WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

Последний ледниковый максимум и дегляциация в краевой зоне Антарктиды

Автореферат докторской диссертации по географии

 

Веркулич Сергей Романович

ПОСЛЕДНИЙ ЛЕДНИКОВЫЙ МАКСИМУМ И ДЕГЛЯЦИАЦИЯ В КРАЕВОЙ ЗОНЕ АНТАРКТИДЫ

Специальность 25.00.31 – гляциология и криология Земли

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени

доктора географических наук

Москва – 2011


2


Работа выполнена


в Учреждении Российской Академии наук Институте географии РАН; Государственном учреждении «Арктический и антарктический научно-исследовательский институт» Росгидромета



Научный консультант

академик РАН

Официальные оппоненты

доктор географических наук, профессор

доктор географических наук, профессор

доктор географических наук

Ведущая организация


Котляков Владимир Михайлович

Величко Андрей Алексеевич

Чистяков Кирилл Валентинович

Субетто Дмитрий Александрович

Учреждение Российской Академии наук Институт мерзлотоведения им. П.И. Мельникова СО РАН


Защита диссертации состоится «22» апреля 2011 г. в 11 часов на заседании диссертационного совета Д 002.046.04 в Институте географии РАН по адресу: 119017, Москва, Старомонетный пер., 29

Отзывы на автореферат (в двух экземплярах), заверенные подписью и печатью, просьба направлять Ученому секретарю диссертационного совета по адресу: 119017, Москва, Старомонетный пер., 29, Институт географии РАН. Факс: 8 (495) 959-00-33   e-mail: igras@igras.geonet.ru

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института географии РАН. Текст объявления и автореферат размещены на сайте ВАК.

Автореферат разослан «     « _________  2011 г.

Ученый секретарь диссертационного

совета, кандидат географических наук                                        И.С. Зайцева


3

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность темы. Для прогнозирования развития окружающей среды требуется как знание текущих природных процессов, так и понимание масштабов, условий и механизмов прошлых изменений природы. Оледенение Антарктиды играло в этих изменениях одну из ключевых ролей, участвуя в формировании глобального климата, циркуляции и баланса вод Мирового океана. В краевой зоне материка в течение последних 30000–40000 лет оно менялось наиболее быстро и значительно, а составляющие системы ледник – океан – атмосфера находились в непосредственном контакте, и механизмы их взаимодействия проявлялись максимально отчетливо. Все это обуславливает необходимость и важность изучения развития ледниковых окраин Антарктиды, без чего нельзя получить верное представление об эволюции антарктического ледникового покрова в целом.

Следы изменения оледенения краевой зоны Антарктиды со времени Последнего ледникового максимума (далее в тексте – ПЛМ) сохранились на имеющихся здесь свободных ото льда территориях, которые изучаются со времени проведения Международного геофизического года (1957–1958 гг.). Объем и качество накопленных к настоящему моменту палеогеографических данных позволяет провести их корректное обобщение, – этому и посвящено наше исследование. Его востребованности в последнее время служат также следующие причины:

– модели прошлых параметров оледенения нуждаются в оценке достоверности, которую может дать их сравнение с результатами изучения ледниковых событий в краевой зоне Антарктиды;

– рост качества палеореконструкций из окраин континента повышает уровень их сопоставления с итогами изучения ледяных кернов и океанических осадков;

– чуткие к изменениям природных условий, ледники краевой зоны являются хорошим индикатором текущих изменений окружающей среды.

Объект исследования – краевая зона Антарктиды, которая в нашем понимании распространяется на расстояние до 200–300 км от берега вглубь материка, и включает также шельфовые ледники, языки выводных ледников и ледники на островах в пределах мелководного континентального шельфа.

Предмет исследования – эволюция оледенения краевой зоны Антарктиды со времени ПЛМ.

Цель и задачи исследования. Диссертационное исследование нацелено на выявление параметров, условий и механизмов изменения оледенения краевой зоны Антарктиды со времени ПЛМ под воздействием глобальных, региональных и локальных природных факторов. Для достижения этой цели решались следующие задачи:


4

– критический анализ методов извлечения палеогеографической информации в свободных от оледенения районах краевой зоны Антарктиды;

– систематизация и сопряженный анализ собственных и полученных другими исследователями результатов изучения рельефа и четвертичных отложений в свободных от оледенения районах краевой зоны Антарктиды;

– анализ и обновление предшествующих реконструкций изменения оледенения в отдельных районах краевой зоны Антарктиды со времени ПЛМ;

– сопоставление выполненных реконструкций для выяснения общих черт и различий, условий и хода развития оледенения ПЛМ и дегляциации в краевой зоне Антарктиды, и для выявления связи этого развития с глобальными, региональными и локальными факторами.

Научная новизна работы. В ходе исследования были получены следующие результаты, определяющие его новизну:

– дополнены и обновлены реконструкции параметров и особенностей развития оледенения ПЛМ на острове Кинг-Джордж (Южные Шетландские острова), в районе Берега Соя, в оазисах Ширмахера, Вестфолль и Бангера;

– дополнены и обновлены реконструкции изменения климата в оазисах Ширмахера и Бангера, в районах Берега Соя и залива Терра-Нова, на острове Кинг-Джордж;

– дополнены и обновлены реконструкции изменений относительного уровня моря в районах оазиса Бангера, Берега Соя, островов Уиндмилл, Холмов Ларсеманн, острова Кинг-Джордж;

– представлены новые реконструкции дегляциации оазисов Ширмахера, Вестфолль и Бангера, и острова Кинг-Джордж;

– показано, что развитие оледенения ПЛМ в Антарктиде не было первопричиной глобальных изменений природной среды, а скорее шло вслед за ними;

– дана реконструкция оледенения ПЛМ в краевой зоне Антарктиды, показывающая, что оно состояло из сочлененных ледников разной мощности и подвижности;

– представлена новая реконструкция дегляциации краевой зоны Антарктиды, раскрывающая общие черты и особенности освобождения районов от ледников;

– оценены соотношение и характер влияния глобальных изменений климата и уровня моря, региональных и локальных факторов на эволюцию оледенения краевой зоны материка.

Защищаемые положения

1. Активное развитие оледенения ПЛМ в краевой зоне Антарктиды (примерно с 26000 л.н.) началось в условиях глобального похолодания и снизившегося на десятки метров уровня моря.


5

  1. Приращение ледниковых масс на шельфе заметно опережало рост оледенения на суше Антарктиды, обуславливая дефицит атмосферного питания континентальных районов уже в начале ПЛМ.
  2. Во время максимума оледенения (примерно 22000–17000 л.н.) в краевой зоне существовала система сочлененных маломощных (менее 300 м) ледников на участках суши, мощных (часто более 1000 м) подвижных ледников в глубоких депрессиях и менее подвижных мощных ледниковых масс на выровненных пространствах шельфа.

4.     Дегляциация Антарктиды не была первопричиной начала

планетарного процесса деградации оледенения, а шла вслед глобальным

изменениям климата и уровня моря.

5.   В дегляциации краевой зоны Антарктиды выделяются четыре

основные фазы, различающиеся условиями (амплитуда, направленность

колебаний климата и уровня моря) и ходом изменений оледенения: с конца

позднего неоплейстоцена – начала голоцена до 7500–7000 л.н.; с 7500–7000 до

4500–4000 л.н.; с 4500–4000 до 1000 л.н.; последние 1000 лет.

6.  Ход дегляциации краевой зоны в целом определялся глобальными

изменениями климата и уровня моря. Их влияние было наиболее сильным в

раннем голоцене, а затем ослабевало одновременно с ростом значения

региональных и локальных факторов, что обуславливало мозаичность

хронологии и направленности ледниковых событий в районах.

Фактическая основа работы и личный вклад автора. Основой работы служат данные, полученные автором, а также опубликованные другими специалистами. Собственный материал собирался в ходе летних сезонных работ Российской антарктической экспедиции в восточно-антарктических оазисах Бангера (1988–1989 гг., 1990–1991 гг., 1993–1994 гг.) и Ширмахера (2007–2008 гг.), на острове Кинг-Джордж (район Антарктического полуострова, Западная Антарктида) в 2008–2009 гг., где изучался рельеф, отложения суши и донные осадки водоемов. В рамках российско-германского и российско-польского сотрудничества, автор участвовал также в изучении отложений и донных осадков горного оазиса Унтер-Зе и района Холмов Ларсеманн (Восточная Антарктида). Проанализированные публикации представляют около 80 % от объема существующей в настоящее время информации по теме исследования.

Апробация работы. Работа выполнялась в докторантуре Учреждения Российской Академии наук Институте географии РАН и в Государственном учреждении «Арктический и антарктический научно-исследовательский институт». Она была составляющей исследований по нескольким проектам, которые в течение двух последних десятилетий проводились в рамках Федеральной    Целевой    Программы    «Мировой    океан»    (подпрограмма


6

«Изучение и исследование Антарктики») и Целевой научно-технической программы Росгидромета.

Исследования по теме работы также велись в ходе выполнения проектов

по грантам РФФИ: 98-05-65184 («Оценка устойчивости озерных экосистем

оазисов Антарктиды и диагностика их развития при климатических

изменениях         и         антропогенном         воздействии»);        03-05-65295-а

(«Биостратиграфические исследования голоценовых осадков шельфа и озер оазисов Восточной Антарктиды (на основании изучения диатомовых комплексов) для реконструкции локальных и региональных изменений природной среды»); 08-05-00824-а («Палеолимнологическая оценка озер восточно-антарктического оазиса Ширмахера на основе экспедиционных гидрологических, гидрохимических и гляциологических исследований»); 08-05-00767-а («Реконструкция условий и хода дегляциации на побережье Антарктиды»). Кроме того, тема разрабатывалась в рамках проекта 7401 «Развитие оледенения и природной среды Антарктиды с эоцена до настоящего времени» Программы научно-технического сотрудничества между Россией и Польшей на 2008–2010 гг.

Основные результаты работы представлялись: на ежегодных Итоговых сессиях Ученого совета ГУ «ААНИИ» (1994–2010 гг.), на Научной конференции «Исследования и охрана окружающей среды Антарктики» (С-Петербург, 2002 г.), на XIII Гляциологическом симпозиуме (С-Петербург, 2004 г.), на Симпозиуме по полярной гляциологии (Сочи, 2005 г.), на Пятом симпозиуме «Метеорологические исследования в Антарктике» (С-Петербург, 2005 г.), на Научной конференции «Моря высоких широт и морская криосфера» (С-Петербург, 2007), на Гляциологическом симпозиуме 2010 г. (Казань, 2010 г.), на Международной конференции «Глобальные изменения и география» (Москва, 1995), на Первом международном лимно-геологическом конгрессе (Копенгаген, Дания, 1995 г.), на VI, VI и IX Международных симпозиумах “Науки о Земле в Антарктике» (Токио, Япония, 1991; Италия, Сиена, 1995; Германия, Потсдам, 2003), на Международном совещании «Изучение озера Восток – научные задачи и технологии» (С-Петербург, 1998 г.), на XIV Международном конгрессе Международного союза четвертичных исследований (Берлин, Германия, 1995 г.), на Генеральной Ассамблее Европейского Союза наук о Земле (Австрия, 2006, 2007, 2009, 2010 гг.), на Международной научной конференции «Полярные исследования – перспективы Арктики и Антарктики в период Международного Полярного Года» Международного научного комитета по изучению Антарктики (С-Петербург, 2008).


7

По теме диссертации опубликовано 28 научных статей в отечественных и зарубежных изданиях, и около 40 тезисов докладов на научных сессиях, конференциях и симпозиумах.

Научное и практическое значение работы. Предложенное в диссертации представление об эволюции оледенения в краевой зоне Антарктиды со времени ПЛМ может использоваться в качестве источника информации: в учебной деятельности (по гляциологии, палеогеографии, лимнологии); в научных изысканиях по широкому спектру проблем антарктической тематики; в моделировании ледниковых событий; в оценке перспектив и направлений дальнейших гляциологических и палеогеографических исследований при составлении научных программ Российской антарктической экспедиции, и новых научно-исследовательских проектов, направленных на изучение природы Антарктиды.

Структура работы

Диссертация состоит из введения, 5 глав, заключения, списка использованных источников. В диссертации 245 страниц, 75 рисунков и 2 таблицы; использованных источников – 432.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Во Введении обосновывается актуальность, формулируются цели и задачи исследования, изложена научная новизна, теоретическая и практическая значимость работы, приводятся основные защищаемые положения.

В Главе 1 «Современное оледенение Антарктиды и особенности природных условий в краевой зоне материка» характеризуются основные параметры ледникового покрова и свободных от оледенения территорий краевой зоны. Оледенение Антарктиды включает разнотипные ледники (от щитов до каровых ледников). Наиболее крупные его части – это ледниковые покровы Восточной и Западной Антарктиды, и оледенение Антарктического полуострова (рис. 1). В Восточной и Западной Антарктиде доминируют ледниковые щиты. Восточно-антарктический щит являет собой выровненные центральные области на высотах до более 4000 м, от которых расходятся слабонаклонные поверхности, сменяющиеся в 300–400 км от берега склоном с растущей крутизной. Подошва щита лежит на коренных породах в основном выше уровня моря, хотя местами лед заполняет обширные депрессии глубиной до 1500 м; мощность льда составляет в среднем более 2500 м, а во многих районах превышает 4000 м. Средняя толщина ледникового щита Западной Антарктиды 1700 м; более 50 % площади его подошвы располагается ниже уровня   моря.   Высоты   сравнительно   ровной   внутренней   области   щита


8

колеблются в пределах 1500–2000 м; резкое увеличение крутизны склона щита к океану наблюдается лишь в одном направлении, а к шельфовым ледникам Ронне и Росса поверхность снижается плавно. В районе Антарктического полуострова ледниковые купола мощностью меньше 1000 м покрывают вытянутую по оси полуострова горную цепочку, а также острова.

Рис.1. Схема Антарктиды с местоположением и названиями объектов,

обсуждающихся в тексте

Питание ледников Антарктиды происходит в основном за счет атмосферных осадков в виде снега. Величина годовой аккумуляции снега растет от центральных высоких плато щитов (5–10 г/см3) к их окраинам (60–90 г/см3). Распределение мощности льда, особенности подледного рельефа и баланса массы обуславливают наличие в пределах ледникового покрова множества ледосборных бассейнов, осуществляющих дренаж льда. В центральных областях годовые значения скорости движения льда составляют первые метры, а в районах склонов щитов – от 100 м до 300 м. К побережью уменьшается толщина льда, растет влияние коренного рельефа и появляются


9

потоки выводных ледников со скоростями движения более 1000 м/год. Многие из них вливаются в шельфовые ледники. Шельфовые ледники, составляющие более 10 % площади оледенения, достигают мощности более 1300 м и скорости движения почти до 2000 м/год. Статей расхода льда в Антарктиде несколько. Объем таяния на ложе в центральных областях дает около 2 % от общего годового расхода. Остальные потери льда происходят в краевой зоне за счет стока и ветрового выноса (около 1 %), таяния на подошве шельфовых ледников (11–17 %), и откалывания айсбергов (80–86 %).

Как видно, массообмен оледенения наиболее динамичен в краевой зоне, Здесь максимально и разнообразие типов ледников. Одна из причин этого – влияние коренного рельефа, неровности которого соизмеримы с мощностью льда. Выступы коренного ложа прорывают толщу льда в виде горных массивов; по депрессиям текут выводные ледники; рельеф дна шельфа влияет на распространение шельфовых ледников и островов с ледниковыми куполами. Вторая причина – особенности климата. В отличие от центральных областей материка, где господствует антициклональный режим с постоянно низкими отрицательными температурами воздуха, ясной погодой и сухостью, его окраины находятся под влиянием циклонической деятельности. Генеральному направлению движения циклонов с запада на восток свойственны периодические отклонения по субмеридиональным траекториям; в краевой зоне часто происходит стационирование циклонов или внедрение языков из области антарктического антициклона. На пестроту климата здесь также влияют быстрая смена высотного градиента поверхности, очертания береговой линии, удаленность районов от океана, орография и характер поверхности, и др. В целом в краевой зоне теплее, влажнее и ветренее, чем в центральных районах материка.

Особенности подледной орографии, климатических условий, баланса массы и движения ледников обуславливают наличие в краевой зоне Антарктиды свободных от оледенения территорий, занимающих менее 1 % площади материка и относящихся к различным классам и видам антарктических оазисов [Сократова, 2007]. На границе зон аккумуляции и абляции, в 200–300 км от океана находятся горные оазисы. Среднегодовые температуры воздуха в них ниже –20 °С, количество осадков около 150 мм/год, и постоянны сильные ветра; в некоторые летние здесь бывают плюсовые температуры, и идет таяние. Горно-долинные оазисы тянутся от высот более 1500 м к побережью (в виде долин) до отметок ниже 100 м. Среднегодовые температуры воздуха варьируют в них от –17 до –20 °С. Летом температуры воздуха в нижних частях долин колеблются вблизи –1 °С, но иногда воздух нагревается до +10 °С. В долинах выпадает меньше 100 мм/год осадков,


10

велико испарение (более 300 мм/год) и иссушающее действие ветров с материка.

Низменные пришельфовые оазисы расположены на побережье, в зоне абляции. Их участки суши и внутренние морские заливы отделены от океана шельфовыми ледниками шириной до 150 км, и окружены с других сторон материковым льдом. Благодаря свойствам поверхности (грунт, вода), температура воздуха в оазисах выше, чем на окружающих ледниках. Здесь часты сильные ветра, низка влажность (50–55 %) и выпадает менее 200 мм осадков в год. Среднегодовая температура воздуха в оазисах составляет около –11 °С.

Низменные приморские оазисы (состоят из островов и полуостровов) находятся на морском берегу и граничат с ледниковым склоном, куполами или выводными ледниками. Местные климаты мягче, чем в пришельфовых оазисах: среднегодовые температуры воздуха варьируют вблизи –10 °С; средние температуры воздуха летних месяцев составляют от –0,2 до +1,0 °С, и в некоторые дни температура воздуха превышает +10 °С; относительная влажность воздуха колеблется вблизи 60 %; осадков мало (200–250 мм/год); число дней с ветром велико, но среднегодовые значения скорости ветра заключены в пределах 5–8 м/с.

В районе Антарктического полуострова есть еще один тип свободных от оледенения территорий (назовем их «морскими»). Находясь в низких широтах, в окружении океанических пространств и на пути переноса влажных атмосферных масс, они отличаются самым мягким климатом. Однако в направлении с запада на восток условия на территориях меняются. На островах к западу от Антарктического полуострова среднегодовые температуры воздуха составляют около –3 °С; средние температуры в январе составляют около +2 °С, а в зимние месяцы около –7 °С; относительная влажность превышает 80 %; количество осадков на грунтах достигает 400–600 мм/год, а на ледниковых куполах – до 1500 мм/год. Влажные ветра западных направлений господствуют и на окраинах полуострова, где выпадает до 1000 мм осадков в год, а средние температуры в январе меняются от +1 до –4 °С. Движение этих воздушных масс к востоку от полуострова перегораживают хребты, поэтому на островах в бассейне моря Уэдделла среднегодовые температуры воздуха составляют около –9 °С, летние температуры едва превышают 0 °С, а сумма осадков – около 150 мм/год.

В разделах Главы 2 «Архивы палеогеографических данных об условиях и ходе изменений оледенения в краевой зоне Антарктиды»

рассматриваются объекты и методы извлечения информации в оазисах, оценивается их значение и корректность. В первом разделе характеризуются


11

рельеф и четвертичные отложения суши. Самые встречаемые среди них – формы рельефа и отложения ледникового и водно-ледникового генезиса

(рис. 2). Следы ледниковой эрозии (троги, кары, бараньи лбы, ледниковая штриховка, и др.) и аккумуляции (основная морена, моренные гряды, эрратические обломки) дают сведения о районах питания и развития, типе, мощности, движении, стадиях эволюции ледников. При всей широте распространения, эти формы рельефа и отложения часто ставят перед учеными проблему определения их возраста. Труднее всего оценить возраст форм ледниковой эрозии. Как правило, относительны оценки времени создания моренных отложений и гряд по наличию в них ледяного ядра, выветриванию на них обломочного материала и развитию растительности. Относительна и хронология, выявляемая по соотношению морен с отложениями другого генезиса (возраст которых известен). Иногда в моренах содержится органика, датирование которой дает представление о сроках начала разрастания оледенения.

Рис.2. Местоположение и набор основных архивов палеогеографических данных на суше в краевой зоне Антарктиды

Деятельность талых вод оставляет уровни приледниковых водоемов, осушенные каналы стока, террасы и дельты. Их положение, морфология и строение   в   основном   характеризуют   деградацию   ледников:   снижение


12

поверхности, смещение краев, интенсивность дегляциации. Но, например, в Сухих Долинах исследование древних уровней озер указало на высоту поверхности ледников во время их экспансии. Наличие в водно-ледниковых осадках органики позволяет датировать этапы дегляциации; хронологию освобождения территорий от оледенения дают также методы радиационной дозиметрии.

Морские формы рельефа и отложения представлены клифами, аккумулятивно-абразионными террасами, береговыми валами, пляжами. Их положение и морфология соотносятся, прежде всего, с изменениями относительного уровня моря. Черты мезо и микрорельефа террас, валов и пляжей, распределение на них перемещенных льдом обломков связываются с волноприбойными и ледовыми условиями, зависевшими от климатических флуктуаций. Строение и состав отложений, ископаемая фауна и флора отражают состояние окружающей среды и акваторий при осадконакоплении. Органические остатки являются объектом датирования. Изучение морских образований дает сведения о хронологии освобождения береговой зоны от ледников (по возрасту морских осадков), о подвижках ледников (по соотношению морских и ледниковых отложений). Наряду с высоким потенциалом исследований этих форм рельефа и отложений, интерпретации их результатов порою трудны. Радиоуглеродное датирование морской органики дает ошибки, значения которых на антарктическом побережье сильно варьируют и бывают велики. Большой интервал глубин обитания и разнообразие экологии морских организмов снижает точность оценки высоты уровня моря при их захоронении в осадках. Наконец, изменения относительного уровня моря обусловлены сразу несколькими факторами, и вычленить параметры гляциоизостатических движений нелегко.

Специфический ресурс данных в Антарктиде – это пригодные для датирования органические отложения в гнездах птиц, накапливавшиеся в течение тысяч лет. Снежные буревестники (Pagodroma nivea) селятся на побережье и в горных массивах. Соотнося высоту и местоположение гнезд со временем их заселения, можно получить представление о площадных или высотных характеристиках хода дегляциации [Веркулич, 2008]. Пингвины Адели (Pygoscelis adeliae) создают гнезда на берегах выше линии воздействия штормов; для питания им необходимо наличие вскрывающихся ото льда акваторий. Возраст накопившейся в гнездах органики в сочетании с анализом их высотного положения говорит о сроках дегляциации берегов и прилегающих акваторий, и о колебаниях уровня моря. Массовое датирование отложений буревестников или пингвинов в районе позволяет выявить изменения здесь интенсивности гнездования, что связано с флуктуациями климата.   Трудности   проведения   реконструкций   заключаются   в   наличии


13

неизвестного интервала времени между освобождением территорий ото льда или морского воздействия, и появлением гнезд, а также в необходимости сложной коррекции датировок.

Во втором разделе рассматриваются донные осадки озер и морских заливов, аналитические исследования которых характеризуют разнообразные события и процессы. Литологический, гранулометрический, минералогический и геохимический (для неорганического вещества) анализы позволяют выявить главные изменения экологии и гидродинамического режима водоема, природной обстановки, источников и интенсивности поступления материала с водосбора при дегляциации. Геохимический и изотопный анализы органического вещества определяют вариации содержания в разрезах химических элементов (углерода, азота, серы, фосфора, и др.) и значений изотопов (?13Сorg, ?18Оcarb, и др.), которые говорят об изменениях состава вод, биопродуктивности, ледового режима водоема, и об эволюции растительности в водоеме и его окрестностях, – процессах, регулируемых изменениями окружающей среды. Диатомовый анализ заключается в регистрации по разрезам осадков изменения видового состава и содержания диатомовых водорослей (Bacillariophyta), что связано с глубиной, водообменом, соленостью, pH, температурой и ледовым режимом водоема. Морские осадки информируют об изменениях: глубины водоема (уровень моря), его связи с океаническими массами, обстановки на водосборе (степень оледенения, интенсивность таяния), ледового и температурного режимов (климатические условия). Диатомовые комплексы озерных осадков указывают на изменения климата, ход дегляциации водосборов, относительные изменения уровня моря (чередование морских и пресноводных комплексов). Анализ других растительных и животных остатков применялся в Антарктиде редко. Его объектами были остатки водных мхов (говорят о гидродинамике, глубине водоема), пыльца (изменения атмосферной циркуляции), а также креветки, коловратки, клещи (рост количества – потепление и увлажнение климата). Недавно стал применяться пигментный анализ, дающий сведения о прошлых видовых изменениях фототрофных сообществ, продуцирующих в водоемах первичный органический материал.

Датирование органического материала в донных осадках часто обеспечивает хорошую хронологию реконструируемых палеособытий. Однако палеолимнологи встречаются в Антарктиде и с трудностями: со слабой изученностью местных водных экосистем; с малой мощностью осадков (снижает временное разрешение интерпретаций); с необходимостью введения различных поправок в результаты датирования.

В третьем разделе внимание обращено на возраст отложений. Среди методик определения возраста, радиоуглеродное датирование применяется в


14

Антарктиде наиболее массово и давно. Помимо известных временных ограничений и поправок метода, в Антарктиде его точность зависит от учета различных ошибок. Датирование ископаемых остатков морской флоры и фауны, а также питающихся в море птиц и животных содержит ошибку из-за пониженного содержания 14С в водах Южного океана. Она варьирует от сотен до тысяч лет из-за различий в процессах апвеллинга вокруг Антарктиды, региональных особенностей поступления в океан обедненного 14С углекислого газа при таянии древнего льда, региональных характеристик ледового покрова (влияет на газообмен акваторий с атмосферой), типа датируемого материала. Ошибки при датировании органики из пресных озер или с суши вызывают: снабжение осадков древними водами; затрудненность газообмена озер с атмосферой из-за ледового покрова; «загрязнение» вод веществом из мест обитания морских животных и птиц, или из древних почв и выветренных пород; повторное усвоение «древнего» углерода растительностью в озерах с медленным водообменом. Способы учета этих ошибок для коррекции датировок таковы: датирование различных видов современной биоты в районах; совместное применение радиоуглеродного и других методов датирования; построение линии распределения значений радиоуглеродного возраста по глубине разреза. В Антарктиде в большинстве реконструкций применяются такие «исправленные» датировки. Мы также используем «исправленные» значения. Если предшествующими исследователями был дан лишь радиоуглеродный возраст, мы вводили поправки в соответствии со сведениями о региональных ошибках датирования, условиях формирования и типе материала.

Исследования других космогенных нуклидов (содержание в горных породах 3He, 10Be, 21Ne, 26Al) позволяют определять время обнажения поверхностей из-подо льда. Полученные оценки времени начала дегляциации оазиса Вестфолль в целом совпали с данными радиоуглеродного датирования, что говорит о перспективности метода. Уран-ториевый метод применялся в Антарктиде для датирования экзогенных процессов по карбонатным озерным осадкам, костям, раковинам моллюсков. Широкие временные границы позволяют применять метод как для оценки радиоуглеродных датировок, так и для установления событий давностью до миллиона лет. Методы радиационной дозиметрии (термолюминесцентный – ТЛС; оптически стимулированный люминесцентный – ОСЛ) использовались на материке для выявления хронологии осадконакопления в озерах и особенностей дегляциации. Несмотря на высокие погрешности, их дальнейшее применение перспективно, так как объектами являются широко развитые осадки. Лихенометрический метод дает относительное представление о колебании краев ледников; его применение в Антарктиде ограничено недостаточной


15

изученностью экологии местных лишайников. Оценки времени выветривания пород применяются для выяснения длительности отсутствия в районах ледникового покрова. Они могут лишь косвенно подтверждать корректность данных абсолютного датирования.

Как видно, извлекаемая информация разнообразна, для временной привязки событий применяется несколько методов, и набор архивов данных в районах неоднороден (см. рис. 2). В целом, чем шире этот набор, тем полней и достоверней выявляемая история изменения природной среды районов. Таким ключевым в палеогеографическом смысле районам краевой зоны в работе уделено наибольшее внимание. Следует также отметить, что помимо данных из оазисов, нами использовались результаты изучения кернов льда из внутренних областей материка и морских геолого-геофизических исследований на шельфе вблизи ключевых районов.

В Главах 3 «Реконструкция параметров оледенения Последнего ледникового максимума в ключевых районах краевой зоны Антарктиды» и 4 «Реконструкция условий и хода дегляциации в ключевых районах краевой зоны Антарктиды» анализируются и систематизируются результаты собственных и других исследований, уточняются и обновляются представления об условиях и ходе развитии оледенения районов.

В Восточной Антарктиде первым рассматривается район оазиса Ширмахера (см. рис. 1). В соответствии с нашими и предшествующими данными [Макеев, 1972; Симонов, 1971; Richter & Bormann, 1995], он полностью перекрывался оледенением ПЛМ. Судя по ледниковой штриховке, малой мощности и прерывистости чехла морены, отсутствию крупных моренных гряд, на поверхности оазиса лежал тонкий покров льда, движение которого зависело от коренного рельефа. На его мощность указывает высота морен у подножий нунатаков на ледниковом склоне в первых километрах к югу от оазиса. Если продолжить профиль создавшей морены поверхности оледенения, то толщина льда над оазисом не превышала 100–150 м. К периоду ПЛМ в оазисе можно отнести лишь небольшие гряды напорных морен у бровок его крутых северных склонов. Ориентировка и форма гряд показывают, что ледниковые массы оазиса встречались здесь с ледниками, двигавшимися с севера, с шельфа. Судя по глубинам шельфа, мощность оледенения на нем превышала 500–600 м. Оно сформировалось благодаря выдвижению обходящих оазис выводных ледников и росту толщины шельфового ледника. Таким образом, мы предполагаем наличие во время ПЛМ над оазисом и на шельфе двух разных ледниковых тел, смыкающихся на северной границе оазиса [Веркулич и др., 2011].


16

Об условиях и ходе дегляциации говорят особенности рельефа и озерных осадков. К бровке северного склона оазиса подходят долины и котловины с висячими выходами на склон, в сторону шельфа, в виде прорезанных в породах или в моренных грядах русел, а также днищ, сложенных промытым глыбовым материалом. На бортах долин и котловин прослеживается три уровня прошлого стояния вод. Верхний представлен террасовидными сегментами (следы вреза вод в грубые ледниковые и водно-ледниковые осадки), которые встречаются в узком интервале высот 100–110 м над уровнем моря. Террасы среднего уровня встречаются на высотах 60–100 м и сложены менее грубыми осадками, часто они подходят к перемычкам между котловинами. Наконец, над зеркалом вод озер есть пляжи, указывающие на снижение питания озер. На наш взгляд, верхние уровни говорят об образовании в начале дегляциации огромных приледниковых озер, сток из которых был ограничен оледенением на шельфе. Затем, снижение поверхности льда на шельфе привело к близкому по времени, бурному спуску вод из озер. В результате, на севере и в центре оазиса остались менее крупные озера, разделенные остаточными ледниками на склонах и перемычках между котловинами. Изучение осадков озера Глубокого показывает, что эти события шли в раннем голоцене до 7000–6700 л.н. Кроме таяния, быстрому снижению поверхности и разрушению оледенения на шельфе около 7000 л.н. мог способствовать подъем уровня моря.

В начале следующего этапа, из-за относительно холодных условий [Schwab, 1998] дегляциация замедлилась; в оазисе медленно сокращались ледники и пополнялись подпруженные озера. Между 4000 и 2200 л.н. стало теплее, о чем говорит резкий рост содержания диатомей в осадках озер. Потепление вызвало отступание края ледника на юге и быструю деградацию остаточных ледников, разрушение ледяных плотин и сток вод из подпруженных озер, что привело к образованию террас второго уровня. Если дегляциация оазиса на втором этапе зависела только от флуктуаций климата, то развитие оледенения на шельфе было связано и с изменениями уровня моря. Его подъем (предположительно до 7000 л.н.) вызвал всплывание ледниковых масс и образование эпишельфовых озер. При падении уровня шельфовый ледник упирался в северный склон оазиса и сформировал здесь напорные морены на высотах около 20 м над уровнем моря. Затем край ледника стабилизировался, и в эпишельфовых озерах началось развитие жизни (около 5000 л.н. в озере Круглом).

Примерно с 2000 л.н. дегляциация оазиса в целом продолжалась, что вело к иссушению ландшафтов. Эта тенденция прерывалась периодами небольшого роста ледников, на что указывают две серии моренных гряд на краю ледникового покрова (юг оазиса), и напорная морена на высотах 5–8 м на


17

северном склоне оазиса. Временные границы этих событий, вероятно, соответствуют резкому снижению содержания диатомей в осадках озер 2000– 1000 и 400–150 л.н. Похожие оценки возраста гряд на юге даются по их морфологии, строению и выветриванию [Richter & Bormann, 1995].

Картину оледенения ПЛМ горного оазиса Унтер-Зе рисует история его заселения снежными буревестниками. Датирование органики из 12 гнезд дало в основном голоценовый возраст [Hiller et al., 1988]. Однако в трех наиболее высоко расположенных гнездах (между 900 и 1300 м) возраст отложений составил по разрезам 32600–26800 л.н., 12500–10000 л.н., и около 17000 л.н. (в основании). Еще в трех гнездах в горах Инзель возраст органики составил 27100–23000 л.н., 31180–1500 л.н., и 36200 л.н. (основание). Древние отложения говорят о проживании птиц в районах с 36000–32000 л.н., а в горах Инзель – и во время ПЛМ [Hiller et al., 1995]. Сравнение времени заселения и положения гнезд в оазисе Унтер-Зе показывает, что прирост льда в период ПЛМ составлял здесь 250–300 м. Ледниковые массы формировали на склонах гор морены и занимали котловину озера Унтер-Зе [Schwab, 1998; Stackebrandt, 1995]. Вместе с тем, экология птиц подразумевает, что занимаемые ими склоны (на высотах более 800 м) были свободны от ледников.

Судя по возрасту отложений в гнездах, дегляциация оазиса Унтер-Зе началась около 17000 л.н. Между 13000 и 9000 л.н. убыль оледенения в районе ускорилась, а к 8000 л.н. птицы освоили отметки 700–1150 м, что близко к современным высотам гнездования [Hiller et al., 1995]. Быстрое отступание края ледника Анучина 12000–9000 л.н. привело к появлению в оазисе озера Унтер-Зе [Schwab, 1998]. Максимальное число исследованных гнезд в оазисе Унтер-Зе, на склонах гор Инзель и Робертсколлен использовалось птицами 4000–3000 л.н. Около 2000 л.н. большинство гнезд были покинуты, а в течение последних 1500 лет птицы активно занимали новые точки. Рост числа обитаемых гнезд связан с благоприятными (сравнительно теплыми) условиями. Снижение числа гнезд обозначает увеличение площади снежников на склонах или суровости ледового покрова на морских акваториях (похолодание). Значит, динамика гнездования отражает относительно теплые условия в районах 4000–3000 л.н., и в течение последних 1500 лет. Неблагоприятной для колонизации природная обстановка была около 2000 л.н.

Сведения о дегляциации оазиса были получены также при изучении осадков озера Унтер-Зе, морен на его берегах, и хронологии заселения морен птицами. 9000–7000 л.н. сокращение оледенения замедлилось из-за похолодания [Schwab, 1998]. Позже на склонах озера были созданы боковые морены на высотах ниже 700–650 м над уровнем моря. Их заселение птицами началось около 3200 л.н., и значит, разрастание оледенения произошло еще раньше,  когда-то  между 7000  л.н.  и  4000 л.н.  Второй  комплекс  морен


18

показывает колебания краев местных ледников на десятки метров в течение последних сотен лет.

Участки суши Берега Соя – это острова Онгул в 5–10 км от континента, и полуострова, ограниченные склоном ледникового щита. Секущие склон выводные ледники огибают полуострова и направлены по простиранию подводных долин с глубинами более 500 м, которые разделяют площади шельфа глубиной до 200 м. На суше ледники оставили троги, бараньи лбы, штриховку и морены. Меньше всего их на островах Онгул и севере полуострова Лангхувде. Здесь же сильно выветривание, и есть морские отложения с раковинами возрастом 46000–30000 л.н., которые не деформированы оледенением. На других участках выветривание слабее, а следы воздействия ледников многочисленнее. Интерпретируя эти черты рельефа и отложений, японские ученые отвергли возможность оледенения ПЛМ, по крайней мере, на островах Онгул и части полуострова Лангхувде [Hirakawa et al., 1984; Miura et al., 1998; Omoto, 1977; и др.]. Анализ данных позволяет усомниться в этом. Верх древних морских отложений преобразован талыми водами, – это признак оледенения. Тезис об отсутствии оледенения ПЛМ не объясняет поднятие островов и полуостровов на 20–25 м в голоцене, – величину, характерную для испытавших оледенение районов побережья [Веркулич и др., 2007]. Наконец, сохранение штриховки при выветривании на протяжении 50000 лет маловероятно. На наш взгляд, оледенение ПЛМ в районе представляло систему из ледниковых куполов на суше и мелких участках шельфа, а также выдвинувшихся на шельф выводных ледников. На островах Онгул и полуострове Лангхувде покров льда был тонким (100–200 м) и консервировал древние отложения; от материкового оледенения его отделяли фьорды. На других полуостровах ледники были толще (до 400–500 м) и соединялись с краем ледникового щита. Это подтверждают направления штриховки: на островах Онгул они разнообразны, а на других территориях близки направлениям тока льда на склоне щита. Отложения на шельфе представлены ледниково-морскими осадками толщиной до 1,5 м, а возраст древнейшей органики составляет здесь около 14000 л.н. [Harada et al., 1995; Moriwaki & Yoshida, 1983]. Это говорит о мощной эрозии шельфа во время ПЛМ, и о начале его дегляциации не позднее 14000 л.н.

Сведения о развитии района после ПЛМ дали исследования морских, ледниковых и водно-ледниковых форм рельефа и отложений. Морские террасы и пляжи на высотах до 20–25 м содержат множество ископаемых организмов. Около 300 датировок их возраста [Hayashi & Yoshida, 1994; Hirakawa & Sawagaki, 1998; и др.] вкупе с анализом высотного положения описывают изменения относительного уровня моря: рост до максимума 6000– 4500 л.н. и последующее падение (быстрое 4500–3500, 2500–1500 л.н., и


19

медленное 3500–2500 л.н., около 1500 л.н.). Статистика датировок отражает пик развития моллюсков 4000–3000 л.н., что означает улучшение ледовых условий на мелководье, т.е. потепление. О потеплении 4500–3500 л.н. говорит и появление в морских отложениях дельтовых осадков [Miura et al., 1998], сформированных при усилении стока талых вод.

Различия мощности ледников ПЛМ на участках суши подтверждают водно-ледниковые отложения. На островах Онгул и севере полуострова Лангхувде талые воды в начале дегляциации переносили гравий и мелкую гальку. На юге полуострова Лангхувде, где оледенение было мощнее, объемы и энергия талых вод были еще больше: здесь есть террасы высотой до 10 м, включающие валуны до 2 м в поперечнике [Hirakawa et al., 1984]. Данных о ходе дегляциации района мало. Возможно, убыль ледников ускорилась во время потепления 4000–3000 л.н. В голоцене были подвижки ледников. На их границах с полуостровами есть морены с ледяным ядром, характеризующие разрастание ледников в последние столетия. Более отчетливы изменения границ выводного ледника на берегу полуострова Скален, где сформирована напорная морена высотой до 8–10 м [Hayashi & Yoshida, 1994]. Возраст раковин вблизи морены говорит о продвижении края ледника на 200–300 м позднее 2000 л.н., после чего он снова отступил.

Палеогеографические данные в регионе гор Принс-Чарльз – ледника Ламберта – залива Прюдс собирались на суше и в ходе морских геолого-геофизических исследований. Ледниковую аккумуляцию в заливе Прюдс представляют гряды морен, созданные на линиях длительного налегания на дно краев ледников [Leitchenkov et al., 1994]. Массивные ледниковые отложения найдены только между грядами и берегом; в глубокую часть шельфа материковый лед не продвигался, и осадконакопление здесь шло под шельфовым ледником. Как следует из датировок осадков, закрытие части залива ледниками произошло после 20000 л.н., а дегляциация началась до 13800 л.н. [Domack et al., 1998]. Диатомовые комплексы осадков показали, что в среднем голоцене в заливе были самые высокие температуры воды, а в позднем голоцене температура вод снизилась [Pushina et al., 1997; Taylor & Leventer, 2003].

На склонах гор Принс-Чарльз в среднем течении ледника Ламберта есть морены, которые фиксируют подъем поверхности окружающих ледников на 100–120 м, вероятно, в период ПЛМ [Adamson & Darragh, 1991; Mabin, 1991]. В глубине континента морены ПЛМ развиты на склонах нунатаков до высоты 20 м над поверхностью льда. Максимум приращения ледниковой поверхности на леднике Ламберта и у его бортов связан со смещением к северу линии его налегания на дно вмещающей долины [Adamson et al., 1997].


20

В районе встречи ледника Ламберта и шельфового ледника расположен оазис Эймери. Отсутствие следов экзарации позволило допустить, что он не покрывался льдом во время ПЛМ [Adamson et al., 1997]. Это опровергнуто при изучении донных осадков озера Террасового, в основании которых лежит морена [Wagner et al., 2004]. Параметры моренной гряды у озера показывают, что создавший ее ледник утолщался на 150 м; часть оазиса, вероятно, несла тонкий снежно-ледовый покров [Wagner et al., 2004]. Осадки озера дают информацию и о послеледниковом развитии оазиса. К 12400 л.н. ледники практически оставили водосбор озера, т.е. дегляциация стартовала раньше на 1–2 тысячи лет. 12400–10200 л.н. в водоеме были суровые ледовые условия; местный климат был довольно холодным, и темпы дегляциации невысоки. Между 10200 и 8600 л.н. в осадках растет содержание биогенного материала и диатомей, что говорит о начале потепления. Далее, до 6700 л.н. в теплых условиях бурно развивается диатомовый комплекс, а местные ледники и снежники отступили к современным границам. Снижение содержание углерода и диатомей при росте содержания серы в осадках возрастом 6700– 3600 л.н. указывает на похолодание и ухудшение ледовых условий, замедление дегляциации или даже увеличение площади снежников. Для последних 3600 лет выделены как относительно теплые (3200–2400, 1600–9000 л.н.), так и холодные (около 2000, 600 л.н.) периоды [Wagner et al., 2004].

Особенности оледенения ПЛМ на побережье региона выявлены при изучении Холмов Ларсеманн – островов и полуостровов, ограниченных на юге ледниковым щитом, на востоке – выводным ледником Далк. Эрратические валуны, морены здесь редки, и главным источником информации служат осадки озер. Возраст органики в донных моренах и песках нижних частей разрезов осадков нескольких озер оказался значительно древнее 10000 л.н., и даже попал в рамки ПЛМ [Hodgson et al., 2001]. Исходя из результатов датирования и изучения штриховки, был представлен сценарий развития оледенения [Hodgson et al., 2001, 2005; Verleyen et al., 2005, 2004]. Между 33000 и 13000 л.н. оно перекрывало западную, центральную части района и остров Колой. Лед двигался в направлении современных линий тока льда на склоне щита; приращение толщины льда могло составлять первые сотни метров [Hodgson et al., 2001], а его продвижение на шельф было небольшим. Полуостров Брокнес (восток района) закрывался льдом не полностью: ледники продвигались по его долинам на западе и в центре, восточное побережье испытывало воздействие ледника Далк; бассейны двух озер были свободны от ледникового покрова, но, возможно, закрывались снежными полями. Причинами различий оледенения территории Холмов Ларсеманн могли быть малая мощность ледникового покрова ПЛМ и отвод льда ледником Далк [Hodgson et al., 2005].


21

Сведения об условиях и ходе дегляциации района содержат озерные осадки. По высотам возможного проникновения морских вод в озера и по периодам осадконакопления в морских, пресноводных и переходных условиях, были реконструированы изменения относительного уровня моря: подъем в раннем голоцене примерно до 7000 л.н., последующее падение примерно до 2500 л.н., сменившееся небольшим ростом между 2000 и 1500 л.н., и снова падение [Веркулич и др., 2007; Verleyen et al., 2004, 2005]. Из озерных осадков извлечена и палеоклиматическая информация. В период 13500–11500 л.н. озеро Киришиес несло постоянный ледовый покров, что говорит о холодных условиях. Между 11500 и 9500 л.н. из-за потепления усилился сток вод в озеро, освободилось от ледников озеро Степпед [Verleyen et al., 2004]. Диатомеи в осадках возрастом 9500–7500 л.н. отражают относительно холодные и сухие климатические условия, а в период 7500–5230 л.н. – относительно теплые. С 5230 до 3000 л.н. климат был похож на современный, за исключением короткого интервала времени около 3800 л.н. (потепление). О теплых условиях 3000–2000 л.н. говорят осадки озер Киришиес и Пап Лагун. Около 2000 л.н. потепление сменило короткое похолодание. Диатомеи в осадках озера Киришиес отражают также короткие похолодания 760–690 и 280–140 л.н. [Verleyen et al., 2004].

Время старта дегляциации Холмов Ларсеманн дает возраст осадков из озера Киришиес – 12800 л.н. [Verleyen et al., 2005]. Они лежат над мореной, и авторы относят начало дегляциации к 13600 л.н. Довольно активная дегляциация территории в раннем голоцене связывается с потеплением и повышением уровня моря, которые вызывали разрушение ледников на шельфе и берегах, и быстрое таяние льда в глубине суши [Hodgson et al., 2005]. Дальнейший ход дегляциации связан с изменениями климата. Судя по времени появления озер, увеличение таяния могло иметь место около 6000, 4000, и 1500 л.н., что совпадает с хронологией относительных потеплений. В районе нет очевидных следов роста ледников в голоцене. Однако некоторые исследователи [Verleyen et al., 2005] не исключают возможности остановки дегляциации или даже небольшого разрастания оледенения около 7500 и 3000 л.н., т.е. в периоды относительных похолоданий.

Оазис Вестфолль граничит на востоке со склоном ледникового щита и на юге с ледником Серсдал, текущим по долине глубиной до 800 м. Штриховка двух направлений, прерывистый чехол морены толщиной до 2 м (самые обширные и мощные отложения – в центре и на западе оазиса), гряды морен на западе, в центре и у ледника Серсдал указывают на оледенение ПЛМ, но механизм его развития дискутируется. Одни считают, что соответствие самого встречаемого направления штрихов линиям тока льда на склоне щита отражает экспансию щита с востока на запад; остальные штрихи отнесены к


22

выходу ледника Серсдал на сушу в голоцене [Adamson & Pickard, 1986]. Другие сочли совпадение ориентации моренных гряд на западе и в центре оазиса, и гряд у ледника Серсдал признаком преобладания во время ПЛМ выдвижения на север и северо-запад масс выводного ледника [Fitzsimons, 1991; Hirvas et al., 1993]. Изучение содержания в моренах ископаемой фауны и обломков со следами древнего выветривания, степени и скорости выветривания коренных пород [Gore & Colhoun, 1997; Gore et al., 1994; Spate et al., 1995] дало новую реконструкцию [Gore, 1997]: 1) до оледенения ПЛМ, в центре и на западе оазиса была суша, а в депрессиях – морские заливы; 2) оледенение шло путем разрастания ледникового щита; 3) гряды морен в глубине оазиса были созданы во время остановок отступающего щита; 4) штрихи и гряды у ледника Серсдал регистрируют его продвижение в позднем голоцене.

Можно предложить еще один сценарий, допускающий одновременное движение на север ледника Серсдал и распространение на запад ледникового щита. В начале оледенения на южную часть оазиса выходил выводной ледник, переносящий материал из морских бассейнов и с выветренной поверхности суши. Массы щита были менее подвижны и содержали мало осадков, слабо воздействуя на восточные области оазиса. В западных и центральных областях выводной ледник встречался с массами щита, что вело к концентрации обломочного материала в месте их встречи (будущие гряды морен). Затем, при увеличении мощности оледенения, ледниковые тела объединились и получили общее движение льда, в это время на высоких участках оазиса наносилась штриховка западного направления.

Толщина льда над оазисом во время ПЛМ могла достигать лишь 300 м [Gore & Colhoun, 1997]; о малой ледниковой нагрузке на территорию говорит и низкое положение на берегах (до отметок 10–13 м) следов воздействия моря [Zwartz et al., 1998]. В соответствии с результатами изучения донных осадков у островов Реуэр, мелководный шельф вблизи оазиса перекрывался льдом [Berg et al., 2009].

Возраст органики в осадках озер и время выхода из-под ледника пород показывают освобождение ото льда участков оазиса уже к 12000–13000 л.н. [Fabel et al., 1997; Roberts & McMinn, 1999]. Ход дегляциации определяли изменения уровня моря и климата. По данным изучения озерных осадков, морских террас и пляжей [Bird et al., 1991; Pickard et al., 1986; Zwartz et al., 1998], 7500–6500 л.н. морские воды достигали максимальных отметок, потом уровень моря падал (с замедлением скорости и даже небольшим ростом уровня 3000–1500 л.н.). Осадки водоемов, рельеф и отложения на их водосборах указывают на теплые условия в раннем голоцене, потепление и рост влажности   3500–2500   л.н.,   холодные   и   сухие   условия   2000–1800   л.н.,


23

последующие относительно сухие и прохладные условия [Fulford-Smith & Sikes, 1996; McMinn, 2000; Pickard et al., 1986].

Ранняя реконструкция обозначила, что к 8000 л.н. от ледников освободилось около 20 % оазиса, к 5000 л.н. – более 50 %, после чего дегляциация замедлилась; оледенение сокращалось в направлении современных границ, и отступание на юг шло медленней, чем на восток [Adamson & Pickard, 1986]. Полученные в последующие годы данные позволяют уточнить эти представления. К 8000 л.н. дегляциация охватила более 50 % оазиса, но на западе могли оставаться поля льда (здесь нет органических осадков раннего голоцена). В соответствии с нашей схемой оледенения ПЛМ, ледник включал здесь много обломочного материала, что замедляло таяние. В северных и северо-восточных районах, где ледниковый покров содержал мало осадков, таяние шло быстрее. С 8000 до 5000 л.н. отступание ледниковых краев практически остановилось; основными процессами было таяние полей мертвого льда в центре и на западе оазиса, и воздействие моря на побережья. Во второй половине голоцена, при снижении уровня моря и сравнительно стабильных климатических условиях преобладало медленное сокращение ледников в юго-восточных и южных районах. Гряды морен вдоль края ледника Серсдал фиксируют два его продвижения. Причинами первого могли быть изменения уровня моря 3000–1500 л.н., и похолодание около 2000 л.н. На границе ледника гряды были сформированы позднее 700 л.н.

Факт оледенения оазиса Бангера в период ПЛМ подтверждают следы ледниковой эрозии и аккумуляции [Большиянов и Веркулич, 1992; Adamson & Colhoun, 1992; Melles et al., 1994а], однако представления о его характере различны. Одни исследователи посчитали, что оазис перекрывал двигающийся на запад и северо-запад ледниковый щит, мощность которого превышала 500 м [Adamson & Colhoun, 1992]. Другие привлекли высокую степень выветривания пород и значения датировок водно-ледниковых осадков для заключения, что часть оазиса могла оставаться свободной ото льда [Augustinus et al., 1997; Gore et al., 2001]. Собственные исследования в оазисе позволяют предложить свой взгляд на его историю. Разнообразие ориентировки ледниковых штрихов показывает, что развитие оледенения ПЛМ вряд ли шло только путем экспансии ледникового щита, а их сохранность противоречит тезису о длительном отсутствии оледенения. Наличие самых мощных морен на западе и в центре оазиса, на наш взгляд, есть следствие продвижения сюда выводных ледников, где они встречались с разрастающимся ледниковым щитом. В области сочленения этих тел накапливался переносимый обломочный материал. В дальнейшем, движение льда в пределах объединенного ледникового покрова зависело от изменений уровня моря, баланса массы


24

ледников и особенностей подледного рельефа, создавая штриховку разных направлений.

О хронологии оледенения можно судить по возрасту отложений. Значения датировок ОСЛ вместе с ошибками метода [Gore et al., 2001] попадают в два интервала: примерно 40000–19000 л.н., и вблизи начала голоцена. В первый интервал попадают и значения датировок органики в моренах, перекрытых голоценовыми осадками водоемов [Melles et al., 1994б, 1997]. Для 19000–14000 л.н. датировок нет. Это говорит о присутствии в районе свободных ото льда территорий до 19000 л.н., и о непродолжительном оледенении. Расчетные величины гляциоизостазии [Adamson & Colhoun, 1992] указывают на малую мощность ледниковых масс на суше: они едва ли были толще 100 м на высоких участках и 300 м над депрессиями. Подтверждением служат небольшие размеры древних гряд морен и зависимость их залегания от коренного рельефа. Сетки каналов стока талых вод на суше также говорят о дегляциации тонких ледниковых полей [Большиянов и Веркулич, 1990]. Мощностью более 500 м и высоким эродирующим потенциалом отличались лишь ледники, заполнявшие глубокие впадины внутренних морских бассейнов оазиса.

Датировки органических отложений указывают на развитие жизни в водоемах и поселение птиц 13550–9470 л.н., значит, дегляциация оазиса началась, как минимум, 14000–12000 л.н. Климатические условия ее хода выяснены при изучении донных осадков местных водоемов [Веркулич, 2007; Веркулич и др., 1998, 2003; Kulbe et al., 2001; Verkulich et al., 2002]. Изменения уровня моря запечатлены в рельефе и отложениях берегов (до высот 10–11 м), а также в осадках водоемов [Веркулич, 1991; Веркулич и др., 1990, 1995, Verkulich et al., 2002]. Основываясь на выявленных изменениях климата и уровня моря, и десятках датировок органики, удалось реконструировать историю дегляциации. Уже 10000–8000 л.н. от оледенения освободились большие участки суши и многие озера, а океанические воды проникли в местные заливы. Кроме потепления и роста уровня моря, быстрой дегляциации способствовала малая мощность оледенения ПЛМ. 8000–5000 л.н. таяние ледников на суше замедлилось из-за похолодания. Большее влияние на дегляциацию тогда оказывал подъем уровня моря; морские воды достигли даже юго-восточных приледниковых окраин оазиса. Примерно с 6000 л.н. уровень моря стал падать, что (вместе с относительным похолоданием) привело к упору краев выводных ледников в берега оазиса и созданию напорных морен на его западной окраине (6000–5000 л.н.). Примерно между 4000 и 2000 л.н. в районе преобладали теплые условия, которые способствовали расширению свободных ото льда территорий суши и уменьшению суровости ледового покрова местных водоемов. К 2000 л.н.


25

ландшафты оазиса и границы окружающих ледников стали напоминать современные.

В течение последних 2000 лет дегляциация продолжалась, что подтверждает активное заселение района снежными буревестниками [Веркулич и др., 1999; Verkulich & Hiller, 1994]. На этом фоне случилось продвижения края выводного ледника Эдисто [Colhoun & Adamson, 1992]. Его причиной, вероятно, были не только флуктуации климата, но и изменения уровня моря [Веркулич, 2009]. О подвижках краев ледников говорит появление морских диатомей в осадках пресноводного, приледникового озера на южной границе оазиса между 1500 и 1300 л.н. [Bolshiyanov et al., 1991].

Район островов Уиндмилл на севере и востоке ограничен куполом Лоу (отделен от ледникового щита седловиной), а на юге – выводными ледниками. Направления ледниковой штриховки и трогов на суше показывают, что северная часть района перекрывалась льдом со стороны купола, а южную активно эродировали выводные ледники [Goodwin, 1993; Hollin & Cameron, 1961]. Это подтверждает разница в отложениях, представленных на юге продуктами выветривания местных скал, а на севере – гравийно-песчаными осадками с морской фауной. Исследования керна купола выявили, что оледенение ПЛМ северных областей обусловили изменения в балансе его массы, а не экспансия щита, что предполагает наличие здесь тонкого покрова льда [Morgan et al., 1997]. Об оледенении шельфа говорят результаты изучения осадков местных заливов. Нижние части разрезов (сапропели) возрастом 46000–26000 л.н. перекрывает морена, выше которой лежат ледниково-морские осадки и сапропели [Cremer et al., 2003; Kirkup et al., 2002]. По величине голоценового подъема уровня моря оценено, что толщина льда на островах была меньше 200 м, а на шельфе достигала 300–400 м; края ледников могли находиться в море в 7–15 км от их нынешнего положения [Goodwin, 1993].

Послеледниковые флуктуации климата в районе отражены вариациями содержания диатомей и углерода в осадках заливов [Cremer et al., 2003]: с 10500 до 4000 л.н. климат был в основном относительно холодным; 4000–2000 л.н. здесь было теплее; 2000–1700 л.н. температура начала снижаться, и тысячу последних лет условия были холодными. Следы морского воздействия на берега видны до отметок 30–32 м. Ход уровня моря раскрывают датировки органики в пляжах и исследования осадков водоемов [Cameron, 1964; Goodwin, 1993; Roberts et al., 2004]: он рос с начала голоцена примерно до 6000 л.н., а затем шло его падение, которое замедлилось в период 2500–1800 л.н. (1900– 1800 л.н. уровень мог даже немного подняться). Возраст отложений в водоемах, гнездах пингвинов, морских осадках показывает, что дегляциация района началась примерно с 12000 л.н. [Goodwin & Zwek, 2000]. Сравнительно


26

быструю убыль оледенения в раннем голоцене обеспечивал, прежде всего, рост уровня моря; к 7000 л.н. большие площади островов были затоплены. Относительно холодный климат не препятствовал тогда летнему таянию, биогенной аккумуляции в озерах и гнездованию птиц [Emslie & Woehler, 2005]. При максимальном подъеме морских вод и холодных условиях 7000– 6000 л.н. дегляциация замедлилась, и в районе резко сократилось присутствие пингвинов. 6000–4000 л.н. число гнезд увеличилось, что могло быть связано со снижением уровня моря и ростом площади суши. В период 4000–2000 л.н. уровень моря падал, а климат был теплым, – условия для сокращения оледенения. Однако в это же время разрастался и создавал гряды морен купол Лоу [Goodwin, 1993]. По-видимому, потепление и увлажнение климата способствовало как летнему таянию на низких участках суши, так и росту количества осадков на куполе. В течение последних 2000 лет в районе преобладали относительно холодные условия, но оледенение не росло, а пингвины активно заселяли острова [Emslie & Woehler, 2005].

Данные об оледенении ПЛМ региона моря Росса – залива Мак-Мердо – Земли Виктории собирались в морских бассейнах, на побережье, в долинах и высоких горных областях. В бассейне моря Росса геолого-геофизические исследования показали, что преобладающая часть шельфа перекрывалась ледниковым щитом [Anderson et al., 1992; Karl, 1989; Reid, 1989; и др.]. Граница его налегания на дно проходила в 100 км к югу от края континентального шельфа (на глубинах 300–500 м). Щит закрывал и залив Мак-Мердо. Его языки со стороны залива и шельфа моря Росса входили в нижние части Сухих Долин Земли Виктории, блокируя выходы из них массами льда высотой 200–300 м над уровнем моря. Большая часть долин была свободна от покровного оледенения; здесь развивались подпруженные озера [Clayton-Green et al., 1988; Denton et al., 1989; Hall et al., 2001; Stuiver et al., 1981]. Детальные исследования были проведены в районе залива Терра-Нова (западный берег средней части моря Росса). Во время ПЛМ в глубине района (в горах), приращение высоты ледников составляло первые десятки метров, в средних частях долин – первые сотни метров, а на побережье – более 500 м; увеличение толщины ледников на берегу показывает, что они были частью ледникового щита моря Росса. В горах росли локальные ледники, не получавшие питания от восточно-антарктического щита [Orombelli et al., 1990]. На противоположной окраине моря Росса, в районе хребта Форд (Земля Мэри Бэрд), ледники утолщались также мало [Stone et al., 2003].

Датировки возраста озерных и морских отложений, и определения по космогенным изотопам [Anderson et al., 1992; Clayton-Green et al., 1988; Denton et al., 1989; Hall et al., 2001; Stuiver et al., 1981; Oberholzer et al., 2003; Stone et al., 2003; и др.] указывают на присутствие ледникового щита на шельфе,


27

побережье и в устьях долин уже с 25000–23000 л.н., а максимум его разрастания – между 21000 и 18000 л.н. Толщина щита во впадинах на шельфе могла превышать 1000 м, а на побережье достигать первых сотен метров [Barony, 1994; Gregory et al., 1984; Nichols, 1986; Stuiver et al., 1981]. На мощность ледников в регионе влияла картина распределения по нему влажности воздуха. Холодный климат ПЛМ должен был смещать снеговую линию вниз и увеличивать положительную составляющую баланса массы ледников с высотой, однако это касалось в основном оледенения на шельфе, «перехватывающего» значительную часть влаги на пути атмосферных масс от океана вглубь континента. Поэтому в удаленных от края щита областях дефицит влаги препятствовал развитию ледников [Мягков, 1975; Orombelli et al., 1990].

Начальный этап дегляциации региона занял период от 17000–16000 до 11000–10000 л.н. В море Росса северный край щита стал отступать раньше 17000 л.н., а его разрушение в средней части моря произошло до голоцена; деградация блокирующих Сухие Долины ледников относится к 16000–13000 л.н.; пингвины появились на берегах около 11000 л.н.; старт дегляциации в районах Лител Рокс и хребта Форд относится к 11000–10000 л.н. [Denton et al., 1989; Doran et al., 1994; Jordan & van der Wateren, 1993; Stone et al., 2003; и др.].

Информацию об относительных изменениях уровня моря дало изучение берегов и гнезд пингвинов. Морские воды достигали высотных отметок 30–40 м около 7500 л.н., затем уровень падал быстро, а в течение последних 3000 лет – медленно [Baroni, 1994; Baroni & Orombelli, 1991]. Палеоклимат на побережье реконструирован по динамике его заселения пингвинами. Датировки дают так называемый «пингвиний оптимум» 4300–2900 л.н.; после 2900 л.н. популяция птиц сократилась, что может означать увеличение суровости ледовых условий (похолодание); в последнем тысячелетии число гнезд растет [Baroni & Orombelli, 1994]. Флуктуации климата в Сухих Долинах выявлялись при изучении озерных отложений и водных профилей озер [Lawrence & Hendy, 1985; Lyons et al., 1998; Matsubaya et al., 1979; Smith & Friedman, 1993; Wilson, 1964]. Теплые условия 3000–2000 л.н. сменились здесь на холодные и сухие в период от 2000 до 1200–1000 л.н., а затем на относительно теплые и влажные.

Датировки органики в долинах, гнездах птиц, в морских осадках свидетельствуют о продолжении дегляциации прибрежных территорий с начала голоцена до 8000–7000 л.н. [Hall et al., 2001а; Pйwй, 1960]. Вероятно, она шла быстро, – об этом говорит отступание к 7500 л.н. краев выводных и шельфовых ледников на берегах залива Терра-Нова дальше их современных границ [Baroni & Orombelli, 1994]; на берегах тогда формировались морские пляжи. Потом края ледников продвинулись обратно, перекрыв часть пляжей.


28

Судя по возрасту морских осадков в морене и высоте пляжей, продвижение произошло когда-то между 5000 и 1500 л.н. Возможно, оно связано с повышением влажности воздуха во время потепления, ведущим к росту количества осадков на ледниках. Размеры ледников 1200–500 л.н. также были меньше современных, а затем (вероятно, в малый ледниковый период) их края выдвинулись к нынешним границам [Baroni & Orombelli, 1994].

Данные о ПЛМ региона моря Уэдделла Антарктического полуострова (Западная Антарктида) ограничены. Характер оледенения в районе Южных Шетландских островов (остров Кинг-Джордж, и др.) и севера Антарктического полуострова выявлялся по формам ледниковой эрозии на шельфе и особенностям рельефа и отложений суши. Одна из схем предполагала [Sugden & Clapperton, 1977], что поверхность ледников достигала на суше высот 600–800 м, на дно шельфа лед налегал в районе изобаты –200 м, и ледники островов не соединялись с материком. На острове Кинг-Джордж нами и другими исследователями были найдены морские отложения в истинном залегании с органикой возрастом до 44000 л.н. [Barsch & Mдusbacher, 1986], которые указывают на низкий эродирующий потенциал и небольшую мощность местного оледенения. Перекрытие льдом островов Александра и Джеймса Росса было установлено по содержанию в моренах осадков интерстадиала возрастом 30000–35000 л.н. [Clapperton & Sugden, 1982; Ingуlfsson et al., 1992].

Изучение морен, штриховки, выветривания в обрамляющих шельфовые ледники Фильхнера и Ронне горных районах выявило, что с континентальной стороны гор поверхность льда во время ПЛМ прирастала на 400–650 м, тогда как на обращенных к морю Уэдделла сторонах гор ее прирост составлял 1000– 1900 м [Carrara, 1981; Denton et al., 1992; Waitt, 1983]. Из этого следует, что выдвижение линии налегания ледников на дно западной части моря Уэдделла относительно современного положения достигало 800 км, и основной рост ледниковых масс был на шельфе [Waitt, 1983]. Геолого-геофизические исследования в море Уэдделла [Anderson et al., 1991, 1992; Banfield & Anderson, 1995; Elverhшi, 1981; Harden et al., 1992; Herron & Anderson, 1990; Melles & Kuhn, 1993; Pudsey et al., 1994; и др.] подтвердили перекрытие западной части континентального шельфа моря Уэдделла мощным оледенением, возможно, после 21000 л.н. [Elverhoi, 1981]. Массы льда принадлежали здесь западно-антарктическому ледниковому щиту, а восточно-антарктический щит не выходил на шельф восточных районов моря Уэдделла [Bentley & Anderson, 1998].

Сведения о ходе дегляциации региона собирались учеными разных стран и нами, в основном, на окраинах северной части Антарктического полуострова, островах вблизи него, и на шельфе. Возраст органики в осадках


29

морских бассейнов указывает на уход оледенения из пролива Брансфилд 13000–14000 л.н. [Banfield & Anderson, 1995], а на западе моря Уэдделла ранее 11270 л.н. [Anderson et al., 1980]. Пригодные для жизни участки суши появились уже 10000–9000 л.н., значит, их дегляциация началась раньше [Ingуlfsson et al., 1992; Mдusbacher et al., 1989; Sugden & John, 1973; Zale & Karlen, 1989]. С начала голоцена примерно до 7000 л.н. разрушение ледников шло быстро благодаря трансгрессии (подъем вод до 30 м) и потеплению [Ingуlfsson et al., 1992; Masson et al., 2000; Pallаs et al., 1997]. По нашим данным, на полуострове Файлдс (остров Кинг-Джордж) в это время таяли тонкие поля льда. Примерно между 7000 и 5000 л.н. относительный уровень моря начал падать; тогда же было похолодание, зарегистрированное в ледяном керне со станции Бэрд [Masson et al., 2000] и в озерных осадках полуострова Файлдс [Schmidt et al., 1990]. Эти условия вызвали замедление дегляциации, и даже разрастание выводных и шельфовых ледников, оставившее следы на берегах [Hjort et al., 2001; Ingуlfsson et al., 1992; Rabassa, 1987].

С 5000–4500 примерно до 2500 л.н. климат в регионе был относительно теплым и влажным [Barsch & Mдusbacher, 1986; Bjцrck et al., 1991, 1993]. На фоне снижения уровня моря и роста площади островов, эти условия помогали дегляциации. С другой стороны, на острове Джеймса Росса есть свидетельства роста ледников в этот период, причиной которого считается увеличение влажности и количества осадков [Bjцrck et al., 1996]. Между 2000 и 1000 л.н. климат района был, в целом, холоднее современного (разрастание ледника на полуострове Файлдс). В последнем тысячелетии климатические условия были близки к современным, но в один из интервалов времени (вероятно, малый ледниковый период) похолодание вызвало увеличение ледниковых куполов, и выдвижение краев шельфовых и выводных ледников [Birkenmajer, 1998; Domack et al., 1995; Hall, 2007; Zale & Karlen, 1989].

В разделах Главы 5 «Изменения оледенения в краевой зоне Антарктиды     со     времени     Последнего     ледникового     максимума»

сопоставляются выполненные в главах 3 и 4 реконструкции с целью выявления причин, механизмов, условий, хронологии и характеристик развития оледенения краевой зоны под влиянием глобальных, региональных и локальных факторов.

Первый раздел посвящен выяснению условий, параметров и особенностей развития оледенения ПЛМ. Предшествующие оледенению условия характеризуют древние осадки с органикой, сохранившиеся в истинном залегании или включенные в ледниковые и водно-ледниковые отложения. Данные говорят о пригодных для жизни пространствах суши и моря в краевой зоне Антарктиды примерно между 46000 и 26000 л.н. (рис. 3).


30

Местоположение древних осадков, видовой состав их фауны и флоры позволяют допустить, что природные условия в краевой зоне в этот период не сильно отличались от нынешних. Время начала ПЛМ оценивается по минимальным значениям датировок интерстадиала. Они разнятся не только по районам, но и по типу материала: возраст морской органики колеблется в пределах 32000–26000 л.н., а остатков пресноводных мхов и водорослей составляет меньше 26000–24000 л.н. По-видимому, в начале оледенения смена природных обстановок и рост ледников на шельфе шли активнее, чем на суше.

Рис.3. Максимальные и минимальные значения радиоуглеродного возраста

органического материала в древних, предшествующих ПЛМ отложениях

(в соответствии с данными из главы 3)

Рост оледенения Антарктиды – часть глобальных изменений периода ПЛМ. Одно из них – низкие температуры [Jouzel et al., 2001]. Второе – изъятие воды при росте ледниковых масс, вызывающее падение уровня океана (от 113,5 м до 163 м [Bard et al., 1990; Clark & Mix, 2002; Hughes et al., 1981; Peltier, 2002]). Развитие оледенения Антарктиды не играло ведущей роли в этих изменениях. Оценки добавленного в ПЛМ объема льда Антарктиды дают от 2 до 19 % планетарного прироста льда [Clark & Mix, 2002; Colhoun et al., 1992], т.е. антарктическое оледенение не было главной причиной изменений уровня океана. Изучение рифов говорит о начале быстрого падения уровня океана около 32000 л.н. [Lambeck et al., 2002], что опережает время начала активного прироста льда в районе шестого континента.

Реконструкции параметров оледенения ПЛМ в краевой зоне Антарктиды различны. В соответствии с одной [Hughes et al., 1981], ледниковый покров


31

утолщался на 500–1000 м и почти везде достигал бровки шельфа. Обобщение результатов морских геофизических исследований тоже допустило простирание оледенения до края шельфа, но снизило оценки его мощности [Anderson et al., 2002]. Данные с побережья позволили предположить, что некоторые его участки вообще не перекрывались ледниками [Colhoun et al., 1992]. Наши оценки дают меньшую мощность оледенения над оазисами Вестфолль, Ширмахера и Бангера (Восточная Антарктида), и островами в районе Антарктического полуострова [Веркулич, 2010], чем в других реконструкциях [Anderson et al., 2002; Adamson & Colhoun, 1992; Adamson & Pickard, 1983; Bentley, 1999; Hermichen, 1995; Hughes et al., 1981; Sugden & Clapperton, 1977]. В Восточной Антарктиде мы предполагаем сравнительно недалекое выдвижение ледников на шельф (в отличие от мнения других исследователей [Anderson et al., 2002; Hughes et al., 1981]), кроме районов с крупными системами выводных и шельфовых ледников.

Масштабы оледенения на шельфе (мощность льда часто больше 1000 м; покрытие льдом огромных пространств) заметно превышали параметры ледников, перекрывавших оазисы (толщина льда в основном меньше 300 м). Следы геологической деятельности ледников тоже говорят о присутствии в краевой зоне разных ледниковых тел. Для преобладающей части суши характерно: отсутствие крупных форм, маркирующих продвижение или отступание ледникового щита; малая толщина, прерывистость или отсутствие чехла моренных отложений; незначительная ледниковая эрозия поверхности (большинство трогов созданы до ПЛМ); особенности ледниковой штриховки, означающие подчиненность движения льда неровностям коренного рельефа. В нескольких районах есть практически не деформированные льдом древние морские и озерные осадки. Эти черты могли быть созданы тонкими, малоподвижными ледниками.

Другие ледники развивались на шельфе. Глубокие депрессии занимали мощные и подвижные выводные ледники. Части этих ледников выходили на сушу оазисов Бангера, Вестфолль и Ширмахера, и встречались с малоподвижными массами льда. На контакте этих типов ледников и на территориях суши, занятых выводными ледниками, оставлены мощные моренные отложения и гряды. В других случаях выводные ледники эродировали поверхность суши (юг района островов Уиндмилл), или отводили растущие на континенте массы льда от суши (от окраины Холмов Ларсеманн, от островов Онгул в районе Берега Соя). Гряды морен в троговых долинах заливов показывают, что выводные ледники выходили за современные границы на десятки километров, внося большой вклад в оледенение шельфа. Другие пространства шельфа были перекрыты мощными ледниковыми массами, составляющими основную часть оледенения морей Росса и Уэдделла,


32

залива Прюдс, других морей. Свое присутствие они обозначили эродированными или покрытыми моренным чехлом участками дна, что говорит об их активном движении.

Данные черты оледенения ПЛМ позволяют рассуждать о ходе его развития. Начало оледенения в холодных условиях и при снижении уровня моря на первые десятки метров (если следовать модельным построениям [Clark & Mix, 2002]) создало предпосылки для быстрого накопления масс льда на шельфе. Из-за падения уровня моря здесь появились осушенные территории, сместилась на север линия налегания ледников на дно, уменьшилась толщина слоя воды над приподнятыми участками дна и под шельфовыми ледниками; похолодание вело в областях шельфа, где морские акватории обеспечивали увлажненность воздушных масс, к снижению снеговой линии вслед за падающим уровнем моря. В итоге, формирование ледникового покрова обеспечивалось здесь несколькими ресурсами. Первый – аккумуляция снега и льда, рост ледников на островах и осушаемых участках шельфа, которые были ядрами оледенения. Второй – быстрое утолщение шельфовых ледников из-за снижения таяния на подошве и роста аккумуляции на поверхности. Вместе с падением уровня моря, это приводило к их налеганию на дно неглубоких пространств шельфа. Третий – выдвижение края ледникового щита и выводных ледников, вызванное приращением льда на материке и падением уровня моря. Объединение этих ресурсов вело к быстрому закрытию большой площади шельфа мощным оледенением.

Условия развития континентальной части оледенения раскрывают результаты исследований морен на участках суши по склону ледникового покрова и изучения кернов льда. Судя по данным из кернов, поверхность льда понижалась во время ПЛМ в центральных районах Антарктиды на 200–300 м [Jouzel et al., 1989; Raynaud & Whillans, 1982]. Приращение льда в среднем течении ледника Ламберта достигало на границе с питающими его выводными ледниками 120 м, а в сторону, в глубину континента – 20 м. Похожую картину дают данные из региона моря Росса: в предгорных и горных областях района залива Терра-Нова утолщались лишь локальные ледники, не получавшие питания от ледникового покрова; Сухие Долины оставались свободными от оледенения, что предполагает лишь слабое разрастание ледников в их горном окружении; оледенение на отметках около 950 м у склонов хребта Форд было маломощным. По-видимому, внутренние области Антарктиды получали достаточное для прироста массы питание только в начале ПЛМ, когда на шельфе оставались пятна морских акваторий (источник влаги). Однако падение уровня моря вело к увеличению оттока льда из этих областей вслед за смещением вниз линии налегания ледников на дно шельфа. Затем, быстрое закрытие шельфа оледенением, распространение на север ледового покрова на


33

морских пространствах [Hays, 1978] сильно отдалили континентальные районы от открытых океанических масс. В итоге, в центре и срединных областях материка в период ПЛМ были холодные и сухие условия, дефицит питания. На окраинах континента, возможно, в течение некоторого времени был небольшой прирост ледниковых масс (за счет уменьшения летнего таяния), которые «разгружались» преимущественно на шельф через выводные ледники и, частично, на прилегающие участки суши и мелководного шельфа. Разницу прироста льда на склоне и краю восточно-антарктического щита показывают данные изучения керна купола Лоу (район островов Уиндмилл), по которым массы щита не перекрывали купол во время ПЛМ, тогда как высота купола росла на первые сотни метров [Morgan et al., 1997].

В Западной Антарктиде, на современных границах щита с шельфовыми ледниками Фильхнера и Ронне, подъем поверхности льда был велик, однако его соответствие ПЛМ не доказано [Bentley & Anderson, 1998]. Если все же отнести этот рост к ПЛМ, то его тоже может объяснить предлагаемая схема развития оледенения. Опережающее увеличение мощности ледников на шельфе и невысокое положение поверхности щита в этих районах (сейчас 1000–1500 м над уровнем моря) создали ситуацию, когда оледенение шельфа тормозило сток льда из глубины континента, и лед накапливался на границе шельфового и материкового оледенения. Подобную схему подтверждают: увеличение мощности ледника Ламберта вниз по долине, к шельфу [Adamson et al., 1997]; связь резкого приращения толщины выводных ледников на берегу залива Терра-Нова с подпирающим воздействием оледенения шельфа моря Росса [Orombelli et al., 1990].

Приведенные выше данные и их интерпретации составляют основу наших представлений об условиях, параметрах и особенностях развития оледенения ПЛМ в краевой зоне Антарктиды, поддерживая защищаемые положения работы 1, 2 и 3 (см. стр. 4, 5).

Во втором разделе рассматриваются условия, соотношение глобальных, региональных и локальных факторов, и ход дегляциации. Ее начало маркирует древнейший возраст органики в послеледниковых отложениях и время выхода из-подо льда скальных поверхностей и формирования водно-ледниковых осадков (рис. 4). Датировки органики характеризуют места, свободные от ледников на протяжении необходимого для появления жизни периода в сотни лет, поэтому мы ввели такой маркер, как минимальное время начала дегляциации. Судя по данным, оно достигает 16000 л.н. В большинстве районов Восточной Антарктиды, а также на шельфе у Антарктического полуострова первые территории освободились ото льда 12000–14000 л.н.; на островах вблизи Антарктического полуострова, в районах Лител Рокс, Берега Соя и оазиса Ширмахера дегляциация началась 11000–7500


34

л.н. Свидетельства дегляциации 16000–14000 л.н. попадают в период роста температуры воздуха, записанного в ледяных кернах. Он был прерван похолоданием 14000–12500 л.н. (но температуры были выше, чем во время ПЛМ), сменившимся потеплением между 11500 и 8000–9000 л.н. [Jouzel et al., 2001; Masson et al., 2000]. Эти изменения климата в целом соответствует глобальному тренду.

Рис.4. Древнейшие послеледниковые датировки и предполагаемое минимальное время начала дегляциации (в соответствии с данными главы 4)

Потепление и таяние ледников вело к пополнению вод и росту уровня Мирового океана. Сравнение кривых изменения стока вод, уровня океана со статистикой датировок показывает, что периоды активизации дегляциации, усиления стока и ускорения подъема уровня совпадают (рис. 5). Отметим, что к 14000 л.н., когда на окраинах Антарктиды освободились ото льда только первые территории, уровень океана вырос уже на 10–13 м (сопоставимо с вкладом всего послеледникового таяния льда Антарктиды в повышение уровня [Bentley, 1999]), а во время ускорения дегляциации около 12000 и 10000 л.н. уровень океана вырос уже на 30 и 60 м. Эти цифры отвергают определяющее влияние убыли ледникового покрова Антарктиды на глобальный ход деградации оледенения.

Совпадение роста числа датировок с периодами активного стока указывает на тесную связь инициации дегляциации в краевой зоне Антарктиды с подъемом уровня моря. Он смещал линию налегания ледников на дно, что дестабилизировало движение и баланс масс льда в краевой зоне. На шельфе шло   всплывание,   дезинтеграция и   быстрая   убыль   ледников, чему также


35

Рис. 5. Кривые скорости пополнения вод (пунктир) и изменений уровня

(сплошная линия) океана в соответствии с [Bentley, 1999] (а), и

статистика древнейших послеледниковых датировок

в краевой зоне Антарктиды из рис. 4 (б)

способствовало потепление. Это ускоряло расход льда с континента через всплывающие в депрессиях выводные ледники, и к потере связи ледниковых тел на приподнятых участках суши с ледниковым щитом. Потеря такой связи вместе с малой мощностью оледенения и потеплением были причинами освобождения ото льда участков суши почти одновременно с активной дегляциацией шельфа 14000–12000 л.н. Полученные выводы поддерживают защищаемое положение 4 нашей работы (см. стр. 5).

Обобщение сведений о развитии краевой зоны Антарктиды в голоцене проводилось неоднократно [Веркулич, 2007, 2009; Веркулич и др., 2007; Короткевич, 1972; Марков, 1959; Мягков, 1989; Berkman et al. 1998; Hjort et al. 1998, 2003; Hodgson et al. 2004; Ingуlfsson et al. 1998; Wagner & Melles, 2007, Verleyen et al., 2010]. Их недостатком была ограниченность анализируемых данных или причинно-следственных связей процесса дегляциации. Мы рассматриваем изменения климата, уровня моря, и ход дегляциации большинства районов в их взаимосвязи и соответствии глобальным, региональным и локальным факторам.

Кривые изменений климата в районах часто разнятся по хронологии и амплитуде (рис. 6). Методическими причинами этого могут быть проблемы датирования, а также отличия во временном   разрешении и достоверности


36


37

реконструкций. Естественная составляющая флуктуаций климата зависит от глобальных, региональных и локальных факторов, чье влияние можно оценить при сравнении флуктуаций между собой, и с результатами изучения кернов льда. Записи в кернах показывают двухфазное потепление примерно между 11500 л.н. и 9000–8000 л.н. [Masson et al., 2000], чему соответствуют данные палеолимнологических исследований в некоторых районах краевой зоны. Синхронность потепления в глубине и на окраинах материка говорит о его связи с глобальными процессами. Ими могли быть: оптимум летней инсоляции в северном полушарии, потепление океанических условий в южном полушарии [Masson et. al., 2000]; смена схемы атмосферной циркуляции [Mayewski et al., 1996].

Период 8000–4000 л.н. отличается сглаженностью флуктуаций климата и близостью условий раннего голоцена к современным параметрам. По данным из кернов льда, с 6000 л.н. в центральных областях Восточной Антарктиды теплеет, тогда как на окраинах материка есть лишь сигналы о слабом потеплении 7000–5000 л.н. в районах Холмов Ларсеманн и оазиса Ширмахера. Эти различия, по-видимому, говорят о начале влияния региональных и локальных условий.

Для 4000–2000 л.н. обнаружен максимум следов потепления в краевой зоне. Керны льда тоже дают пики потепления, которые почти незаметны в центре Восточной Антарктиды и увеличивают амплитуду к краю ледникового покрова [Masson et al., 2000]. Рост потепления от центра к окраинам материка и его несовпадение с общим климатическим оптимумом 6000–5000 л.н. [Folland et al., 1990] говорят о его сильной зависимости от региональных и локальных факторов. Региональными могли быть изменения величин летней инсоляции в Антарктиде [Hjort et al., 1998], осцилляции области высокого давления над материком [Bjцrck et al., 1993, 1996; Hodgson et al., 2004], разрушение шельфовых ледников [Masson et al., 2000; Verleyen et al., 2004]. Небольшое потепление по одной из этих причин слабо меняло температуры внутри материка, а в прибрежных районах вело к сокращению морского ледового покрова и усилению теплообмена и теплоотдачи в атмосферу, т.е. к усилению потепления. Это подтверждают текущие наблюдения в полярных районах: амплитуды потепления в глубине континентов слабее, чем на прилегающих океанических пространствах [Walsh, 2009]. Локальными факторами служили географическая широта, удаленность от моря, размер, высоты и ледниковое окружение оазисов: потепление было заметным в прибрежных, обширных, невысоких районах в низких широтах, и менее отчетливым в высоких, удаленных от океана территориях с небольшими размерами.


38

Данные о флуктуациях климата за последние 2000 лет разноречивы. Общим в большинстве районов является похолодание примерно между 2000 и 1500 л.н.; они отражены и в ледяных кернах, что говорит о региональном характере события. Керны указывают также на теплый период около 1000 л.н. и холодный малый ледниковый период, которые трудно найти в данных из краевой зоны (кроме сигналов из оазиса Эймери).

На качество реконструкций относительных изменений уровня моря (рис. 7) влияют проблемы датирования, тип исследуемых объектов и объем данных.

Рис. 7. Изменения относительного уровня моря в районах краевой зоны Антарктиды (по данным из главы 4)

Несмотря на разную достоверность, кривые одинаково отражают общий рост уровня с раннего голоцена до максимальных высотных отметок между 6000–7500 л.н., и последующую тенденцию его падения. Самые корректные кривые также обозначают этапы снижения уровня. До 3000–3500 л.н. оно было


39

быстрым, после чего замедлилось, а между 2500 л.н. и 1500 л.н. в районах произошло небольшое повышение уровня. Потом снижение уровня возобновилось. Главные различия кривых состоят в высотах и времени максимального подъема вод. Реконструированные изменения отображают меняющееся соотношение знаков и амплитуд эвстатических колебаний уровня океана, региональных тектонических движений, а также локальной гляциоизостазии. Сравнение кривых по Антарктиде с кривой эвстатических осцилляций [Fairbridge, 1961] обнаруживает сходство лишь главного тренда, – подъем уровня до середины голоцена (хотя в Антарктиде пик подъема на 1000–1500 лет раньше), и последующая тенденция к его падению. Других совпадений практически нет, что объясняется большим влиянием в краевой зоне Антарктиды региональных и локальных движений земной коры.

На рисунке 8 сведены выполненные в главе 4 реконструкции хода дегляциации районов краевой зоны Антарктиды. Их сопоставление с изменениями климата и уровня моря намечает четыре основных фазы дегляциации. В раннем голоцене (первая фаза) освобождение районов от оледенения шло с максимальной скоростью. Глобальными условиями этого были потепление между 11500 и 9000–8000 л.н., и подъем уровня моря. Эта фаза быстрой дегляциации завершилась раньше в горных оазисах (8500–9000 л.н.), где она зависела только от климата. На побережье она длилась еще 500– 1500 лет. Первая причина этого – подъем уровня моря из-за преобладания эвстатической составляющей его роста над скоростью поднятия освобождающихся от ледников территорий. При подъеме затапливались участки суши, расширялись морские акватории (росло отепляющее влияние моря), усиливался расход льда с материка через всплывающие выводные ледники, некоторые участки суши отделялись от ледников. Вторая – продолжение таяния льда на побережье несмотря на похолодание с 8000 л.н. По данным из глав 3 и 4, здесь деградировали маломощные ледники и снежно-ледовые поля, – процесс, идущий даже при невысоких летних температурах воздуха. Таянию в оазисах начало помогать отепляющее влияние растущих площадей грунтовых поверхностей, т.е. местный климат. Значит, уже в первую фазу проявилась зависимость дегляциации районов от региональных и локальных факторов (местоположение, ледниковое окружение, местный климат). К 8000–7000 л.н. от ледников освободилось от 50 до 70–80 % площади рассматриваемых районов.

Во вторую фазу между 7000–7500 и 4500–4000 л.н. скорость дегляциации снизилась. Климат в районах стал холоднее и суше. В удаленных от океана горных оазисах Унтер-Зе и Эймери похолодание даже способствовало небольшому росту локальных ледников и снежников. На побережье температуры были выше, что, вместе с сухостью и отепляющим


40


41

влиянием свободных ото льда территорий обеспечивало медленную деградацию оледенения оазисов. Однако на окраинах нескольких из них есть напорные морены, маркирующие продвижение ледников: на сушу выдвигались края выводных и шельфовых ледников; выдвижение происходило в районах в разное время, но везде начиналось при снижении уровня моря. На наш взгляд, с 7500–6000 л.н. подъем свободных от ледников участков суши стал опережать эвстатический рост уровня моря, и из-за похолодания разрастались ледники на шельфе. Края этих ледников упирались в поднимающиеся окраины суши и создавали напорные морены. Таким образом, отвечая глобальным изменениям, характер дегляциации во вторую фазу уже серьезно зависел от: местоположения, ледникового окружения, местных климатов оазисов, и различий в параметрах их гляциоизостазии. Итогами фазы стало освобождение от оледенения не менее 80 % современной площади районов, и перестройка движения и баланса массы ледниковых систем краевой зоны из-за изменений уровня.

Общие условия третьей фазы (с 4500–4000 примерно до 1000 л.н.) – это потепление 4000–2000 л.н., сменившееся похолоданием 2000–1500 л.н., и падение относительного уровня моря, прерванное небольшим подъемом между 2500 и 1500 л.н. [Веркулич и др., 2007]. В горных оазисах (минимум влияния океана) потепление вело к сокращению оледенения, а похолодание могло вызвать прирост ледников и снежников (оазис Эймери). На побережьях, наряду с продолжением дегляциации, между 4000 и 2000 л.н. случались разрастания ледников. В морских и приморских районах (остров Джеймса Росса, острова Уиндмилл) потепление вело к повышению влажности воздуха и количества осадков, и к росту ледниковых куполов [Bjцrck et al., 1993; Morgan et al. 1991]. Вероятно, таким же был механизм небольшого роста ледников в районах залива Терра-Нова, Холмов Ларсеманн и оазиса Вестфолль, хотя его хронология не точна, и однозначно связать его с потеплением нельзя. Оледенение пришельфовых оазисов в этот период не прибавлялось; местный климат оставался сухим из-за отделения территорий от увлажняющего влияния океана шельфовыми ледниками шириной почти 100 км.

На берегах нескольких оазисов оставлены следы еще одного разрастания ледников между 2000 и 1000 л.н. (напорные морены). Оно могло быть вызвано похолоданием 2000–1500 л.н., обеспечивавшим приращение плавучих выводных и шельфовых ледников, и колебаниями уровня моря, что приводило к упору краев ледников в поднимающиеся берега. Безусловно, возможны и другие механизмы образования данных морен: выдвижение на сушу выводного ледника в оазисе Вестфолль объясняют, например, отступлением ледникового щита и прекращением его подпирающего воздействия на выводной ледник [Adamson & Pickard, 1986]. Похолодание 2000–1500 л.н.


42

могло также способствовать снижению величин летней абляции и росту ледниковых куполов в районах острова Кинг-Джордж и залива Терра-Нова. В целом, особенности третьей фазы отражают усиление влияния на дегляциацию локальных условий; к концу фазы природная обстановка в районах стала напоминать современную, что подтверждает, например, начавшееся 2000–1000 л.н. массовое заселение районов пингвинами и снежными буревестниками [Веркулич, 2008].

Четвертая фаза шла примерно с 1000 л.н. при снижении относительного уровня моря и небольших по амплитуде климатических флуктуациях. Природная среда территорий, в целом, была похожа на нынешнюю: окружающие ледники были довольно стабильны в близких современным границах; видовой состав местной флоры и фауны мало отличался от сегодняшнего. Вместе с тем, ледники в некоторых районах, как минимум, однажды сокращались и разрастались. О сокращении говорят морские и озерные осадки в грядах морен на краю ледников в оазисе Вестфолль, на берегах залива Терра-Нова, на острове Кинг-Джордж [Baroni & Orombelli, 1994; Fitzsimons, 1991; Hall, 2007]. Возраст органики в осадках составляет от 1200 до 700–600 л.н., что позволяет связать отступление ледников с потеплением около 1000 л.н., зафиксированным в ледяных кернах. Затем ледники в этих районах продвинулись до современных границ. Следы продвижения ледников на 150–500 м в виде морен с ледяным ядром есть также на острове Джеймса Росса, в районах Берега Соя, оазисов Ширмахера и Унтер-Зе; позднее 400 л.н. выдвигался и край шельфового ледника Мюллера [Domack et al., 1995; Hayashi & Yoshida, 1994; Rabassa, 1982; Richter & Bormann, 1995]. Точное время разрастаний ледников неизвестно, но большинство ученых связывает их с похолоданием малого ледникового периода. Это вызывает сомнение: на похолодание одинаково отреагировали ледники всех типов, что не характерно для предшествующих фаз дегляциации; если похолодание было настолько сильным, то непонятно отсутствие четких сигналов о нем в палеоклиматических данных из краевой зоны. Очевидно, для уточнения хронологии разрастания ледников нужны дополнительные изыскания.

Таким образом, сравнительный анализ палеогеографических данных и интерпретаций позволяет реконструировать ход дегляциации в краевой зоне Антарктиды, и оценить степень зависимости этого хода от глобальных, региональных и локальных факторов, что составляет защищаемые положения 5, 6 нашей работы (см. стр. 5).

Заключение. Анализ, интерпретация и синтез собственных и предшествующих результатов палеогеографических исследований позволяют обновить реконструкции изменения климата, уровня моря и оледенения в


43

ключевых районах, и выявить общий ход и особенности развития оледенения краевой зоны Антарктиды со времени ПЛМ под воздействием глобальных, региональных и локальных факторов. Защищаемые положения диссертации показывают:

– развитие оледенения ПЛМ в Антарктиде (начало роста, начало дегляциации) не было первопричиной глобальных изменений окружающей среды, а скорее шло вслед глобальным изменениям климата и уровня моря;

– на шельфе оледенение ПЛМ росло быстрее, чем на суше, и было мощным, что вызывало дефицит влаги и питания ледников на материке уже с раннего этапа ПЛМ;

– оледенение ПЛМ в краевой зоне Антарктиды представляло собой систему сочлененных ледников разной мощности и подвижности;

– новую реконструкцию дегляциации краевой зоны, оценивающую общие черты и региональные особенности ее хода;

– соотношение и характер влияния глобальных изменений климата и уровня моря, региональных и локальных факторов на дегляциацию краевой зоны Антарктиды.

Полученные результаты и выводы указывают на важнейшую роль краевой зоны в регулировке реакции оледенения Антарктиды на глобальные изменения. Параметры ледниковых масс на окраинах материка и пространствах шельфа меняются наиболее быстро и значительно, оказывая большое влияние на климатические условия и балансовые показатели во внутренних ледниковых областях, а значит, на участие всего антарктического оледенения в изменениях климата южного полушария и объема вод Мирового океана.

Разнообразие реакции ледников в голоцене на глобальные изменения (из-за роста роли региональных и локальных факторов) говорит о существовании для краевой зоны как критических амплитуд изменений климата и уровня моря (ведут к одинаковым изменениям оледенения), так и малых амплитуд, при которых развитие разных ледников может быть противоположным. Как видно из реконструкций, критические амплитуды были характерны лишь для раннего голоцена, и, под большим вопросом, для малого ледникового периода. Принимая во внимание различия в состоянии современных ледников (например, в районах Антарктического полуострова и Восточной Антарктиды), можно допустить, что амплитуда текущих глобальных изменений не является критической.

Наша работа подчеркивает важность палеогеографических изысканий в краевой зоне Антарктиды и позволяет наметить их основные направления на ближайшие годы: 1) дальнейшее изучение рельефа и четвертичных отложений оазисов (особое внимание следует уделить исследованиям осадков водоемов,


44

бурению рыхлых отложений суши и определению возраста отложений различными методами); 2) поиск репрезентативных точек, отбор и исследования кернов на ледниковых куполах; 3) моделирование параметров оледенения наиболее изученных районов для различных интервалов времени.

СПИСОК ПУБЛИКАЦИЙ ПО ТЕМЕ ИССЛЕДОВАНИЯ

  1. Веркулич С.Р., Большиянов Д.Ю., Пушина З.В., Кириенко Е.А. Некоторые особенности влияния моря на развитие оазиса Бангера (Восточная Антарктида) в голоцене // "Океанологические исследования Южного Океана". –Л.: Ленинградский университет, 1990. – С. 128–134.
  2. Большиянов Д.Ю., Веркулич С.Р. Каналы стока талых ледниковых вод и возможности палеогеографических реконструкций // Изв. Всесоюз. геогр. о-ва. –1990. –Т. 122, № 1. –С. 58-64.
  3. Веркулич С. Р. Особенности морфологии и формирования морских террас на побережьях заливов оазиса Бангера (Восточная Антарктида) // Информ. бюл. Сов. антаркт. экспед. –1991. –№ 115. –С.9-14.
  4. Большиянов Д. Ю., Веркулич С. Р. Новые данные о развитии оазиса Бангера (Восточная Антарктида) // Антарктика: Докл. комис. –1992. –Вып. 30. –С. 58-64.
  5. Verkulich S.R., Melles M. Composition and paleoenvironmental implications of sediments in a fresh water lake and in marine basins of Bunger Hills, East Antarctica // Polarforschung. –1992. –Vol. 60(3). –P. 169–180.
  6. Verkulich S., Hiller A. Holocene deglaciation history of the Bunger Hills revealed by C-14 measurements on stomach oil deposits in show petrel colonies // Antarctic Science. –1994. –Vol. 6 (3). –P. 395–399.
  7. Melles M., Kulbe T., Overduin P.-P., Verkulich S. The expedition Bunger Oasis 1993/94 of the AWI Research Unit Potsdam // Ber. Polarforschung. – 1994а. –Vol. 148. –P. 29–80.
  8. Melles M., Verkulich S.R., Hermichen W.-D. Radiocarbon dating of lacustrine and marine sediments from the Bunger Hills, East Antarctica // Antarctic Science. –1994б. –Vol. 6 (3). –P. 375–378.
  9. Клоков В.Д., Веркулич С.Р. Особенности гидрологического режима водоемов оазиса Бангера (Восточная Антарктида) // Информ. бюлл. Рос. антаркт. экспед. –1994. –№ 118. –С. 60-68.
  10. Веркулич С. Р., Пушина З. В., Савин В. Б. Современное состояние эпишельфовых водоемов оазиса Бангера и особенности их развития в голоцене // Информ. бюлл. Рос. антаркт. экспед. –1994. –№ 118. –С. 68–77.
  11. Веркулич С.Р., Большиянов Д.Ю., Меллес М., Кузьмина И.Н. Развитие природной среды оазиса Бангера (побережье Восточной Антарктиды) в конце  позднего  плейстоцена  и  в  голоцене  по  результатам  изучения

45

донных отложений озер и эпишельфовых водоемов // Результаты исследований Антарктики. Экспресс-информация. Выпуск 1 (ред. В.М. Котляков, А.И. Данилов), 1995. –С.-Петербург: Гидрометеоиздат, 1995. – С. 77–79.

  1. Melles M., Kulbe T., Verkulich S.R., Pushina Z.V., Hubberten H.-W. Late Pleistocene and Holocene environmental history of Bunger Hills, East Antarctica, as revealed by fresh-water and epishelf lake sediments // Ricci C.A. (ed.) The Antarctic Region: Geological evolution and processes (Proceedings of the 7th International Symposium on Antarctic Earth Sciences, Siena, 1995). – Siena: Terra Antarctica Publication, 1997. –P. 809–820.
  2. Веркулич С.Р., Большиянов Д.Ю., Меллес М., Кузьмина И.Н. Развитие природной среды оазиса Бангера (побережье Восточной Антарктиды) в конце позднего плейстоцена и в голоцене по результатам изучения донных отложений озер и эпишельфовых водоемов // Антарктика: Докл. комис. –1998. –Вып. 34. –С. 101–105.
  3. Веркулич С.Р., Большиянов Д.Ю., Хиллер А., Кузьмина И.Н. Органические отложения в гнездах снежных буревестников как индикатор дегляциации оазиса Бангера (Восточная Антарктида) // Информ. бюл. Рос. антаркт. экспед. –1999. –№ 119. –С. 92–104.
  4. Kulbe T., Melles M., Verkulich S.R., Pushina Z.V. East Antarctic climate and environmental variability over the last 9400 years inferred from marine sediments of the Bunger Oasis // Arctic, Antarctic and Alpine Research. –2001. –Vol. 33 (2). –P. 223–230.
  5. Verkulich S.R., Melles M., Pushina Z.V., Hubberten H.-W. Holocene environmental changes and development of Figurnoye Lake in the southern Bunger Oasis, East Antarctica // Journal of Paleolimnology. –2002. –Vol. 28. – P. 253–267.
  6. Федорова И.В., Веркулич С.Р., Кузьмина И.Н., Помелов В.Н. Влияние прошлых и современных природных условий на озера оазиса Бангера (Восточная Антарктида) // “Арктика и Антарктика”. –2002. –М.: Наука. – Вып. 35 (1). –С. 71–81.
  7. Веркулич С.Р., Кузьмина И.Н., Пушина З.В., Меллес М. Изменения климатических условий на побережье Антарктиды в голоцене // Пробл. Арктики и Антарктики. –2003. –Вып. 74. –С. 29–39.
  8. Веркулич С.Р. Реконструкция голоценовых изменений климата в краевой зоне Восточной Антарктиды на основе изучения донных осадков озер и морских заливов // Известия РАН. Сер. географ. –2007. –№ 4. –С. 38–43.
  9. Веркулич С.Р., Пушина З.В., Сократова И.Н., Хултч Н., Дикманн Б., Меллес М. Изменения уровня моря и гляциоизостазия на побережье

46

Антарктиды в голоцене // Материалы гляциол. исслед. –2007. –Вып. 102. – С. 161–167.

    • Веркулич С.Р. Органические отложения в гнездах пингвинов и снежных буревестников – свидетельства условий и хода дегляциации краевой зоны Антарктиды // Известия Русского геогр. о-ва. –2008. –Вып. 3. –С. 16–21.
    • Гиличинский Д.А., Абрамов А.А., Ривкина Е.М., Занина О.Г., Краев Г.Н., Лукин В.В., Веркулич С.Р., Пушина З.В., Замолодчиков Д.В., Карелин Д.В. Возраст вечной мерзлоты Антарктиды: первые результаты / Изменение окружающей среды и климата: природные и связанные с ними техногенные катастрофы. Т.3. Ч.2: Природные процессы в полярных областях Земли (отв. редактор В.М. Котляков). – М.: ИГ РАН, ИФЗ РАН, 2008. – С. 146–156.
    • Веркулич С.Р. Условия и ход дегляциации в краевой зоне Антарктиды // Криосфера Земли. –2009. –Т. 18, № 2. –С. 73–81.
    • Пушина З.В., Веркулич С.Р., Меллес М. Диатомовые комплексы в донных отложениях морских водоемов оазиса Бангера (Восточная Антарктида) // Проблемы морской палеоэкологии и биогеографии в эпоху глобальных изменений. Комплексные исследования природы архипелага Шпицберген, вып. 9. –М.: Геос. –2009. –С. 137–146.
    • Веркулич С.Р. Последний ледниковый максимум в краевой зоне Антарктиды: синтез палеогеографических данных // Лед и Снег. –2010. – № 4. –С. 91–100.
    • Gogorev R.M., Pushina Z.V., Melles M., Verkulich S.R. New Thalassiosira species (Bacillariophyta) from Holocene sediments of the Bunger oasis, East Antarctica // Polish Botanical Journal. –2010. –Vol. 55 (1). –P. 135–147
    • Verleyen E., Hodgson D.A., Sabbe K., Cremer H., Emslie S., Gibson J., Hall B., Imura S., Kudoh S., Marshall G.J., McMinn A., Melles M., Newman L., Roberts D., Roberts S.J., Singh S., Sterken M., Tavernier I., Verkulich S., Van de Vyver E., Van Nieuwenhuyze W., Wagner B., Vyverman W. Post-glacial regional climate variability along the East Antarctic coastal margin – evidence from shallow marine and coastal terrestrial records // Earth-Science Reviews. – 2011. –Vol. 104. –P. 199-212.
    • Веркулич С.Р., Пушина З.В., Сократова И.Н., Татур А. Изменения оледенения оазиса Ширмахера (Восточная Антарктида) с конца позднего неоплейстоцена // Лед и Снег. –2011. –№ 2 (в печати).

     



© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.