Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 510, № 1, стр. 99-105

ВВЕДЕНИЕ

Для более полного описания Земной климатической системы (ЗКС) необходимо включение в численные модели ледовых щитов (ЛЩ) [1–4]. Учет таких инерционных (и принципиально нелинейных) компонент может привести как к формированию новых обратных связей [5], так и к развитию мультистабильности в ЗКС [1]. Режим ЛЩ является значимым интегральным индикатором критического уровня изменений климата [6]. Таяние ЛЩ при изменениях климата привело к росту уровня океана – 21 ± 2 мм в 1992–2020 гг.; к 2150 г. их таяние может дополнительно повысить этот уровень на 5 м [7]. Связанное с таянием ЛЩ распреснение Мирового океана в регионах формирования глубоководной конвекции способствует ослаблению океанического конвейера с потенциально катастрофическими последствиями для Земной системы [7, 9]. Связанные с формированием и таянием ЛЩ региональных последствий в ЗКС могут проявляться даже через десятки тысяч лет. В последние годы выявлено образование воронок (кратеров) на Ямале и в сопредельных регионах. В [8] их возникновение связывается с разложением метангидратов неглубокого залегания, сформированных при высоком давлении под существовавшим в этих регионах десятки тысяч лет назад ледовым щитом.

Реалистичное воспроизведение ЛЩ в большой степени зависит от неопределенности палеоданных для климатических изменений в плейстоцене. В частности, согласно [10] эта неопределенность существенна, особенно на региональном уровне, в сравнении с сильным похолоданием на глобальном уровне в период последнего ледникового максимума (ПЛМ) [10, 11].

С моделями ледниковых щитов проводится сравнение с прямыми данными о границах распространения основных ЛЩ в ПЛМ и в другие временные интервалы плейстоцена, а также с независимыми данными о снижении уровня океана. Такое сравнение позволяет поставить задачу о прямом расчете влияния неопределенности палеореконструкций на динамику ЛЩ с оценкой верхней границы указанной неопределенности.

Цель данной работы – анализ результатов проведенных ансамблевых расчетов с моделью динамики ЛЩ для последнего ледникового цикла с оценкой влияния неопределенности палеореконструкций на динамику ледовых щитов.

ИСПОЛЬЗУЕМАЯ МОДЕЛЬ ЛЕДОВЫХ ЩИТОВ И ЧИСЛЕННЫЕ ЭКСПЕРИМЕНТЫ

В работе используется модификация двумерной изотермической по вертикали модели ледовых щитов IceBern2D, описанная в [12]. Исходный вариант модели характеризовался чрезмерно сильным ростом ледовых щитов вблизи горных массивов, в том числе на границе расчетного домена. Это связано с невозможностью переноса ледовой массы через эту границу в коде модели, так что уже небольшое превышение абляции над таянием способно на масштабах десятков тысяч лет накопить значительную массу льда на единицу площади. В связи с этим накопление массы льда было запрещено в Гималаях и в первых двух ячейках у границы расчетного домена (по направлению, перпендикулярному этой границе). Более сильный рост щитов можно связать с используемым в модели приближением тонкого льда [13] (подобным приближению мелкой воды в гидродинамике), и, следовательно, запрещение накопления массы льда в указанных областях – попытка грубого описания крутых границ щита и затрат выпадающих осадков на формирование ледового стока. Уравнения модели решаются на стереографической вычислительной сетке C Аракавы с разрешением по горизонтали 40 км (такое разрешение находится на верхней границе допустимого для типичных моделей ЛЩ [3]) и с шагом по времени 1 год.

С моделью поставлены численные эксперименты по эволюции ЛЩ за прошлые 128 тыс. лет. В экспериментах начальный уровень моря равен +7 м относительно современности и отсутствуют ЛЩ в северном полушарии, что соответствует состоянию Земной системы 128 тыс. л.н. (так называемое микулинское межледниковье; в англоязычной литературе для него используется термин Eemian). Подобно [12], восстановление климата для этого интервала времени было произведено с использованием данных содержания δ¹⁸O в ледовых кернах на антарктической станции EPICA Dome C (https://www.ncei.noaa.gov/pub/data/paleo/icecore/antarctica/epica_domec/edc3deuttemp2007.txt):

Здесь Y – температура или осадки, индекс “0” соответствует современному режиму, индекс “LGM” соответствует режиму ПЛМ 21 тыс. л.н. Современный режим характеризовался средними многолетними значениями по данным реанализа ERA5 (https://cds.climate.copernicus.eu/cdsapp#!/dataset/reanalysis-era5-pressure-levels-preliminary-back-extension?tab=form) для 1950–1978 гг.). Режим ПЛМ характеризовался средними многолетними значениями по результатам соответствующего равновесного расчета с климатической моделью IPSL-CM4-V1-MR, проведенного в рамках международного проекта PMIP3 (Paleoclimate Models Intercomparison Project, phase 3) (https://pmip3. lsce.ipsl.fr/). Далее этот численный эксперимент с моделью ЛЩ называется контрольным (КЧЭ) и характеризуется индексом “ctrl”. Следует отметить, что предлагаемый подход в общем случае может приводить к отклонениям начальных условий для модельного интегрирования от реконструкций для микулинского межледниковья.

Наряду с контрольным численным экспериментом с моделью были проведены ансамблевые численные расчеты с возмущением температуры и осадков в соответствии с

c периодом T в диапазоне от 120 до 2400 лет и амплитудой A, изменяющейся соответственно от 1 до 20% от максимальной разности температуры (осадков) между современным периодом и периодом последнего ледникового максимума. При этом максимальное возмущение температуры согласно (2) около 2°С, что соответствует оценкам неопределенности палеореконструкций для последнего ледникового максимума [10]. Наряду с периодом и амплитудой возмущений в (2) варьировалась также начальная фаза Φ₀ – диапазоне от 0 до 2π.

РЕЗУЛЬТАТЫ

Воспроизведение последнего ледникового цикла. По результатам проведенных численных расчетов для современного периода с наличием в полушарии только Гренландского ЛЩ максимальная по пространству толщина Н ледового щита близка к 3 км. Это согласуется с реальными данными (до 3.4 км). Площадь распространения щитов при этом, определенная как суммарная площадь регионов с H > 0, получена равной 1.85 млн км² – близкой к наблюдаемой (1.83 млн км²).

На рис. 1 представлены изменения глобального уровня океана в контрольном численном эксперименте с моделью ЛЩ в сравнении с данными палеореконструкций [14] для последнего ледникового цикла. Согласно рис. 1, наиболее заметные различия модельных расчетов и результатов палеореконструкций проявляются в начале анализируемого периода – для первой трети последнего ледникового цикла ледникового цикла, тогда как для остальной части последнего ледникового цикла согласие существенно лучше. Это естественно связать с влиянием начальных условий, недостаточно хорошо соответствующих условиям микулинского межледниковья. Подобный эффект отмечен, в частности, для термофизических процессов в донных отложениях арктического шельфа – другой инерционной компоненты ЗКС [15].

Во время последнего ледникового максимума (около 20 тыс. л.н.) уровень мирового океана, согласно модельным расчетам, опускался на 113 м относительно современного режима (рис. 1). Это значение попадает в диапазон неопределенности палеооценок суммарного вклада Лаврентийского, Скандинавского и Гренландского ледниковых щитов и ледников меньшего размера в ПЛМ (от –95 до –113 м) [16]. Вклад Антарктического ЛЩ и изменения уровня океана из-за увеличения плотности морской воды в данной работе не учитываются. Рассчитанные значения высоты куполов ледовых щитов в период максимума последнего ледникового цикла (до 5.3 км для Лаврентийского ЛЩ и 3.5 км для Скандинавского ЛЩ) в целом согласуется с данными PaleoMIST 1.0 (4.2 и 3 км соответственно; см. https://doi.pangaea.de/10.1594/ PANGAEA.905800). Рассчитанная высота купола для Евразии также в целом согласуется с модельной реконструкцией GLAC-1 (3.1 км; один из вариантов реконструкции ICE-6G; подробнее см. https://pmip3.lsce.ipsl.fr/), но несколько меньше значения для Северной Америки по данным той же реконструкции (3.5 км).

Модельное увеличение площади распространения ледовых щитов в ПЛМ (23–18 тыс. л.н.) относительно современного режима равно 17.5 млн км², в том числе 13.9 млн км² в западном полушарии (Лаврентийский ЛЩ и Гренландский ЛЩ) и 3.6 млн км² в восточном (Скандинавский ЛЩ). Эта площадь меньше полученной по данным GLAC-1 (21.8 млн км² всего, в том числе 16.5 млн км² в западном и 5.3 млн км² в восточном полушариях соответственно).

Для интервала 51–58 тыс. л.н. (близкого к первой трети MIS3 – marine isotope stage 3) модельная высота купола Лаврентийского ЛЩ получена около 4.5 км, Гренландского ЛЩ – к 2.5 км, а Скандинавского ЛЩ – к 1.5 км. Для Лаврентийского и Гренландского щитов это согласуется с результатами [17], тогда как для высоты купола Скандинавского щита полученное в данной работе  значение существенно ниже соответствующего значения в [17]. Отметим, что по данным ICESHEET 2.0 в западном полушарии максимальная высота ледового щита для временного интервала 51–58 тыс. л.н. меньше полученной модельной оценки (3.6 км), тогда как в восточном полушарии – больше (2.6 км). Площадь распространения этих щитов в Северном полушарии в модельных расчетах получена равной 16.6 млн км², в том числе 13.7 млн км² в западном полушарии и 2.9 млн км² – в восточном. рис. 2, 3

Влияние климатических вариаций на динамику ледовых щитов Северного полушария. Климатические вариации с амплитудой А = 0.1 (что соответствует неопределенности приповерхностной глобальной температуры в ~1°С) не меняют значительно динамики ледовых щитов Северного полушария в последнем ледниковом цикле. При большей амплитуде А = 0.2 (что соответствует неопределенности приповерхностной глобальной температуры в ~2°С) соответствующие климатические вариации уже приводят к качественным изменениям динамики ледовых щитов и уровня океана в последние 120 тыс. лет (рис. 4). В частности, при начальной фазе Φ₀ = 0 глубина падения уровня океана в период максимума последнего оледенения в зависимости от периода Т изменяется на 30 м – примерно на четверть глубины минимума уровня моря в контрольном численном эксперименте. При этом площадь распространения ЛЩ в Северном полушарии в ПЛМ значительно не изменяется относительно результатов контрольного эксперимента.

Наиболее заметные изменения отмечены для интервала 51–58 тыс. л.н., когда конфигурация орбиты Земли была близка к пороговой для выхода из режима оледенения [2]. Для этого интервала времени положительные вариации температуры могут привести к практически полному таянию ледовых щитов Северного полушария, за исключением Гренландского ЛЩ (рис. 3, 4). В численном эксперименте с А = 0.2, Т = 2400 лет, Φ₀ = π с минимальным распространением ледовых щитов в указанный интервал времени их площадь равна 14 млн км², в том числе 12 млн км² в западном полушарии и 2 млн км² в восточном с максимальной высотой куполов 3.2 и 1 км соответственно. Средняя толщина Лаврентийского и Скандинавского ЛЩ при этом составляет 0.7 и 0.3 км соответственно.

Изменения начальной фазы Φ₀ климатических вариаций могут привести к развитию холодной аномалии температуры в этот интервал времени с усилением оледенения Северного полушария и глубиной падения уровня океана, сравнимой с достигаемой в период последнего ледникового максимума. Например, в численном эксперименте при А = 0.2, Т = 2400 лет, Φ₀ = 0 с максимальным распространением ледовых щитов в указанный интервал времени их площадь равна 18.6 млн км², в том числе 15.2 млн км² в западном полушарии и 3.6 млн км² в восточном с максимальной высотой куполов 5.2 и 3.1 км соответственно. Средняя толщина Лаврентийского и Скандинавского ЛЩ при этом близка к 2 и к 1 км соответственно. Толщина и пространственное распространение Гренланского ЛЩ существенно не меняются в этих численных экспериментах по сравнению с контрольным численным экспериментом.

При периоде климатических вариаций Т = = 1200 лет согласно модельным результатам в зависимости от начальной фазы Φ₀ формируется либо межледниковье, либо усиливается оледенение – до сравнимого с достигаемым в ПЛМ. Таким образом, полученные модельные результаты мало чувствительны к периоду климатических вариаций – существенно большую роль играют их амплитуда и начальная фаза.

Формирование модельного межледниковья в MIS3 и чрезмерное оледенение в этот же интервал времени являются примерами возможной аномальной динамики. Это не проявляется в модельных расчетах при глобальной амплитуде температурных вариаций (возмущений) ≤1°С, но возможно при соответствующей амплитуде ≥2°С. Последняя оценка может служить в качестве оценки сверху для условий проявления значимой неопределенности режимов ледовых щитов в зависимости от климатических вариаций. Эта оценка в целом согласуется с соответствующей оценкой [10].

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В данной работе проведены ансамблевые численные эксперименты для последнего ледового цикла (128 тыс. лет) с моделью динамики ЛЩ в Северном полушарии. Согласно результатам численных расчетов в целом удовлетворительно воспроизводится пространственное распределение ледовых щитов Северного полушария и высоты их куполов, а также соответствующие изменения уровня океана. Наиболее заметные различия модельных расчетов и результатов палеореконструкций проявляются в начале анализируемого периода, что естественно связать с влиянием начальных условий. В том числе реалистично моделируются режимы MIS3 и ПЛМ.

При учете возможных палеоклиматических вариаций (возмущений) с достаточно большой амплитудой выявляется заметная чувствительность результатов моделировани ледовых щитов Северного полушария. В частности, проявляется изменение глубины уменьшения уровня океана в ПЛМ примерно на четверть его значения в контрольном численном эксперименте, возможно либо почти полное таяние Лаврентийского и Скандинавского ЛЩ в MIS3, либо, наоборот, увеличение их площади и объема до значений, сравнимых с достигаемыми в ПЛМ. Анализ условий реализации подобных режимов динамики ледовых щитов позволяет оценить возможный диапазон неопределенности палеоклиматических реконструкций. Согласно полученным результатам значимая неопределенность режимов ледовых щитов для последнего ледникового цикла проявляется при температурных вариациях около 2°С, что согласуется с имеющимися оценками. За исключением отмеченных в тексте случаев неопределенность данных не приводит к качественному изменению системы.

Для уточнения полученных оценок необходимо в дальнейшем включение в модель ледовых щитов блока термофизических процессов в толще льда с учетом, в том числе, вертикального профиля температуры внутри щита и интерактивного его вычисления.

Существенным ограничением данной работы является использование изотермической по вертикали модели щитов. В частности, учет вертикального профиля температуры внутри щита (и интерактивное его вычисление в модели) спосо-бен повлиять на полученные в данной работе количественные оценки, в том числе для верхнего предела неопределенности реконструкций температуры в плейстоцене. В дальнейшем планируется расширение модели блоком термофизических процессов в толще льда с соответствующей возможностью уточнения полученных оценок.