После минимума в конце мела температуры, по-видимому, еще раз повысились и в палеоцене достигли максимума, а затем уже началось длительное и постепенное понижение температур (возможно, из-за смещения северного полюса в Арктику и ее почти полного закрытия, что приблизило ее по суммарным тепловым свойствам к континентам), завершившееся в плейстоцене развитием ледниковых периодов. В качестве иллюстрации на рис. 69 приведена кривая кайнозойских палеотемператур верхнего слоя воды в северо-западной части Тихого океана, построенная А. П. Лисицыным по материалам послойного анализа изотопов кислорода в двух колонках пород, полученных в результате бурения в период 6-го рейса «Гломара Челленджера».
Рис. 69. Кайнозойские палеотемпературы верхнего слоя воды в северо-западной части Тихого океана по А. П. Лисицыну. 1 - скважина 44, 19° с. ш.; 2 - скважина 47, 32° с. ш.
Первым крупным районом, на котором сказалось кайнозойское похолодание климата, явилась, естественно, Антарктида. Ныне ледниковый покров на ней, согласно сводке В. И. Бардина и И. А. Суетовой (1967 г.), имеет площадь около 14 млн. км2 и объем 24 млн. км3 (что составляет около 90 % объема всех ледников мира; объем Гренландского ледникового щита равен 2.6 млн. км3; на арктические и горные ледники остается менее 1%); растопление всего антарктического льда повысило бы уровень Мирового океана на 55 м. Около 83% антарктического льда сосредоточено в ледниковом куполе Восточной Антарктиды толщиной до 3.6 км, дно которого лежит в основном выше, а местами значительно выше уровня моря (рис. 70), а поверхность в среднем выше 2 км над уровнем моря. Отделенный от него Трансантарктическими горами ледниковый щит Западной Антарктиды лежит в основном на дне океана и на ряде островов и включает огромные плавающие шельфовые ледники в морях Росса и Уэдделла (площадями соответственно 0.54 и 0.48 млн. км2). Атмосферные осадки над Антарктидой, в среднем всего около 150 мм в год, по некоторым оценкам сейчас немного превышают потери льда (главным образом путем отрыва айсбергов).
Рис. 70. Подледный рельеф Антарктиды. Высоты (м): 1 - более 2000; 2 - 0-2000; 3 - 0-1000; 4 - менее 1000.
Геологические разрезы на о-вах Короля Джорджа и Сеймура и в Южной Австралии (отделившейся от Антарктиды лишь в конце эоцена), а также материалы колонок донных осадков Южного океана свидетельствуют, что ледниковый щит Антарктиды образовался лишь в миоцене - около 20 млн. лет тому назад - и с тех пор существует до нашего времени (это подтверждают и данные о падении уровня Мирового океана на много десятков метров, начавшемся в среднем миоцене и продолжавшемся в течение верхнего миоцена и плиоцена); до этого, т. е. в течение всего палеогена, в Антарктиде господствовал умеренный прохладный климат, по-видимому, с высокогорными ледниками. Отметим, что приблизительно одновременно с образованием ледникового щита Антарктиды или вскоре после него в верхнем миоцене начали возникать высокогорные оледенения на Аляске. По-видимому, около 3 млн. лет тому назад сформировался и с тех пор существует Гренландский ледниковый щит. Ныне он покрывает 1726 тыс. км2 из 2176 тыс. км2 площади Гренландии (еще 108 тыс. км2 там приходится на другие ледники) и включает Северный купол с высотами до 3300м и Южный с высотами до 2730 м; уровень дна 600-1000 м по краям щита и 0-100 м и ниже в его центре. Осадки на щите составляют 300-400 мм в год, расход льда на таяние и образование айсбергов несколько больше прихода, так что сейчас щит медленно сокращается.
В плейстоцене похолодание климата привело, наконец, к формированию на северных половинах Европы и Северной Америки огромных ледниковых щитов, оказавшихся, однако, здесь неустойчивыми и многократно стаивавшими (по-видимому, полностью) и образовывавшимися вновь. Для восстановления их истории можно использовать целый ряд разнообразных методов. Это прежде всего выявление древних ледниковых морен и связанных с ними геоморфологических объектов («бараньи лбы» и т. п.), а также водно-ледниковых отложений (галечников), образующихся перед концами ледников; измерение высот древних снеговых линий в горах; изучение типов почв, уровней замкнутных озер, уровня Мирового океана (снижающегося по мере перехода воды в континентальные ледниковые щиты и повышающегося при таянии последних, что отмечается береговыми террасами соответствующих возрастов); измерение толщин последовательных годичных слоев деревьев и слоистых осадочных пород - варвитов. Весьма ценны палеонтологические данные о древней фауне и флоре, в том числе о пыльце и спорах растений в слоях осадочных пород и раковинках планктона в слоях колонок морских осадков. Как указывалось выше, отношение изотопов кислорода δ O18 в карбонатах раковин ряда организмов определяется палеотемпературами среды их обитания, а также ее собственным изотопным составом (обогащающимся легким изотопом при таянии ледников); значения O18 в слоях колонок льда ледников определяются главным образом температурой выпадающего на ледник снега.