997]. Эти слои с включением торфа перекрывают морену возрастом 100 т.л.н. Как видно из рис. 10, в то время 96 т.л.н. был пик похолодания 7_I. Это похолодание в литературе также относят к нижним слоям Ермаковского горизонта. В долине средней Оби, в разрезе Кирьяс, нижние озерно-ледниковые отложения Ермаковского горизонта подстилаются палеопочвами 120 т.л.н. [Архипов, 1997]. Эти палеопочвы согласуются с пиком потепления 8_I, который наступил 110.8 т.л.н.

Рис. 10. Периоды инсоляции O_I, 1_I, 2_I,... 12_I за 200 т.л.н. и границы их смены: 1 – средняя инсоляция Q_sm; 1t и 2t – первая и вторая границы теплых уровней; 1c и 2c – первая и вторая границы холодных уровней; у.т., т., о.т. – теплые уровни; у.х., х., о.х. – холодные уровни.

          Все периоды инсоляции 4_I - 12_I перед самым значительным похолодание 3_I в настоящее время не могут быть надежно связаны с палеособытиями. С одной стороны, это обусловлено тем, что первыми двумя ледниковыми периодами следы более древних палеособытий во многих местах уничтожены. А с другой стороны, исследователи не имели перед собой руководящей линии, которая бы позволяла им привязать разнообразные палеособытия в отдаленных друг от друга местах к одной и той же причине их возникновения. Мы рассчитываем, что инсоляционная кривая, представленной на рис. 10, станет для палеоклиматологов таким инструментом, позволяющим более определенно согласовывать разрозненные палеособытия.

          В табл. 2 приведена корреляция инсоляционных периодов с некоторыми горизонтами верхнего и среднего плейстоцена Западной Сибири. Период O_I соответствует оптимуму голоцена. Период 1_I согласуется с Сартанским оледенением. Ему, согласно Svendsen et al (1999], Никифоровой и Певзнеру [1982] также соответствуют горизонты других регионов: верхний Вюрм, верхний Вейхелий, верхний Висконсин и Осташковский ледниковый период.

          Периоду 2_I соответствует Каргинское потепление. С ним согласуется средний Вюрм, средний Вейхелий и средний Висконсин. Периоду 3_I следует сопоставить позднюю холодную фазу Ермаковского похолодания. С ней согласуется нижний Вюрм, нижний Вейхелий, нижний Висконсин и Днепровский ледниковый период.

          С периодами 4_I, 5_I, 6_I, по-видимому, необходимо связать позднюю фазу Казанцевского потепления. Возможно, ей соответствует Эем, Рисс-Вюрм и Сангамон. Период 7_I можно сопоставить с ранней фазой Ермаковского похолодания, а фазы 8_I, 9_I, 10_I – с ранней фазой Казанцевского потепления, которой, по-видимому, соответствуют Микулинское и Эемское межледниковья.

Таблица 2. Периоды инсоляции и их характеристика за последние 200 тыс. лет. T – время в тыс. лет от 30.12.1949 г. T_b – начало периода, T_f – конец периода, T_ex – эпоха экстремума, Q_s^65N – инсоляция за летнее полугодие на широте 65° северного полушария; градации климата: х. – холодный; т. – теплый; у. – умеренно; о. – очень.

          При рассмотрении периодов 4_I - 10_I мы разбили Ермаковское похолодание и Казанцевский теплый период на две фазы: верхнюю и нижнюю, которые между собой пересекаются. Но это пересечение обусловлено теми свойствами, которые были наделены исследователями Ермаковский и Казанцевский горизонты при их введении. По-видимому, в дальнейшем с детализацией наших знаний о палеоклимате, идентификация горизонтов и палеоклиматических периодов будет уточняться.

          Изменение инсоляции Земли является причиной изменения палеоклимата. Поэтому выше причина сравнивалась со следствиями, которые происходили в Западной Сибири. Изотопные стадии изменения отложений в океане также являются следствием. С ними тоже необходимо сравнить изменение инсоляции. Как известно, набор бентосных записей изотопа кислорода δ¹⁸O за 5.3 млн. лет, например, LR4 в работе Lisiecki and Raymo [2005] составлен из данных, полученных в 57 местах мирового океана. С помощью статистических методов он был подогнан к изменениям инсоляции по прежним теориям за один день, а именно 21 июня на 65° северной широты. Экстремумы набора LR4 на интервале 500 т.л.н. обозначены как морские изотопные стадии МИС-1 ÷ МИС-13. Сейчас они широко используются при анализе палеоклимата. Например, по ним определяют объемы льда на Земле [Imbrie et al, 2011].

          Однако, как было показано выше, инсоляция имеет широкий спектр изменения, как по времени, так и по пространству. В холодную эпоху для высоких широт, в экваториальной зоне – теплее. При теплом лете зима – холоднее. Имеется отличие в инсоляции Северного и Южного полушарий. Поэтому необходимо устанавливать обусловленные инсоляцией механизмы изменения изотопного состава морских отложений. Полученная таким образом зависимость его от инсоляции позволит более достоверно изучать изменение климата и понимать его. В статье мы рассматриваем изменение инсоляции за 200 тыс. лет. В 2016 году планируется получить изменение инсоляции за период больший 5 млн. лет. Это позволит произвести сопоставление инсоляции, как причины изменения климата с реакцией донных отложений не только по изотопу кислорода δ¹⁸O, но и по другим параметрам.

Благодарности

          Выражаю признательность рецензентам: академику РАН Н.Л. Добрецову и чл.-корр. РАН М.В. Кабанову за тщательный анализ статьи, полезные рекомендации и замечания.

          Задачи об орбитальном и вращательном движении Земли решались на суперкомпьютерах Сибирского суперкомпьютерного центра СО РАН (г. Новосибирск).

Литература