Последний ледниковый максимум и дегляциация в краевой зоне Антарктиды Веркулич, Сергей Романович

Содержание к диссертации

Введение

Глава 1. Современное оледенение Антарктиды и особенности природных условий в краевой зоне материка 10

Глава 2. Архивы палеогеографических данных об условиях и ходе изменений оледенения в краевой зоне Антарктиды 21

2.1. Рельеф и четвертичные отложения суши 21

2.1.1. Ледниковые и водно-ледниковые формы рельефа и отложения 21

2.1.2. Морские формы рельефа и отложения 25

2.1.3. Органические отложения в гнездах птиц 28

2.2. Донные осадки озер и морских заливов 31

2.3. Возраст отложений 37

Глава 3. Реконструкция параметров оледенения Последнего ледникового максимума в ключевых районах краевой зоны Антарктиды 44

3.1. Восточная Антарктида 44

3.1.1. Оазисы Ширмахера и Унтер-Зе (район Земли Королевы Мод) 44

3.1.2. Берег Соя (район залива Лютцов-Хольм) 53

3.1.3. Регион гор Принс-Чарльз - ледника Ламберта - залива Прюдс 60

3.1.4. Оазис Вестфолль 67

3.1.5. Оазис Бангера 73

3.1.6. Район островов Уиндмилл 79

3.1.7. Регион моря Росса-залива Мак-Мердо-Земли Виктории 81

3.2. Западная Антарктида (регион моря Уэдделла - Антарктического полуострова) 89

Глава 4. Реконструкция условий и хода дегляциации в ключевых районах краевой зоны Антарктиды 96

4.1. Восточная Антарктида 96

4.1.1. Оазисы Ширмахера и Унтер-Зе 96

4.1.2. Берег Соя (район залива Лютцов-Хольм) 105

4.1.3. Регион гор Принс-Чарльз - ледника Ламберта - залива Прюдс 109

4.1.4. Оазис Вестфолль 117

4.1.5. Оазис Бангера 124

4.1.6. Район островов Уиндмилл 137

4.1.7. Регион моря Росса — залива Мак-Мердо - побережья Земли Виктории 142

4.2. Западная Антарктида 148

4.2.1. Южные Шетландские острова и западные окраины Антарктического полуострова 149

4.2.2. Северная оконечность Антарктического полуострова и район острова Джеймса Росса 163

Глава 5. Изменения оледенения в краевой зоне Антарктиды со времени Последнего ледникового максимума 170

5.1. Условия, параметры и особенности развития оледенения Последнего ледникового максимума 170

5.2. Условия, соотношение глобальных, региональных и локальных факторов, и ход дегляциации 179

Заключение 198

Использованные источники

• Ледниковые и водно-ледниковые формы рельефа и отложения
• Регион гор Принс-Чарльз - ледника Ламберта - залива Прюдс
• Берег Соя (район залива Лютцов-Хольм)
• Условия, соотношение глобальных, региональных и локальных факторов, и ход дегляциации

Введение к работе

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:

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.

1. 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.

   3. Дегляциация Антарктиды не была первопричиной начала планетарного процесса деградации оледенения, а шла вслед глобальным изменениям климата и уровня моря.

   4. 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.

   5. 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 «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).

   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.

   Ледниковые и водно-ледниковые формы рельефа и отложения

   В отличие от Восточной Антарктиды, более 50 % площади подошвы западно-антарктического ледникового щита (в основном, в центральных районах) располагается ниже уровня моря, часто на глубинах более 1000 м, из-за чего его иногда называют «морским» щитом. В то же время, в некоторых местах коренная поверхность Западной Антарктиды прорывается через ледниковый покров пиками горных хребтов, а в горах Элсуэрта находится высшая точка континента - массив Винсон (5140 м над уровнем моря). Средняя толщина льда составляет здесь 1700 м [Мягков, 1989]; обширная, сравнительно выровненная поверхность внутренних областей щита (мощностью более 3000 м в центре) лежит в пределах высотных отметок 1500-2000 м. Заметное увеличение крутизны склона ледниковой поверхности к океану (ниже высот около 1000 м) наблюдается лишь в одном направлении, а к шельфовым ледникам Фильхнера, Ронне и Росса она спускается плавно (см. рис. 1.2а).

   Оледенение района Антарктического полуострова представлено сравнительно тонкими (как правило, тоньше 1000 м), небольшими ледниковыми куполами (часто с платообразной вершиной), которые покрывают поднятую на сотни метров над уровнем моря и вытянутую по оси полуострова горную цепочку, а также многие острова. Массы льда с этих куполов спускаются к океану, в основном, через сравнительно узкие, сильно наклоненные и быстрые в движении ледники.

   Питание ледникового покрова Антарктиды происходит за счет атмосферных осадков в виде снега; в формировании приходной части вещественного баланса поверхности участвуют также нарастающие осадки и отложение перенесенного снега. Величина годовой аккумуляции снега отчетливо растет от центральных высоких плато ледниковых щитов (5 г/см3 и менее в Восточной Антарктиде, и около 10 г/см3 в Западной Антарктиде) к краевым областям (до 60 г/см на побережье Восточной Антарктиды, и до 90 г/см3 на побережье Западной Антарктиды и Антарктического полуострова). В условиях абсолютного преобладания на континенте среднегодовых отрицательных температур, почти весь выпавший снег постепенно преобразуется в лед. Несмотря на малые величины аккумуляции, обширность ледникового пространства приводит к ежегодному накоплению здесь более 2000 км воды в твердой фазе [Атлас снежно-ледовых ресурсов мира, 1997; Долгушин и др., 1964; Лосев, 1982].

   Пространственное распределение мощности льда, топография его поверхности, подледный рельеф, и особенности баланса массы в условиях современного климата обуславливают наличие в пределах выше выделенных основных частей оледенения Антарктиды множества ледосборных бассейнов (рис. 1.26), осуществляющих дренаж и различающихся направлениями линий тока льда. В целом лед движется от ледоразделов и вершин куполов к его периферии с нарастающей скоростью. В центральных областях щитов годовые значения скорости движения составляют первые метры, а в районах их склонов, оканчивающихся обрывами на берегу океана, - от 100 до 300 м. По мере приближения к побережью уменьшается толщина льда и возрастает влияние коренного рельефа, в частности, множества выходящих на шельф глубоких долин (некоторые глубже 1000 м) преимущественно меридиональной ориентировки. Эти долины заполнены потоками выводных ледников (в Антарктиде их несколько сотен), в которые перетекают массы льда из центральных областей, и благодаря которым на склоне и в краевой зоне ледникового покрова дифференцируются скорости и характер тока льда. Скорости движения выводных ледников высоки, достигая для наиболее крупных из них более 1000 м/год. Большинство выводных ледников выходит обрывистыми краями плавучих языков прямо в океан, но многие из них вливаются в шельфовые ледники. Шельфовые ледники, составляющие более 10 % площади антарктического оледенения, имеют мощности от 200 до более 1300 м в тыловых частях (вблизи линии налегания льда на дно) и 50-400 м у морского края (ледникового барьера); скорость их движения растет от 300-800 м/год в тыловых частях до почти 2000 м/год у внешнего края [Барков, 1971; Гляциологический словарь, 1984, с. 485; Лосев, 1982].

   Основными статьями расхода льда в Антарктиде являются: талый сток с поверхности, вынос снега в океан ветром, таяние ледника на ложе, подводное таяние шельфовых ледников и откалывание айсбергов. Во внутренних областях материка осуществляется таяние на ложе, ежегодный объем которого может составлять около 2 % от общего годового расхода. Остальные потери льда происходят в краевой зоне, среди которых сток и ветровой вынос суммарно дают всего около 1 %, таяние на нижней поверхности шельфовых ледников 11-17 %, а подавляющую часть общей ежегодной убыли льда (80-86 %) обеспечивает откалывание айсбергов. При этом основную массу айсбергов продуцируют края шельфовых ледников- и языков выводных ледников (или ледяных потоков), занимающих, соответственно, более 45 % и около 10 % периметра материка. В ежегодном расходе льда за счет откалывания айсбергов на шельфовые ледники приходится 62 %, на выводные ледники.- 22 %, а на ледяные барьеры недифференцированного края материкового льда— 16 % [Бардин и Суетова, 1965; Гляциологический словарь, 1984, с. 419; Котляков, и др., 2003].

   Из вышеизложенного следует, чтомассообмен оледенения наиболее динамичен в краевой зоне Антарктиды, которую можно условно распространить на расстояние примерно до 200-300 км от берега вглубь материка, и в которую входят шельфовые ледники, языки выходящих за кромку берега выводных ледников, и острова с ледниками на мелководном шельфе. Здесь наблюдается и максимальная раздробленность оледенения на ледниковые тела разных типов, которые отличаются размерами, морфологией, особенностями движения, приходными и расходными статьями баланса массы. Одним из главных факторов, определяющих такую пеструю картину, является возрастающая на окраинах Антарктиды роль коренного рельефа. Размеры основных его неровностей и глубина расчленения здесь соизмеримы с мощностью ледников. Самые высокие выступы коренного ложа прорывают ледниковый покров на удалении от берега в виде хребтов, горных массивов, отдельных вершин и нунатаков, возвышающихся на сотни метров над окружающими пространствами льда; вместе с прилегающими глубокими тектоническими депрессиями ложа они создают условия для обособления в теле ледникового покрова потоков выводных ледников. Следуя по этим крупным, субмеридионально ориентированным депрессиям, выводные ледники выходят к краю ледникового покрова и на материковую отмель, где формируют плавучие языки или переходят в шельфовые ледники. Рельеф поверхности огромных пространств шельфа, разделяющих глубокие впадины, также способствует дифференциации окраин оледенения: Наиболее широкий пояс материковой отмели Антарктиды (средняя глубина около 500 м) расположен в Западной Антарктиде, где развиты самые крупные шельфовые ледники; вокруг Восточной Антарктиды ширина этого пояса составляет в основном гораздо меньше 100 км [Барков, 1971], и число и размеры шельфовых ледников, представляющих край ледникового покрова, относительно невелики. Возвышенности на шельфе венчают ледниковые купола.

   Регион гор Принс-Чарльз - ледника Ламберта - залива Прюдс

   Ввод в значения радиоуглеродных датировок поправок на перечисленные выше отклонения является одним из шагов приведения этих значений к истинному возрасту. Изменения» в» продукции и содержании углерода 14С во времени, связанные с разнообразными космическими, планетарными и антропогенными причинами [Bartlein et al., 1995; Stuiver et al., 1991], также должны- учитываться и вноситься в результаты датирования (калибровка значений радиоуглеродного возраста). Величины поправок в данном случае определяются в ходе глобальной систематизации палеогеографических сведений, датирования, расчетов и модельных построений калибровочных шкал, которые уточняются по мере накопления данных [Stuiver & Reimer, 1993; Stuiver et al., 1998].

   Таким образом, результаты радиоуглеродного датирования могут быть приближены к истинным значениям возраста отложений. В Антарктиде большинство реконструкций выполнено с использованием таких «исправленных» датировок. В нашей работе мы также используем исправленные значения. В случаях, когда предшествующими исследователями давался лишь радиоуглеродный возраст отложений, мы ввели необходимые поправки в соответствии с имеющимися сведениями о региональных ошибках радиоуглеродного датирования, условиях формирования и характере датируемого материала.

   Исследования других космогенных нуклидов. Измерения содержания 3Не, 10Ве,. 21Ne, 26А1, аккумулирующихся под воздействием космических лучей в горных породах на поверхности Земли в соответствии с продолжительностью облучения, широтой, долготой и геометрией поверхности, используются для датирования геоморфологических событий, которые обнажают породы [Bierman, 1994; Cerling & Craig, 1994]. В Антарктиде широко распространены недавно обнажившиеся из-под ледников, эродированные каменные поверхности, поэтому такие измерения применялись для уточнения времени плиоценовых и плейстоценовых ледниковых событий и здесь, в горных районах на побережьях моря Росса [Brook et al., 1993; Oberholzer et al., 2003; Stone et al., 2003] и в оазисе Вестфолль [Fabel et al., 1997]. Полученные данные о времени начала дегляциации оазиса Вестфолль в целом совпали с результатами радиоуглеродного датирования, что говорит о перспективности исследований космогенных нуклидов для определения хронологии развития свободных от оледенения антарктических территорий. Уран-ториевый метод. В Антарктиде датирование экзогенных процессов методом урановых серий [Edwards et al., 1986] можно проводить по встречающимся здесь карбонатным озерным осадкам, костям или раковинам моллюсков. Временные границы использования уран-ториевого метода лежат в пределах от нескольких до примерно миллиона лет, перекрывая.границы радиоуглеродного датирования.по схожему материалу. Это позволяет контролировать результаты радиоуглеродных датировок (сравнительные оценки проводились в районе Мак-Мер до [Hall & Henderson, 2001; Hendy 2000]), а также устанавливать хронологию событий древнее границ применения радиоуглеродного метода.

   Методы радиационной дозиметрии. Зерна кварца и полевого шпата в ледниковых и водно-ледниковых отложениях, в осадках водоемов являются объектами датирования с помощью термолюминесцентного (ТЛ) и оптически стимулированного люминесцентного (ОСЛ) методов [Huntley et al., 1985; Rhodes, 1988, 2000]. В антарктической палеогеографии эти методы пока применялись редко. ТЛ-датирование минеральных частиц на поверхности льда, в песчаных дюнах и донных осадках Сухих Долин (район Мак-Мердо) выявило, с одной стороны, эффективность метода, а с другой — влияние перемешивания осадков разного возраста и генезиса на корректность получаемых результатов и интерпретаций [Doran et al., 1999]. Метод ОСЛ использовался для определения хронологии осадконакопления в одном из озер Сухих Долин [Berger & Doran, 2001], для датирования озерных осадков оазиса Ширмахера [Krause et al., 1997], и для выявления особенностей дегляциации оазиса Бангера [Gore et al., 2001]. Несмотря на высокие погрешности датировок и конфликтность некоторых из них с результатами. радиоуглеродного датирования (в случае оазиса Бангера), применение данных методов в антарктической палеогеографии видится востребованным по трем причинам: 1) объектами датирования являются отложения, развитые практически на всех свободных от оледенения территориях; 2) датировки могут указывать на наиболее близкое к истинному время формирования ледниковых и водно-ледниковых отложений; 3) временные границы применения этих методов перекрывают границы радиоуглеродного и уран-ториевого методов, что дает возможность сравнения результатов всех методов между собой.

   Лихенометрия, оценки времени выветривания пород. Лишайники - самые распространенные и разнообразные по видам организмы на антарктической суше, которые хорошо адаптированы к суровым местным условиям и одними из первых заселяют субстрат (скалы, каменистые поверхности, мелкозем) после его освобождения ото льда [Карреп, 2000; Lindsay, 1977, 1978; Longton, 1988]. Основываясь на этих свойствах и соотнося размеры лишайников с их возрастом (лихенометрический метод [Innes, 1985]), палеогеографы неоднократно использовали лишайники для выявления хода дегляциации территорий. Так, измерения размеров ВиеШа frigida в оазисе Бангера показали, что дегляциация шла от центра оазиса во все стороны к его современным окраинам [Болыдиянов и Веркулич, 1992]. На островах Кинг-Джордж и Ливингстон (Западная Антарктида), детальные исследования скорости роста и размеров Rhizocarpon geographicum и Usnea Antarctica на моренных грядах и морских террасах вблизи ледников позволили оценить хронологию колебания краев этих ледников за последние 750 лет [Birkenmajer, 1979, 1981а, б, 1998; Sancho & Valladares, 1993]. Широкого использования в Антарктиде этот метод, однако, не имеет по ряду причин: временные рамки применения метода не выходят за последнюю тысячу лет; экология и скорость роста показательных видов лишайников все еще недостаточно изучены; развитие лишайников зависит от многих факторов (характер субстрата, температура, наличие влаги, режим снежного покрова, выветривание, и др.), причем локальные условия часто важнее, чем региональные изменения природной среды; скорость роста лишайников сильно варьирует в зависимости от условий [Inoue, 1989; Карреп, 2000].

   Другой метод относительных временных оценок дегляциации применяется на свободных ото льда территориях благодаря высокой степени обнаженности коренных пород и присутствия глыбово-валунного материала, которые подвергаются интенсивному физическому выветриванию и ветровой корразии. Повсеместно встречающиеся формы ячеистого выветривания, каверны и ниши выветривания пород привлекли внимание уже в середине прошлого столетия [Авсюк и др., 1956; Короткевич; 1958; Марков, 1959; McKelvey & Webb, 1961]. Тогда же, в районе Земли Виктории было проведено статистическое исследование распространения и глубины ячеек выветривания на валунах серии моренных гряд, показавшее увеличение степени выветривания гряд по мере их удаления от ледникового края [Calkin & Calleux, 1962]. Регистрация изменения распространенности форм выветривания с юга на север оазиса Ширмахера была применена для определения времени дегляциации территории [Симонов, 1971]. Специальные исследования скорости выветривания гнейсов и базальтов в оазисе Вестфолль [Spate et al., 1995] были использованы для расчета продолжительности существования его участков без оледенения [Gore & Colhoun, 1997]. Следует отметить, что из-за относительности получаемых возрастных оценок, данный метод может служить лишь для косвенного подтверждения корректности радиоуглеродной и другой хронологии палеособытий.

   Берег Соя (район залива Лютцов-Хольм)

   Во-вторых, возникает вопрос о том, какими были природные условия в течение ПЛМ на островах Онгул и в северной части полуострова Лангхувде, если они не были покрыты оледенением? Изучение разрезов пляжей и террас показывает, что позднеплейстоценовые отложения выходят на дневную поверхность, или перекрыты осадками флювиального генезиса, или перекрыты морскими отложениями голоценового возраста. Причем в последнем случае между разновозрастными толщами наблюдается несогласие в залегании, а иногда поверхность толщи позднеплейстоценовых отложений крайне неровная, как бы «изъеденная» [Miura et al., 1998 а, б]. Исходя из этого, трудно предположить, что после выхода на дневную поверхность позднеплейстоценовые морские осадки в течение 30000 лет подвергались только выветриванию, которое не оставило после себя никаких следов (эоловые отложения, кора выветривания, и т.п.). Скорее всего, осадки испытали эрозионное воздействие, удалившее и преобразовавшее их верхнюю часть. Агентами эрозии могли быть текучие воды, источником которых в прошлом могли являться только массы льда, которые в настоящее время отсутствуют вблизи разрезов.

   В-третьих, при принятии тезиса об отсутствии оледенения ПЛМ на островах и полуостровах Берега Соя возникает вопрос о причине их изостатического подъема. Установленная здесь максимальная высота голоценового морского воздействия составляет около 20 м над современным уровнем моря [Hayashi & Yoshida, 1994; Miura et al., 1998 a, 6; Omoto, 1977], что близко к высотам, зарегистрированным на других участках антарктического побережья [Веркулич и др., 2007]. Однако эти участки перекрывались оледенением во время ПЛМ, и основной причиной их вздымания считается компенсационный подъем суши после снятия ледниковой нагрузки.

   В-четвертых, есть противоречие в интерпретации японскими учеными свидетельств ледникового воздействия на район залива Лютцов-Хольм как результата одного оледенения. Глубокие троговые долины на шельфе и участках суши могли быть созданы только мощными (более 1250 м толщиной над берегом и активно движущимися ледниками [Omoto, 1977]); направление трогов (за исключением фьорда между островами Онгул и краем ледникового щита) - с юго-востока на северо-запад (см. рис. 3.8). Но ледниковые штрихи на скалах островов и полуостровов вряд ли могут быть соотнесены с эродирующим воздействием такого мощного оледенения, тем более они часто имеют отличные от простирания трогов направления. Кроме того, сохранение ледниковых штрихов при выветривании на протяжении 30000 лет маловероятно. Ответить на перечисленные вопросы можно предположив- что во время: ПЛМ участки суши Берега Соя испытывали оледенение. Для обоснования необходимо, прежде всего, объяснить факт сохранности позднеплейстоценовых морских отложений с залегающей в них фауной. Ее могло обеспечить присутствие на островах Онгул и в северной части полуострова. Лангхувде тонкого (или даже прерывистого), малоподвижного оледенения, которое возникло вследствие аккумуляции снега и льда непосредственно на этих территориях и не имело СВЯЗИІ; с массами льда; антарктического щита; Такой связи препятствовали глубокие фьорды (древние троговые долины); отводящие движение ледника. Лангхувде и льдасо склона щита от данных участков суши (см. рис; 3.7, 3:8).

   Случай- сохранения древних рыхлых отложений на. Берегу Соя в; условиях оледенения не единичен в Антарктиде. В оазисе Вестфолль (смі рис. 1.1) морские осадки плиоценового возраста мощностью в первые метры и с содержанием фораминифер и ископаемых раковин моллюсков ш situ тоже не несут следов уплотнения или переработки ледниками. Промерзание толщи этих осадков и незначительная рельефообразующая деятельность ледника над ними скорее предохраняли, чем разрушали их во время оледенения" [Adamson & Pickard, 1986]. При отступании и таянии ледника эти осадки подвергались эрозионному воздействию вод — то, что отмечается исследователями в разрезах позднеплейстоценовых морских отложений на Берегу Соя.

   На наш взгляд, участки Берега Соя подвергались, как минимум, двум оледенениям. Первое, произошедшее до формирования морских позднеплейстоценовых отложений, было мощным, подвижным, и активно преобразовывало шельф и участки суши. Второе: (период ПЛМ) представляло собой сложную в плановых очертаниях и рельефе поверхности систему разрозненных ледниковых куполов малой толщины на современных островах, полуостровах и, возможно, на прилегающих мелких участках шельфа, а также выдвинувшиеся на шельф выводные ледники. На островах Онгул и полуострове Лангхувде толщина этих ледников была минимальной5 (до 100-200 м); ледниковые тела здесь, вероятно, не имели связи с ледниковым антарктическим щитом; На других полуостровах ледники были мощнее (до 400-500 м), и соединялись с краем ледникового щита, по крайней мере, во время своего максимального развития. Это подтверждается направлениями ледниковой штриховки (см. рис. 3.8): на островах Онгул они разнообразны и зачастую перпендикулярны современным направлениям линий тока льда на склоне антарктического щита, тогда как на других территориях они близки направлениям линий тока на ледниковом склоне и перпендикулярны современному краю ледникового щита. Незначительная мощность и активность последнего оледенения подтверждается также слабым развитием основной морены на суше. Аргументом в пользу наших представлений служат и результаты морских геологических исследований в заливе Лютцов-Хольм. Колонки донных отложений, поднятых со дна залива, сложены преимущественно тонкими (первые десятки сантиметров), неуплотненными ледниково-морскими осадками [Moriwaki, 1977; Moriwaki & Yoshida, 1983]. Их мощность увеличивается до 1,5 м лишь в некоторых подводных депрессиях. Радиоуглеродное датирование древнейшего органического материала в одной из колонок, отобранной в 20 км к западу от полуострова Лангхувде дало возраст около 14000 л.н. [Harada et al., 1995], что свидетельствует: 1) о возможности присутствии- оледенения в рассматриваемом районе во время ПЛМ; 2) о начале дегляциации здесь не позднее 14000 л.н.

   В регионе, включающем ледники вокруг гор Принс-Чарльз, выводной ледник Ламберта и окружающие пространства ледникового щита, шельфовый ледник Эймери (рис. 3.9а), сейчас осуществляется прирост и сток в океан около 14 % льда восточно-антарктического щита [Hambrey & Dowdeswell, 1994]. Основная информация о развитии оледенения этого региона была получена в ходе палеогеографических работ в оазисе Эймери и на Холмах Ларсеманн, и геологических исследований в заливе Прюдс.

   В заливе Прюдс данные об оледенении периода ПЛМ собирались с применением сейсмозондирования, радиолокационной и сонарной съемок, отбора поверхностных проб и колонок донных отложений с последующими биостратиграфическими, геохимическими, гранулометрическими, минералогическими и хроностратиграфическими анализами осадков [Cooper et al., 1991; Domack et al., 1991, 1998; Harris et al., 1998; Leitchenkov et al., 1994; O Brien, 1994; Pushina et al., 1997; Taylor & Leventer, 2003]. В результате была получена картина рельефа, стратиграфии и фациальной изменчивости отложений дна залива. Основными аккумулятивными формами рельефа оказались моренные гряды, вытянутые, в целом, в направлении с юга на север (рис. ЗЛО), и созданные, по-видимому, на линиях длительного налегания на дно шельфа выдвинувшихся в залив краевых частей ледников [Leitchenkov et al., 1994]. Подобный генезис гряд подтвердил фациальный анализ отложений на поверхности дна и в разрезах: массивные ледниковые отложения были найдены только на участках шельфа между грядами и континентальным берегом [Domack et al., 1998]. Во внутреннюю, самую глубокую часть шельфа (в частности, в район канала Прюдс) материковый лед не продвигался, - осадконакопление шло здесь под шельфовым ледником. Как следует из значений радиоуглеродных датировок перекрытых моренами осадков (20200-20700 л.н.), формирование морен и закрытие части залива ледниками имело место в период ПЛМ, несколько позднее 20000 л.н. Судя по возрасту послеледниковых осадков (около 12700

   Условия, соотношение глобальных, региональных и локальных факторов, и ход дегляциации

   Время начала дегляциации оазиса Унтер-Зе можно оценить по радиоуглеродным датировкам органического материала в гнездах снежных буревестников. Эти птицы появились (после перерыва) на склонах оазиса уже около 17000 л.н. (см. рис. 3.5). Затем (13000-10000 л.н.) было заселено гнездо на боковой морене, которая формировалась на начальной стадии дегляциации и характеризует высоты ледниковой поверхности ПЛМ [Stackebrandt, 1995]. Быстрое отступание края ледника Анучина в период 12000-9000 л.н. (см. рис. 3.6) привело к образованию озера Унтер-Зе [Schwab, 1998]. По соотношению времени появления и высоты гнезд (см. рис. 3.5) видно, что уже 8000-7000 л.н. птицы селились в большом интервале высот (700-1150 м над уровнем моря), который мало отличается от современных высотных характеристик гнездования. По-видимому, между 13000 и 8000 л.н. происходило быстрое освобождение склонов оазиса от снежников.

   О голоценовьгх природных условиях в районе Земли Королевы Мод говорят временные изменения числа заселенных гнезд в оазисе Унтер-Зе, на склонах гор Инзель и нунатаков Робертсколлен (см. рис. 1.1.). Видно, что в раннем голоцене появление новых гнезд было медленным, а примерно с 7000 л.н. оно ускорилось (рис. 4.1). Максимальное количество исследованных гнезд использовалось в период между 4000 и 3000 л.н., затем (около 2000 л.н.) большая их часть была покинута, а в течение последних 1500 лет снежные буревестники стали активно занимать новые точки. Трудно утверждать, что эти изменения зависели только от природной обстановки в районах гнездования, т.к. они могли также быть связаны с ледовой обстановкой в местах кормления птиц в океане. В любом случае, рост числа обитаемых гнезд должен отражать благоприятные (сравнительно теплые) условия в горных районах и уменьшение суровости ледово-морских условий в районах кормления. Напротив, резкое снижение числа гнезд обозначает появление снежников в местах гнездования или увеличение суровости ледового покрова на морских акваториях (похолодание). Таким образом, динамика заселения птицами горных областей Земли Королевы Мод свидетельствует о существовании благоприятных (теплых ) условий гнездования 4000-3000 л.н., и в течение последних 1500 лет. Неблагоприятными для колонизации были природные обстановки периода 10000—7000 л.н., и около 2000 л.н. ?. 25 15 10

   Дополнительные сведения о климатических условиях и ходе дегляциации оазиса Унтер-Зе были получены при изучении минералогии, геохимии и возраста донных осадков одноименного озера (рис. 4.2). Быстрое сокращение ледника Анучина и формирование озера между 12000 и 9000 л.н. указывают на относительно теплые условия и активное таяние

   Реконструкция основных этапов ледниковой истории оазиса Унтер-Зе за последние 13000 лет. Построено в соответствии с данными [Hilleretal., 1995; Schwab, 1998; Stackebrandt, 1995] льда в этот период [Schwab, 1998]. С 9000 до 7000 л.н. отступание ледника замедлилось, что говорит о похолодании. Начиная с 7000 л.н., озеро постоянно покрыто ледовым покровом, который сейчас достигает толщины 5 м, а климатические условия, в целом, были стабильными и относительно холодными. Вместе с тем, в этот период могло произойти небольшое продвижение края ледника Анучина, и последующее его отступание до современного положения. Отсутствие ясных палеоклиматических сигналов в осадках среднего и позднего голоцена объясняется преобладающим влиянием местного горного климата [Schwab, 1998]. Кроме того, суровость ледового режима водоема могла нивелировать изменения осадконакопления, происходящие в ответ на незначительные колебания температуры воздуха. Поэтому для реконструкции климатических условий в оазисе Унтер-Зе мы использовали как палеолимнологические данные, так и динамику заселения территории снежными буревестниками (рис. 4.3а).

   Ход дегляциации оазиса Унтер-Зе в течение последних 7000 лет устанавливается при сопоставлении моренных комплексов с хронологией его заселения птицами и палеолимнологическими интерпретациями. Верхние боковая и напорная морены на склонах долины озера Унтер-Зе характеризуют предельные высоты оледенения периода ПЛМ (см. рис. 4.2). Позднее и ниже в долине озера было создано еще два моренных комплекса. Первый - это боковые морены на берегах озера на высотах ниже 700-650 м над уровнем моря, причем на западном берегу часть морены входит в озерную акваторию. Заселение морены птицами началось около 3200 л.н., и значит, разрастание оледенения в оазисе произошло еще раньше. Сравнивая эту информацию с палеоклиматическими интерпретациями (см. рис. 4.3), можно допустить, что рост оледенения случился когда-то между 7000 и 4000 л.н. Второй моренный комплекс формируется в настоящее время на боковых сочленениях ледника Анучина со склонами оазиса и, вероятно, характеризует продвижение и отступание местных ледников на десятки метров в течение последних нескольких сотен лет. Обобщение представлений о ходе дегляциации оазиса Унтер-Зе представлено на рис. 4.36.

   В оазисе Ширмахера время начала дегляциации оценивается по значениям радиоуглеродных датировок в основаниях органической части отложений озер Зуб и Глубокое (см. рис. 3.3). Накоплению сапропелей в озере Глубоком (с 6500 л.н.) должен был предшествовать период освобождения бассейна от ледников и аккумуляции водно-ледниковых осадков, т.е. местное оледенение сокращалось уже в раннем голоцене. Косвенно это подтверждается быстрым сокращением ледника Анучина 12000-9000 л.н., обозначающим прекращение поступления в район между оазисами Унтер-Зе и Ширмахера ледниковых масс с плато Вегенера (см. рис. 3.1).

   Изучение литологии и геохимии донных отложений озер Зуб и Глубокое позволило реконструировать голоценовые климатические условия осадконакопления: время перехода в разрезах от минеральных, водно-ледниковых отложений к началу накопления органического материала было посчитано наиболее теплым (предположительно 7500-5500 л.н.), а последующие условия (за исключением последних столетий) были относительно стабильными и холодными [Schwab, 1998]. Дополнительная палеоклиматическая информация была получена нами при проведении диатомового анализа органической части колонки донных осадков озера Зуб. Радиоуглеродные датировки показывают последовательность аккумуляции толщи сапропелей и совпадение вершины колонки с поверхностью дна (рис. 4.4). Тогда можно построить хронологическую шкалу, которая четко

   Похожие диссертации на Последний ледниковый максимум и дегляциация в краевой зоне Антарктиды

   

   Рельеф дна, глубинное строение и геодинамика переходных зон Западной АнтарктидыТетерин Дмитрий Евгеньевич