Лёд и Снег · 2021 · Т. 61 · № 4

УДК [550.3:56(119):551.462.32] (99)

doi:10.31857/S2076673421040109

Позднеплейстоценовое оледенение и отступание ледникового покрова на шельфе

Южно-Оркнейского плато, Западная Антарктика

¹Всероссийский научно-исследовательский институт геологии и минеральных ресурсов Мирового океана имени акаде

мика И.С. Грамберга, Санкт-Петербург, Россия; ²Институт наук о Земле, Санкт-Петербургский государственный уни

верситет, Санкт-Петербург, Россия; ³Полярная морская геологоразведочная экспедиция, Санкт-Петербург, Россия

*german_l@mail.ru

Late Pleistocene glaciation and retreat of ice sheet on the shelf

of the South Orkney Plateau, West Antarctica

G.L. Leitchenkov^1*,2, E.A. Bazhenova³

¹Research Institute for Geology and Mineral Resources of the World Ocean, St. Petersburg, Russia; ²Institute of Earth Sciences,

Saint-Petersburg State University, St. Petersburg, Russia; ³Polar Marine Geosurvey Expedition, St. Petersburg, Russia

*german_l@mail.ru

Received August 2, 2021 / Revised September 22, 2021 / Accepted October 4, 2021

Keywords: Antarctic, South-Orkney Plateau, shelf, multibeam survey, seismic profiling, bathymetry, subglacial land forms, glaciation, ice retreat.

Summary

The research aims to provide insight into reconstruction of the Late Pleistocene glaciations and ice retreat that fol-

lowed the Last Glacial Maximum. The study is based on multi-channel seismic profiling and multibeam survey con-

ducted on the shelf during the 63-rd Russian Antarctic Expedition (2018) on RV «Akademik Alexander Karpinsky».

The 560-channel, 7000-m-long streamer and the Atlas Hydrosweep MD-3/30 multibeam echo-sounder were used

for seismic and multibeam survey, respectively. In addition, previously collected seismic data available from the Ant-

arctic Seismic Data Library System and bathymetry data from the «International Bathymetry Chart of the Southern

Ocean» (IBCSO) Project were involved for interpretation. The multibeam survey was carried out within the Signy

Trough and its flanks with depths ranging from 180 to 400 m, and covered the area of about 1500 km2. The data

were collected along 43 profiles spaced at 750 m to ensure enough overlap between swaths. Variety of submarine

glacial landforms formed by grounded ice was identified on shelf of the South Orkney Plateau with use of seismic

and multibeam data. The most prominent of these features is the large terminal moraine at the middle shelf (previ-

ously described as the mid-shelf break) marking the greatest ice extent at the LGM. Oceanward of the large termi-

nal moraine, the plateau-like feature (delineated by 350 and 425 m isobaths) with relatively steep outer slope is rec-

ognized from seismic data and interpreted as the distal terminal moraine formed during the pre-LGM Pleistocene

glaciation. Within the Signy Trough, submarine glacial landforms mapped by multibeam survey, reflect ice retreat

after the LGM; these landforms include: subglacial lineation at the western flank of the northern Signy Trough indi-

cating fast flowing grounded ice, transverse recessional moraine ridges, lateral shear moraine on the western flank

and lateral marginal moraine on the eastern flank of the Trough, two grounding zone wedges, streamlined features

(drumlins) and an ice-proximal fan (presumably). The end moraine was also identified in the eastern flank of Signy

Trough. It is thought to be formed due to ice (outlet glacier) re-advance during the Antarctic Cold Reversal. Numer-

ous iceberg plough-marks were observed at least down to 370 m water depths.

Citation: Leitchenkov G.L., Bazhenova E.A. Late Pleistocene glaciation and retreat of ice sheet on the shelf of the South Orkney Plateau, West Antarctica.

Led i Sneg. Ice and Snow. 2021, 61 (4): 571-586. [In Russian]. doi:10.31857/S2076673421040109.

Поступила 2 августа 2021 г. / После доработки 22 сентября 2021 г. / Принята к печати 4 октября 2021 г.

Ключевые слова: Антарктика, Южно-Оркнейское плато, шельф, многолучевое эхолотирование, сейсморазведка, батиметрия,

морена, плейстоцен, оледенение, дегляциация.

По данным сейсмического профилирования и детальной съёмки с помощью многолучевого эхолота на

шельфе Южно-Оркнейского плато идентифицированы подводные ледниковые формы рельефа, кото-

рые маркируют распространение ледникового покрова в периоды четвертичных оледенений и этапы

его отступания в позднем плейстоцене. Предполагается, что максимальное распространение ледника

с его налеганием на дно произошло в один из периодов похолодания плейстоцена. Во время послед-

него ледникового максимума ледник достигал среднего шельфа и сформировал крупную конечную

морену. После этого началось его отступание, которое происходило неравномерно. В период Антарк-

тического холодного реверса в районе долины Сигню установлено повторное наступание ледника.

 571 

Палеогляциология

Введение

мы и темпы дегляциации, условия в подошве

ледников, характеристики базальной гидроло

В настоящее время исследования морфологии

гической системы и в конечном счёте - клима

морского дна для полярных регионов - важная

тические обстановки прошлого. Подводные

часть комплексных морских геолого-геофизиче

формы рельефа полярных регионов, находив

ских работ. Наиболее актуальны съёмка с помо

шихся под действием наступания и отступания

щью многолучевого эхолота и высокоразрешаю

ранее существовавших ледников, формируются

щая сейсморазведка в комплексе с отбором проб

в субгляциальных, окраинно-ледниковых, лед

донных осадков. В Арктике и Антарктике такие

никово-морских и морских природных обста

работы относятся к приоритетным для изучения

новках [1]. Одни из них по структуре и природе

изменений природной среды последних тысяче

образования аналогичны распространённым на

летий, реконструкции палеодинамики ледников

суше, другие имеют свою специфику и характер

и оценки устойчивости ледниковых покровов.

ны только для морских условий.

На полярных шельфах сохранились следы

К основным формам рельефа субгляциаль

наступания ледников во время позднеплейсто

ных обстановок относятся: ледниковые долины

ценового гляциального максимума и их отступа

(часто пересекающие весь шельф) и фьорды; гля

ния в позднем плейстоцене - раннем голоцене.

циофлювиальные туннельные долины и кана

Они проявлены в различных, весьма разнообраз

лы; эскеры, друмлины, борозды и протяжённые

ных подводных формах рельефа, образованных в

линейные структуры ледникового выпахивания;

основании и на краях ледниковых покровов [1].

латеральные (боковые) сдвиговые и окраинные

Анализ строения и пространственного развития

морены (рис. 1). Бόльшая часть этих форм соз

этих форм позволяет установить направление

даётся подлёдной эрозией подстилающих осад

течения и границы распространения льда, от

ков в основании быстро текущих ледниковых по

носительную скорость его движения, механиз

токов и указывает направление их движения [1].

Рис. 1. Ледниковые формы рельефа морского дна шельфов:

1 - долина, образованная ледниковой эрозией; 2 - конечная морена, маркирующая максимальное распространение лед

ника; 3 -линейные формы выпахивания; 4 - друмлин; 5 - морена клиновидной формы, образованная в зоне налегания

ледового потока на дно; 6 - моренные гряды, возникшие при отступании ледника; 7 - боковая сдвиговая морена; 8 -

боковая окраинная морена; 9 - конечная морена; 10 - конус выноса, сформированный в результате подлёдного стока;

11 - следы айсбергового выпахивания

Fig. 1. Schematic diagram of the assemblages of submarine glacial landforms:

1 - cross-shelf glacial troughs; 2 - terminal moraine, marking the maximum extent of an ice sheet; 3 - glacial lineation; 4 - drum

line; 5 - grounding-zone wedge; 6 - retreat moraines; 7 - lateral shear moraine; 8 - lateral marginal moraine; 9 - end moraine;

10 - ice-proximal fan; 11 - iceberg plough marks

 572 

Г.Л. Лейченков, Е.А. Баженова

Формы рельефа окраинно-ледниковых обстано

агентством по недропользованию (Роснедра)

вок образуются в зоне налегания всплывающих

Минприроды России, удалось включить задачи

шельфовых ледников и обычно ориентированы

по проведению съёмки с многолучевым эхоло

поперечно к направлению течения льда. Они со

том. В 2018 г., в рамках 63-й РАЭ, такие работы

держат конечные и стадиальные морены (морен

были выполнены на шельфе Южно-Оркнейско

ные гряды, связанные с отступанием ледника),

го плато, существенно дополнив имеющиеся в

моренные клинья зоны налегания («grounding-

этом районе батиметрические данные.

zone wedges»), конусы выноса осадков, сформи

К задачам настоящих исследований относятся:

рованные на шельфах за счёт талых подледнико

1) анализ форм рельефа шельфа Южно-Ор

вых вод или на континентальных склонах в устьях

кнейского плато в пределах района выполненной

ледниковых долин [1, 2] (см. рис. 1). Наиболее

съёмки, а также на более обширной акватории с

протяжённые и морфологически выраженные

использованием базы данных Международного

формы подводного рельефа - конечные морен

проекта СКАР «Международная батиметрическая

ные гряды, которые маркируют границу макси

карта Южного океана (International Bathymetric

мального распространения ледниковых покровов

Chart of the Southern Ocean, IBCSO) и сейсмиче

в периоды гляциальных максимумов. В леднико

ских данных, полученных зарубежными и отече

во-морских обстановках доминируют следы айс

ственными экспедициями в этой части Антаркти

бергового или ледового (для мелких морей) вы

ки, включая материалы 63-й РАЭ;

пахивания и осадочные наносы, отлагавшиеся из

2) реконструкция оледенения Южно-Ор

осадочных плюмов талых вод [1].

кнейского плато в период последнего леднико

В Антарктике детальное изучение шельфов

вого максимума и более ранних периодов оле

с применением многолучевого эхолотирования

денения, а также характера отступания ледника

началось в первой декаде 2000-х годов в рамках

(дегляциация) в позднем плейстоцене.

национальных проектов Германии, Великобри

тании, США и других стран под эгидой приори

тетной научно-исследовательской программы

Морфология и геологическое строение шельфа

Научного комитета по изучению Антарктики

Южно-Оркнейского плато: изученность

(SCAR) «Эволюция антарктического климата»

и существующие представления

(Antarctic Climate Evolution, ACE; 2003-2011 гг.),

а затем «Динамика антарктического ледниково

Южно-Оркнейское плато находится вбли

го покрова в прошлом» (Past Antarctic Ice Sheet

зи географической границ Антарктики и рас

Dynamics, PAIS; 2012-2020 гг.). На шельфе Юж

положено в 600 км к востоку от северной око

но-Оркнейского плато съёмка с многолучевым

нечности Антарктического полуострова. Плато

эхолотом впервые была выполнена в 2011 г. экс

включает в себя континентальный шельф

педицией Великобритании и сопровождалась

с глубинами от 100 до 500 м площадью около

отбором донных осадков и высокочастотным (до

48 тыс. км² и архипелаг Южных Оркнейских

200 Гц) сейсмическим исследованием [3-5].

островов (рис. 2), сложенных мезозойскими ме

Научно-экспедиционные суда Российской

таморфизованными и неметаморфизованны

антарктической экспедиции (РАЭ) «Академик

ми осадочными породами Андского складчато

Фёдоров» и «Академик Трёшников», а также на

го пояса [6]. Бόльшая часть островов перекрыта

учно-исследовательское судно Полярной мор

горными ледниками. В тектоническом отно

ской геологоразведочной экспедиции «Академик

шении Южно-Оркнейское плато представля

Александр Карпинский», регулярно выполняю

ет собой континентальный блок (микроконти

щие геофизические исследования в Антаркти

нент), который отделился от Антарктического

ке, были оснащены многолучевыми эхолотами в

полуострова за счёт океанического спрединга

2010, 2012 и 2015 г. соответственно, но регуляр

30-23 млн лет назад (л.н.) [7]. Сведения о строе

ные исследования морского дна на этих судах не

нии осадочного чехла Южно-Оркнейского плато

проводились. Только в 2017 г. в проект исследо

получены по сейсмическим данным и результа

ваний на судне «Академик Александр Карпин

там бурения в рамках программы глубоководно

ский», которые финансируются Федеральным

го бурения (Ocean Drilling Project, ODP). Уста

 573 

Палеогляциология

Рис. 2. Рельеф морского дна шельфа Южно-Оркнейского плато (составлен на основе базы данных проекта

СКАР «Международная батиметрическая карта Южного океана», IBCSO) и профили многоканальных сейс

мических наблюдений, используемые в настоящем исследовании.

Сечение изобат 25 м на шельфе до глубины 500 м и 500 м за пределами шельфа в диапазоне глубин от 500 до 5000 м.

1-5 - положение профилей: 1 - России, 1990 г.; 2 - России, 2018 г. (утолщённые линии - фрагменты профилей, пока

занные на рис. 4); 3 - Великобритании, 1988 г.; 4 - Италии, 1991 и 1993 гг.; 5 - Японии, 1988 г.; 6 - площадь съёмки с

многолучевым эхолотом 2018 г.; 7 - скважина глубоководного бурения по программе ODP; 8 - осадочные бассейны

(границы бассейнов уточнены в рамках настоящего исследования); на врезке белой стрелкой показано положение Юж

но-Оркнейского плато в Антарктике; ЮОО - Южно-Оркнейские острова

Fig. 2. Bathymetry of the South Orkney Plateau (compiled with use of IBCSO database) and multichannel seismic

lines used in this study:

Isobaths are drawn at 100-m intervals on the shelf until 500 m and 500 m out of the shelf between depths 500 and 5000 m. 1-5 -lo

cation of seismic lines: 1 - Russia, 1990; 2 - Russia, 2018 (thickened are seismic sections shown on Fig. 4); 3 - Great Britain,

1988; 4 - Italy, 1991 and 1993; 5 - Japan; 6 - area of multibeam survey; 7 - Site 696 of the ODP Drilling; 8 - sedimentary basins.

Inset shows Antarctica and white arrow indicates the South Orkney Plateau; ЮОО - South Orkney Islands

новлено, что осадочный чехол имеет мощность

фундамента развиты депрессии широтного и ме

от 0,5 до 2,5 км и подстилается мезозойским

ридионального простирания (см. рис. 2), образо

складчатым комплексом (фундамент осадочного

ванные в результате позднеэоценового растяже

чехла), обнажающимся на Южных Оркнейских

ния и прогибания земной коры [7].

островах. Начало формирования осадков дати

Согласно данным бурения, на шельфе Юж

руется поздним эоценом [7, 8]. В поверхности но-Оркнейского плато в позднем миоцене уси

 574 

Г.Л. Лейченков, Е.А. Баженова

лилось физическое выветривание горных пород,

Сигню отличается извилистой формой с тремя

а в осадках континентальных окраин появились

сегментами различного простирания - от СЗ-

обломки ледового разноса [9]. Оба этих фактора

ЮВ до СВ-ЮЗ (см. рис. 2). Морфология шель

свидетельствуют о похолодании и оледенении в

фа в значительно степени формировалась под

Западной Антарктике [9]. Возможно, что с этого

влиянием оледенений [3]. Образование долин

же времени ледниковый покров развивался и на

связано с существованием быстротекущих вы

шельфе Южно-Оркнейского плато, хотя пря

водных ледников, которые дренировали менее

мых доказательств этого пока нет. На сейсмиче

подвижный ледниковый купол, перекрывавший

ских разрезах, которые привязаны к скважинам

шельф в периоды ледниковых максимумов.

на шельфе, начало позднемиоценового оледене

По мере накопления геофизической и гео

ния проявлено отчётливой отражающей грани

логической информации масштабы разви

цей [10], образование которой, вероятнее всего,

тия последнего оледенения на шельфе Южно-

связано с изменением состава морских осадков.

Оркнейского плато уточнялись. Д.Е. Сугден и

По результатам бурения скважины ODP-696,

К.М. Клаппертон [11] на основании анализа ба

расположенной на относительно глубоковод

тиметрических данных предположили, что лед

ной террасе шельфа (см. рис. 2), установлено,

ник распространялся от островов до глубины

что в течение плиоцена темпы осадконакопле

моря около 200 м - примерно на 30-50 км от по

ния резко (более чем на порядок) снизились,

бережья Южно-Оркнейских островов. После из

что, видимо, указывает на развитие относитель

учения донных осадков в западной части шель

но стабильного ледникового покрова в позднем

фа Южно-Оркнейского плато М.Дж. Херрон и

плиоцене [9]. Более определённая информация

Дж.Б. Андерсон [12] пришли к выводу о более

о распространении льда на шельфе Южно-Орк-

широком развитии ледника в период последнего

нейского плато получена для позднего плейсто

ледникового максимума. Во всех осадочных ко

цена - раннего голоцена на основании опробо

лонках до глубины моря 250-300 м они установи

вания донных осадков и геофизических, в том

ли развитие диамиктона, представляющего собой

числе батиметрических, исследований шельфа.

базальный тиль, свидетельствующий о подледни

Рельеф шельфа Южно-Оркнейского плато

ковом осадконакоплении. Геологические данные

изучают с середины ХХ в. [11], но детальные

подтверждены высокочастотными сейсмически

исследования c анализом форм рельефа мор

ми разрезами, на которых обнаружена поверх

ского дна выполнены здесь относительно не

ность ледниковой эрозии. Кроме того, изучение

давно путём исследований с многолучевым эхо

материала ледового разноса из колонок на запад

лотом, интеграции всех полученных за многие

ном континентальном склоне Южно-Оркнейско

годы данных и составления цифрового маке

го плато показало присутствие шельфового лед

та батиметрической карты [3]. По результатам

ника в период ледникового максимума.

этих работ установлены основные морфострук

В результате анализа батиметрических дан

туры Южно-Оркнейского плато и область мак

ных В.А. Дикенс с соавторами [3] выявили на

симального распространения льда в период по

среднем шельфе (между изобатами 250-300 м)

следнего ледникового максимума [3]. К северу

структуру морского дна клиновидной или более

от Южных Шетландских островов шельф до

сложной формы с уступом на внешней её части

статочно узкий - 20-25 км - и ограничен кру

амплитудой до 100 м и более (см. рис. 2). Эта

тым и линейно-ориентированным континен

структура, по их мнению, представляет собой де

тальным склоном, который сформировался в

поцентр ледникового осадконакопления и мар

условиях сдвига между литосферными плитами.

кирует границу наибольшего распространения

Эту часть шельфа пересекают пять коротких эк

налегавшего на морское дно льда в период по

зарационных долин шириной 5-10 км и длиной

следнего и, возможно, предшествующих лед

20-30 км. К югу от островов шельф достигает

никовых максимумов (т.е. является конечной

ширины 100-150 км и пересекается двумя до

мореной). По материалам сейсмических иссле

линами - Сигню и Оруэлл (см. рис. 2). Первая

дований с высоким разрешением она состоит из

имеет длину 125 км и среднюю ширину 30 км,

четырёх проградационных клиноообразных толщ

а вторая - 57 и 25 км соответственно. Долина

с максимальной мощностью от 40 до 65 м, кото

 575 

Палеогляциология

рые формировались в субгляциальных условиях,

бассейнов до больших глубин, но их возможно

и двух пологозалегающих маломощных внутрен

сти в изучении верхней части осадочного чехла

них прослоев, отлагавшихся в ледниково-мор

ограничены, так как генерируемый акустиче

ской или открыто-морской обстановке [5].

ский сигнал имеет относительно низкие частоты.

Отступание ледника после оледенения в позд

Сейсмические данные обрабатывали с помощью

нем плейстоцене - раннем голоцене практически

программного пакета «ProMAX». Для улучшения

не изучено. В устье долины Оруэлл по сейсми

разрешающей записи верхней части осадочного

ческим и эхолотным данным обнаружены мо

чехла применяли дополнительные (по сравне

ренные клинья (морены), сформировавшиеся на

нию со стандартным графом обработки) проце

раннем этапе дегляциации при отступании и вре

дуры высокочастотной фильтрации, деконволю

менной стабилизации линии налегания ледни

ции и автоматической регулировки усиления с

ка [4, 5]. К северу от них, в средней части долины

короткой длиной оператора. Для анализа форм

и на её флангах, установлена серия дугообраз

рельефа использовали также суммированные

ных (вогнутых внутрь) моренных гряд, которые

сейсмические разрезы других экспедиций (Вели

указывают на неравномерное отступание линии

кобритании, Италии, и Японии), доступные из

налегания ледника (и, вероятно, ледникового

Международной библиотеки сейсмических дан

барьера) с образованием вдающейся в шельф сво

ных по Антарктике (Seismic Data Library System,

бодной ото льда бухты [4, 5]. В верховьях долины

SDLS), но их качество по сравнению с разрезами

Оруэлл, на наклонной в сторону моря поверх

63-й РАЭ было заметно ниже.

ности дна, установлена морена Де Геера, марки

Многолучевое эхолотирование выполня

рующая сезонные отступания ледника [5].

ли вдоль сейсмических профилей и на отдель

По данным радиоуглеродного датирования

ном прямоугольном участке шельфа площадью

ледниково-морских осадков в западной части

1760 км² (55 × 32 км) в районе долины Сигню с ди

шельфа Южно-Оркнейского плато и в верхо

апазоном глубин от 170 до 430 м (см. рис. 2). Про

вьях долины Сигню (см. рис. 2) установлено,

фили располагали на расстоянии 750 м друг от

что дегляциация произошла здесь в интерва

друга для обеспечения горизонтального перекры

ле 13,9-9,5 тыс. л.н. [12, 13]. Исследования в

тия, равного не менее двух значений максималь

долине Оруэлл показали, что линия налегания

но допустимой горизонтальной ошибки для дан

ледового потока отступала от средней к вну

ных глубин при оптимальном угле развёртки ±65°

тренней частям долины в интервале от 14,6 до

от центрального луча. Ширина полосы обзора по

12,95 тыс. л.н. [5]. Развитие диатомовых илов в

двум бортам составляла 730-1840 м в зависимо

донных осадках с возрастом около 8,6 тыс. лет

сти от глубины моря. Общая длина батиметриче

вблизи западного побережья Южно-Оркней

ских профилей - 2765 км. Для съёмки использо

ского плато указывает на существование здесь

вали многолучевой эхолот Atlas HYDROSWEEP

открыто-морских условий, т.е. о полном осво

MD/30, датчики крена, дифферента, рыскания и

бождении шельфа Южно-Оркнейского плато от

вертикального перемещения судна Teledyne TSS

ледникового покрова к этому времени [14].

MAHRS, а также навигационный приёмоиндика

тор GPS/GLONASS Transas T-701. Значения про

меров глубины корректировали путём введения

Методы исследований

поправок на скорость звука в воде, измеренную по

вертикальным профилям в пяти пунктах на краях

Для исследований использованы сейсмиче

и в центре площади съёмки.

ские разрезы и данные многолучевого эхолотиро

Обработку данных многолучевого эхолоти

вания, полученные в ходе 63-й РАЭ (см. рис. 2).

рования вели с помощью программного обес-

Сейсмическое профилирование выполнено ме

печения «QPS Qimera». Она предусматривала

тодом общей глубинной точки (ОГТ) с приёмной

проверку временных рядов (учёт показаний дат

расстановкой длиной 7 км и группой пневмо-

чиков ориентации судна - крена, дифферента,

источников общим объёмом 37 л. Используемые

вертикального перемещения и показаний дат

технические средства и методика работ позволя

чика скорости звука; введение географических

ют получать информацию о строении осадочных

координат) и учёт функции скорости в водной

 576 

Г.Л. Лейченков, Е.А. Баженова

толще. Воздействие приливов на шельфе Южно-

На западном фланге долины Сигню в плио

Оркнейского плато не учитывалось из-за отсут

ценовой толще, залегающей между двумя верх

ствия данных в период съёмки, но по имеющей

ними границами (см. рис. 3, а), наблюдается ас

ся информации [15] их амплитуда в этом регионе

симетричная линзовидная структура мощностью

Мирового океана невелика, поэтому влияние на

около 80 м с проградационными внутренними

измерение глубин можно считать незначитель

отражениями. Она интерпретируется нами как

ным. Батиметрическая карта на участок съём

моренная гряда, образованная в зоне налегания

ки с многолучевым эхолотом строилась по сетке

ледника на морское дно. Эта структура, вероят

20 × 20 м. В процессе обработки не удалось из

но, свидетельствует о самом раннем наступании

бежать природных помех - параллельных полос

ледникового покрова на шельф Южно-Оркней

по центральному лучу профилей с многолуче

ского плато.

вым эхолотом. Они проявлены, главным обра

Наиболее отчётливые следы ледниковой

зом, в глубоких частях дна (более 300 м) и свя

деятельности на шельфе Южно-Оркнейско

заны с наличием дополнительных отражающих

го плато сохранились в современном морском

слоёв на границе дна и водной толщи, которые

ложе (рис. 4, 5). В большей мере они связаны с

возникли за счёт распространения рыхлых водо

динамикой льда последнего ледникового макси

насыщенных донных отложений на поверхности

мума и последовавшей за ним дегляциации, хотя

более твёрдого осадочного слоя.

крупные формы рельефа могли начать формиро

ваться в предшествующие ледниковые периоды

плейстоцена. Анализ данных, полученных в ходе

Результаты исследований. Интерпретация

детальной съёмки с многолучевым эхолотом и

сейсмических и батиметрических данных

сейсмического профилирования 2018 г. (63-й

РАЭ), существенно расширяет имевшиеся пред

Сейсмическая граница позднемиоценово

ставления об эволюции природной среды Юж

го возраста, образование которой обусловлено

но-Оркнейского плато.

изменением обстановки осадконакопления и

Сейсмические данные позволяют уточнить

состава осадков на шельфе в связи с началом

структуру конечной морены среднего шельфа,

оледенения Западной Антарктиды, достаточно

установленную ранее по батиметрическим дан

надёжно выделяется на сейсмических разрезах

ным [3]. Она протягивается с востока на запад

63-й РАЭ (рис. 3). Над этой границей, на глуби

на 160 км (см. рис. 5), имеет ширину 15-25 км

нах до 350 м ниже поверхности дна, прослеже

и достигает высоты (от подножия до вершины)

на ещё одна граница (см. рис. 3). Она не везде

110-130 м (см. рис. 3). В устье долины Сигню

одинаково хорошо проявлена в сейсмической

конечная морена приобретает в плане дуго

записи, но развита в пределах всего шельфа и

образную, выпуклую в южном направлении

может соответствовать резкому изменению тем

форму (см. рис. 5), а по профилю отличается ас

пов седиментации в плиоцене, выявленному в

симетричной клинообразной структурой с от

скважине ODP-696, и развитию более стабиль

носительно крутым склоном, направленным в

ного ледникового покрова в позднем плиоце

сторону моря, и пологим противоположным. В

не [9]. В самой верхней части осадочного чехла

сейсмической записи здесь наблюдаются про

установлена непрерывная контрастная отра

градационные внутренние отражения, демон

жающая граница с признаками углового несо

стрирующие её вертикальный и горизонталь

гласия (см. рис. 3). Её образование, вероятно,

ный рост за счёт поступления подледниковых

уже связано с устойчивым разрастанием льда

осадков (см. рис. 3, а). Сейсмические исследо

и эрозией подстилающих отложений в позд

вания с высоким разрешением записи, выпол

нем плиоцене - плейстоцене. В перекрываю

ненные на продолжении долины Оруэлл, по

щей эту границу толще наблюдаются внутрен

зволили более детально расчленить конечную

ние отражения, типичные для ледниковых форм

морену и установить, что она формировалась

со структурами бокового наращивания, хотя в её

на протяжении нескольких циклов наступания

формировании участвовали и морские осадки,

ледника [3-5]. На поднятии дна между долина

отлагавшиеся в периоды межледниковий [5].

ми конечная морена остаётся значительной по

 577 

Палеогляциология

Рис. 3. Сейсмические разрезы 63-й РАЭ (2018 г.), демонстрирующие строение осадочного чехла и отдельных

ледниковых форм рельефа.

1-3 - главные сейсмические границы: 1 - поздний миоцен (начало оледенения в Западной Антарктике); 2 - поздний плио-

цен; 3 - поздний плиоцен - плейстоцен; 4 - внутренние границы верхнеплиоценовой - четвертичной толщи. Красной

стрелкой на разрезах отмечена фронтальная часть дистальной конечной морены. Положение профилей показано на рис. 2

Fig. 3. Seismic sections showing acoustic pattern of the sedimentary cover and submarine glacial landforms.

1-3 - major seismic horizons: 1 - Late Miocene (onset of West Antarctic glaciation); 2 - Late Pliocene; 3 - Late Pliocene -

Pleistocene; 4 - internal seismic horizons. Red arrow on sections shows the age of distal terminal moraine. See Fig. 2 for the loca

tion of sections.

мощности, но становится более симметричной,

субгоризонтальной поверхностью дна и крае

а далее к востоку приобретает сложную морфо

вым уступом высотой 30-40 м (см. рис. 3, б-г

логию и уменьшается по высоте до 80-100 м (см.

и рис. 5). Эта структура интерпретируется как

рис. 3, б, в и рис. 5). Конечная морена среднего

самая ранняя по времени накопления и наибо

шельфа Южно-Оркнейского плато сопоставима

лее удалённая от Южно-Оркнейских островов

по размерам с конечной мореной норвежского

(дистальная) конечная морена, образовавша

шельфа Скьёлдригген - крупнейшей из извест

яся во фронтальной части выводного ледника.

ных ледниковых форм [16].

Её плоская поверхность с уклоном в южном на

Кроме крупной конечной морены средне

правлении может свидетельствовать о частичном

го шельфа, южнее мы впервые выделили ещё

захоронении морены в период более позднего

одну осадочную структуру, которая расположена

оледенения (или нескольких оледенений) с на

между изобатами 350 и 425 м и образует плоскую

коплением осадков под шельфовым ледником,

террасу овальной формы размером 30 × 70 км с

линия налегания которого находилась на рас

 578 

Г.Л. Лейченков, Е.А. Баженова

Рис. 4. Рельеф морского дна

района долины Сигню по дан

ным съёмки с использованием

многолучевого эхолота (а) и ба

тиметрические профили мор

ского дна, демонстрирующие

морфологию морских леднико

вых форм (б).

Римскими цифрами обозначены

типы ледниковых и ледниково-

морских форм рельефа: I - ледни

ковая линейность, образованная в

результате действия быстротеку

щего ледника (на врезке показан

увеличенный фрагмент карты);

II - поперечные моренные гряды,

сформированные при отступании

ледника; III - боковая сдвиговая

морена; IV - конечная морена;

V - клинья на линии налегания;

VI - конус выноса подледниково

го стока; VII - боковая окраинная

морена; VIII - друмлин; IX - фор

ма рельефа с неясным генезисом

Fig. 4. Submarine glacial land

forms of the Signy Island area with

position of bathymetric pro

files (a) and bathymetric profiles

across different landforms derived

from multibeam survey (б).

Roman numerals denote types of sub

marine glacial landforms: I - stream

lined subglacial lineation indicating

fast flowing grounded ice (inset shows

enlarge part of the map); II - trans

verse recessional moraine ridges; III -

lateral shear moraine; IV - end mo

raine; V - grounding zone wedges;

VI - ice-proximal fan; VII - lateral

marginal moraine; VIII - drumline;

IX - landform with unclear genesis

положенной севернее моренной гряде среднего

подчинялось существовавшему в то время текто

шельфа. Центральная часть дистальной конеч

нически обусловленному палеорельефу дна.

ной морены совпадает с депрессией в фунда

Детальная съёмка с применением многолу

менте осадочного чехла (см. рис. 2), которая на

чевого эхолота позволила установить несколь

следуется и в верхних ледниковых отложениях

ко типов ледниковых форм рельефа, которые

(см. рис. 3, г). Возможно, течение ледника, сфор

связаны с деятельностью и динамикой ледяного

мировавшего относительно древнюю морену,

потока в долине Сигню во время общей дегля

 579 

Палеогляциология

Рис. 5. Ледниковые формы рельефа шельфа Южно-Оркнейского плато:

1 - дистальная конечная морена, маркирующая наибольшее распространение ледникового покрова налегающего на

морское дно; 2 - конечная морена среднего шельфа, образование которой завершилось в период последнего ледниково

го максимума (более тёмным цветом показан крутой склон в краевой части); 3 - конечная морена, образовавшаяся при

повторном наступании ледника в период Антарктического холодного реверса; 4 - боковая сдвиговая морена; 5 - боко

вая окраинная морена; 6 - клинья в зоне налегания быстротекущего ледника; 7 - фронтальные фрагменты (депоцен

тры) клиньев в зоне налегания быстротекущих ледников, выявленные по сейсмическим данным; 8 - поперечные море

ны отступания; 9 - гребни (депоцентры) ледниковых форм неясной природы; 10 - сейсмические профили, используе

мые в настоящем исследовании (см. рис. 2)

Fig. 5. Submarine glacial landforms on the shelf of the South Orkney Plateau:

1 - distal terminal moraine marking the maximum extent of grounded ice; 2 - mid-shelf terminal moraine (darker color shows the

steep slope at the outer rim); 3 - end moraine formed due to re-advance of ice during the Antarctic Cold Reversal; 4 - lateral shear

moraine; 5 - lateral marginal moraine; 6 - grounding zone wedge; 7 - edges (depocenters) of grounding zone wedges; 8 - trans

verse recessional moraines; 9 - depocenters of non-identified submarine glacial landforms; 10 - seismic lines used in this study

циации шельфа после последнего ледникового

пания налегающего на дно ледника в периоды

максимума. В бортах долины Сигню наблюдают

его временной стабилизации.

ся серии параллельных гряд СВ-ЮЗ простира

Западный край долины занимает протяжён

ния шириной 0,5-1 км, высотой 10-20 м и рас

ная (более 40 км) гряда шириной 3-5 км и высо

стоянием друг от друга 1-1,5 км (см. рис. 4, а, II;

той 10-30 м (см. рис. 4, а, III и рис. 4, б). Эта гряда

рис. 4, б и рис. 5). Такие гряды - характерная

представляет собой типичную боковую сдвиго

особенность гляциальных окраин. Они пред

вую морену, которая формировалась в подлёд

ставляют собой стадиальные морены, формиру

ной обстановке в зоне сдвига между относительно

ющиеся в условиях достаточно быстрого отсту

быстро текущим ледяным потоком и менее под

 580 

Г.Л. Лейченков, Е.А. Баженова

вижным ледниковым куполом [17]. В месте раз

образовавшиеся под действием течения ледника.

ворота долины боковая морена увеличивается по

К ним относятся желоба ледового выпахивания

ширине и мощности. На основании анализа не

и структуры, вероятнее всего, представляющие

скольких сейсмических профилей и детальных

собой друмлины. Из-за небольших размеров и

батиметрических данных развитие аналогичной

расположения, практически совпадающего с по

морены предполагается в западном борту долины

лосовыми помехами записи, они проявлены не

Оруэлл (см. рис. 3, б). В юго-восточном углу съём

достаточно контрастно, но всё же надёжно рас

ки доминирует асимметричное поднятие с более

познаются в полученном изображении морского

крутым склоном высотой около 30 м, направлен

дна (см. рис. 4, а, I, VIII). Желоба расположены

ным в сторону от долины (см. рис. 4, а, VII). Это

в верховье долины на её западном склоне. Они

поднятие продолжается южнее за пределы съём

имеют ширину около 100 м, длину - 1,0-2,5 км

ки, где выявлено сейсмическим профилем (см.

и высоту - первые метры и указывают направле

рис. 2 и рис. 3, г) и представляет собой достаточно

ние движения быстротекущего ледника в период

крупный осадочный депоцентр (10 × 30 км), втя

его существования (см. рис. 4, а, I). Друмлины

нутый в сторону общего направления движения

(или близкие к ним формы рельефа) находятся в

льда. По расположению, размеру и морфологи

средней углублённой части русла и имеют длину

ческому облику эту структуру можно интерпре

1-2 км и ширину от 200 до 600 м. Самые южные

тировать как боковую окраинную морену. Такой

из них немного изменяются по простиранию,

тип морен был установлен и изучен относительно

маркируя разворот ледотока (см. рис. 4, а, VIII).

недавно [17, 18], и его образование связывается с

На поднятии между долинами в северо-вос

отложениями терригенного материала на боковой

точной части площади съёмки расположена

границе налегающего на дно ледяного потока.

крупная и наиболее выразительная в представ

Внутри долины, в месте её разворота и в ты

ленном изображении форма рельефа морского

ловой части, выявлены формы рельефа морско

дна длиной 25 км, шириной 4-5 км и высотой

го дна, известные как «клинья в зоне налегания

(мощность осадков в депоцентре) 30-35 м (см.

ледника» («grounding zone wedges», GZWs) [1,

рис. 4, а, IV и рис. 4, б). Центральный сегмент

19] (см. рис. 4, а, V). Они имеют ассиметричную

этой формы в плане имеет дугообразный изгиб,

структуру в разрезе с крутым фронтальным скло

к тыловой части которого примыкает неболь

ном, обращённым в сторону движения ледника,

шая долина шириной около 2 км и глубиной 6 м

и пологим противоположным склоном. Такие

(см. рис. 4, а, IV). Указанные особенности мор

клинья образуются при отступании быстротеку

фологии позволяют сделать вывод, что она пред

щих ледяных потоков в периоды относительной

ставляет собой конечную морену поздней ста

стабилизации положения линии налегания, но

дии дегляциации шельфа, а долина маркирует

в условиях продолжающегося движения ледни

направление течения льда. В северо-восточной

ковой массы с отколом льда и формированием

части уже вырождающейся конечной морены

айсбергов. Стабилизация может занимать десят

выделяется овальная структура размером 2 × 3 км

ки - сотни лет и приводит к активному осадко

и высотой 20 м (см. рис. 4, а, VI и рис. 4, б), ко

накоплению на линии его налегания и в неко

торая может быть интерпретирована как конус

торой части под ледником за счёт непрерывного

выноса подледникового стока талых вод. Подоб

поступления базального обломочного материа

ные конусы выноса образуются за линией нале

ла [19]. В полярных регионах мощность ледни

гания в местах, где поток талых вод из-под лед

ковых осадков, слагающих клин, при длитель

ника входит в море, теряя энергию движения, и

ной задержке в отступании ледников и быстром

взвешенные осадки оседают на дно [1].

движении потока может достигать 100 м. Длина

Ещё одна аккумуляционная форма рельефа

этих клиньев в долине Сигню составляет 5-8 км

расположена юго-восточнее предполагаемой ко

(соответствуя её поперечным размерам), ши

нечной морены. Она имеет асимметричную кли

рина - 5-6 км, а высота (мощность осадков) -

нообразную структуру с крутым восточным скло

15-30 м (см. рис. 4, а, V и рис. 4, б).

ном меридионального простирания (практически

Кроме клиньев в зоне налегания, в долине

параллельного долине Сигню) высотой 15-20 м

Сигню наблюдаются линейные формы рельефа,

и длиной около 15 км. Морфология формы сви

 581 

Палеогляциология

детельствует об её образовании в зоне налегания

ховье этого выводного ледника могло распола

ледника, но динамика ледового потока, которая

гаться в северных частях долин Сигню и Оруэлл

обеспечивала накопление осадков, остаётся не

и состоять из двух отдельных потоков, которые

ясной. В пределах шельфа широко распростране

сливались в общий, образовавший дистальную

ны следы айсбергового выпахивания с врезами в

конечную морену (рис. 6, a). В дальнейшем ле

морское дно до 4-5 м (см. рис. 4, а). Они имеют

дяные потоки разделились, образовав две эрози

хаотическую конфигурацию и развиты до глубин

онные долины (см. рис. 6, б).

350-370 м. Местами также наблюдаются айсбер

Время и продолжительность формирования

говые ямы изометрической формы. Айсберги,

крупной конечной морены среднего шельфа

днище которых достигало наибольших глубин,

остаются неясными. Возможно, она начала на

должны были иметь толщину не менее 400 м. Ве

капливаться ещё в период существования объе

роятно, это - продукты разрушения крупных

динённого ледяного потока, так как иначе труд

шельфовых ледников Ронне и Фильхнера, рас

но объяснить сходную (до 120-130 м) мощность

положенных в южной части моря Уэдделла, кото

морены в устье долины Сигню, образованной

рые достигали шельфа Южно-Оркнейского плато

быстротекущим ледником, и на поднятии дна

благодаря действию водоворота Уэдделла - тече

между долинами, где ледниковый покров был

ния, двигающегося по часовой стрелке [20].

менее подвижным. Внутреннее строение конеч

ной морены среднего шельфа с переслаивающи

мися ледниковыми (проградационными) и мор

Обсуждение результатов

скими (пологозалегающими) толщами указывает

на не менее чем трёхкратное наступание ледника

Полученные данные о развитии донных форм

до своего крайнего положения в период гляци

рельефа, а также информация о возрасте донных

альных максимумов плейстоцена [5]. На самом

отложений [12-14] и изменении климата в Ант-

деле, таких наступаний могло быть больше, но

арктике позволяют сделать выводы о характе

связанные с ними отложения эродированы или

ре оледенения и динамике ледникового покро

не распознаются в сейсмической записи. В пе

ва шельфа Южно-Оркнейского плато. Во время

риод последнего оледенения, возможно, сфор

последнего ледникового максимума (и, вероят

мировались и боковые морены, выделяемые на

но, в предшествующие оледенения четвертич

западных флангах долин Сигню и Оруэлл (см.

ного периода) практически во всей Антаркти

рис. 4, а, III и рис. 5).

ке ледниковый покров распространялся до края

История и динамика отступания ледника в

континентального шельфа. Согласно результа

позднем плейстоцене, после последнего ледни

там моделирования и геологических исследова

кового максимума, проявлена в формах релье

ний, ледниковый покров Южно-Оркнейского

фа морского дна, установленных по результатам

плато оставался изолированным, не соединяясь

съёмки с многолучевым эхолотом и сейсмиче

с Антарктическим полуостровом [21]. При этом

ским данным. Согласно данным изучения дон

с налеганием на дно он перекрывал только часть

ных осадков, дегляциация шельфа Южно-Ор

шельфа, но, возможно, за линией отрыва распро

кнейского плато началась не позже 16,7 тыс. л.н.

странялся в качестве шельфового ледника.

(информация получена только по северной

Дистальная конечная морена в южной части

части, к северу от Южно-Оркнейских остро

Южно-Оркнейского плато, которая оконтурива

вов) [5]. На западном фланге и в верховьях до

ется изобатой 400 м и расположена за пределами

лины Сигню отступание ледника происходило в

развития крупной конечной морены среднего

период 13,9-9,5 тыс. л.н. [12], а в пределах доли

шельфа (см. рис. 3, б, в и рис. 5), могла сформи

ны Оруэлл ледниковый поток отступил от сред

роваться в один из циклов последнего леднико

него до внутреннего шельфа от 14,6 тыс. л.н. до

вого периода или в предшествующие леднико

12 959 л.н. с возможным повторным наступани

вые периоды плейстоцена. Локальное развитие

ем в этот промежуток времени [5]. Выявленные

дистальной конечной морены, видимо, связано

интервалы времени соответствует общему осво

с деятельностью выводного ледника, существо

бождению шельфа Антарктического полуостро

вавшего в пределах ледникового покрова. Вер

ва ото льда от 15 до 10 тыс. л.н. [22].

 582 

Палеогляциология

С ранним этапом дегляциации шельфа свя

часть. Это произошло из-за того, что днище до

зано накопление боковой окраинной морены

лины обращено внутрь и имеет достаточно кру

(см. рис. 4, а, VII и рис. 5), которая маркиру

той наклон (около 3 м/км; см. рис. 2), что спо

ет границу налегающего на дно быстротекуще

собствует быстрому разрушению ледника [23].

го ледяного потока со свободной ото льда ча

После значительного сокращения леднико

стью шельфа. Наличие этой морены позволяет

вого покрова произошёл эпизод его повторного

предположить, что налегающий на дно леднико

наступания. Он достаточно отчётливо проявлен

вый поток долины Сигню всё ещё достигал сред

в формировании конечной морены на восточном

него шельфа в районе конечной морены, в то

фланге долины Сигню (см. рис. 4, IV). Выдвиже

время как к востоку от него ледник отступил не

ние ледника, вероятно, началось в северной части

менее чем на 20 км (см. рис. 6, в). В устье доли

самой долины и продолжилось по её простира

ны Оруэлл отступание проявлено в виде морен,

нию (см. рис. 6, д). Это событие могло произой

сформировавшихся в зоне налегания ледника [5]

ти в период Антарктического холодного реверса

(см. рис. 3, в). Дальнейшее убывание ледниково

(Antarctic cold reversal, ACR), которое надёжно

го покрова Южно-Оркнейского плато проявле

выявлено в Антарктике по результатам изучения

но в формах рельефа дна, выявленных съёмками

ледовых кернов, наземных отложений и морских

с многолучевым эхолотом. Моренные клинья в

осадков и представляет собой локальное похоло

долине Сигню формировались при временной

дание в период между 14,7 и 13 тыс. л.н. на фоне

стабилизации линии налегания ледяного пото

общего устойчивого потепления климата поздне

ка на дно (см. рис. 4, V и рис. 5), а регулярно вы

го плейстоцена [24]. На антарктических шельфах

строенные параллельные моренные гряды, ко

локальная экспансия ледникового покрова хо

торые лучше проявлены на восточном фланге

лодного реверса на фоне общей дегляциации, в

долины, отложились на границе отступающего

большей мере, определяется по косвенным при

ледникового купола (см. рис. 4, а, II и рис. 5).

знакам [25], и ледниковые формы рельефа мор

Самые южные моренные гряды района до

ского дна, связанные с этим явлением, до сих

лины Сигню по времени образования, вероятно,

пор были обнаружены только в Субантарктике

соответствуют серии дугообразных гряд тако

(шельф острова Южная Георгия) [26].

го же типа, выявленных в средней части доли

Образование асимметричной формы релье

ны Оруэлл. Их общее положение указывает на

фа с уступом меридионального простирания,

неравномерное отступание ледника в опреде

отлагавшейся южнее конечной морены (см.

лённый период позднего плейстоцена (около

рис. 4, а, IX), остаётся неясным. По своему ме

14,6 тыс. л.н. [5]): большем - внутри долины

стоположению и морфологическому облику она

Оруэлл и меньшем - на поднятых участках дна

похожа на боковую окраинную морену, которая

(см. рис. 6, г). Моренные клинья долины Сигню

сформировалась на границе ледникового потока,

(см. рис. 4, а, V и рис. 4, б) имеют высоту кру

налегающего на дно, и открытого моря. Если это

той части 40-50 м, заметно превышая по вы

предположение правильное, то в период холодно

соте клинья в зоне налегания внешней части

го реверса наступание ледника на фланге долины

долины Оруэлл (см. рис. 3, в). Время и продол

Сигню было двукратным и привело к накопле

жительность образования клиньев в зоне нале

нию боковой и конечной морен. Окончатель

гания ледника в долинах, а также хронологи

ное отступание ледника (линии его налегания на

ческое взаимоотношение с другими формами

морское дно) произошло около 11,7 тыс. л.н. [12].

морского дна остаются неизвестными. Паузы

в отступании быстротекущих ледниковых по

токов, которые приводят к накоплению кли

Заключение

ньев в зоне налегания, могут достигать десятков

и сотен лет [2]. Можно предположить, что эти

Анализ сейсмических разрезов и батиметри

паузы были синхронны в обеих долинах и кли

ческих данных, полученных в результате иссле

нья начали формироваться одновременно, но в

дований с многолучевым эхолотом, позволил

долине Оруэлл длительность накопления была

установить важные элементы рельефа морского

меньше и ледник быстро отступил в среднюю её

дна на шельфе Южно-Оркнейского плато, свя

 584 

Г.Л. Лейченков, Е.А. Баженова

занные с ледниковой деятельностью - наступа

ледниковых долинах. После дегляциации шель

нием ледникового покрова на шельф в период

фа, в период Антарктического холодного ревер

ледниковых максимумов плейстоцена и его по

са (14,7-13 тыс. л.н.) произошло наступание

следующем отступанием в конце плейстоцена.

ледника, который сформировал конечную море

Максимальное распространение льда маркиру

ну на восточном фланге долины Сигню.

ется непрерывной моренной грядой (конечной

мореной), расположенной вдоль среднего шель

Благодарности. Полевые работы на шельфе Юж

фа Южно-Оркнейского плато между изобата

но-Оркнейского плато проводились в рамках Го

ми 300 и 400 м и образовавшейся в зоне налега

сударственного задания Федерального агентства

ния ледника на морское дно преимущественно

по недропользованию № 049-00018-19-00 от 11

в период последнего ледникового максимума.

января 2019 г. на 2019 г. и плановый период 2020

В результате интерпретации сейсмических дан

и 2021 гг. Интерпретация полученных данных и

ных впервые удалось установить самую удалён

подготовка публикации выполнена при поддерж

ную от Южно-Оркнейских островов моренную

ке гранта РФФИ № 19-05-00858 «Изменение

гряду (дистальную конечную морену) высотой

природной среды северо-западной части моря

30-40 м, которая расположена на внешней части

Уэдделла (Антарктика) в позднем кайнозое».

шельфа, имеет протяжённость около 100 км и

Acknowledgments. Field survey on the South Orkney

могла образоваться в один из периодов оледе

Plateau was carried out within the Federal Project of

нения, предшествующий последнему леднико

the Agency Federal Agency for Mineral Resources

вому максимуму. В конце плейстоцена, не позд

№ 049-00018-19-00. Scientific interpretation and

нее 16,7 тыс. лет назад, началось неравномерное

preparation of paper were performed with the sup

отступание ледника, сопровождавшееся пери

port of the Russian Foundation for Basic Research,

одами стабилизации линии его налегания и об

Project № 19-05-00858 «Late Cenozoic Environ

разованием моренных гряд и клиньев в зоне на

mental Changes in the north-western Weddell Sea

легания быстротекущих выводных ледников в

(Antarctica)».

References

6. Grikurov G.E., Leychenkov G. Tectonic Map of Antarc

tica (Scale 1:10 M). Commission for Geological Map

1. Dowdeswell J.A., Canals M., Jakobsson M., Todd B.J.,

of the World (CGMW). Paris, 2012.

Dowdeswell E.K., Hogan K.A. The variety and distribu

7. Eagles G., Livermore R. Opening history of Powell

tion of submarine glacial landforms and implications

Basin, Antarctic Peninsula. Marine Geology. 2002,

for ice-sheet reconstruction. Atlas of Submarine Glacial

185: 195-205.

Landforms: Modern, Quaternary and Ancient. Geo

8. King E.C., Barker P.F. The margins of the South Or

logical Society. London, Memoirs, 2016, 46: 519-552.

kney microcontinent. Journ. of the Geological Society.

2. Dowdeswell J.A., Fugelli E.M.G. The seismic architecture

1988, 145: 317-331. doi: 10.1144/gsjgs.145.2.0317.

and geometry of grounding-zone wedges formed at the

9. Barker P.F, Kennett J.P., O’Connel S., Pisias N.O. and

marine margins of past ice sheets. Geological Society of

shipboard scientific party. Proc. of the Ocean Drilling

America Bulletin. 2012, 124 (11-12): 1750-1761.

Program. Scientific Results. Ocean Drilling Program.

3. Dickens W.A., Graham A.G.C., Smith J.A. A new bathy

Texas A&M University. 1990, 113: 1033 p.

metric compilation for the South Orkney Islands, Ant

10. Busetti M., Zanolla C., Marchetti A. Geological struc

arctic Peninsula: Insights into glacial development of

ture of the South Orkney microcontinent. Terra Ant

the continental shelf. Geochem. Geophys. Geosyst.

arctica. 2000, 8 (2): 1-8.

2014, 15: 2494-2514.

11. Sugden D.E., Clapperton C.M. Maximum ice extent on

4. Dickens W.A., Graham A.G.C., Smith J.A., Dowdeswell J.A

island groups in Scotia Sea, Antarctica. Quaternary

Large, buried glacial moraines revealed by TOPAS sub-

Research. 1977, 7 (2): 268-282. doi: 10.1016/0033-

bottom profiling, South Orkney Islands, South Atlantic

5894(77)90041-2.

Ocean. Atlas of Submarine Glacial Landforms: Mod

12. Herron M.J., Anderson J.B. Late quaternary gla

ern, Quaternary and Ancient. Geological Society. Lon

cial history of the South Orkney Plateau, Antarcti

don, Memoirs, 2016, 46: 251-252.

ca. Quaternary Research. 1990, 33 (3): 265-275. doi:

5. Dickens W.A. Reconstructing glacial and environmental

10.1016/0033-5894(90)90055-P.

change on the South Orkney Plateau, sub-Antarctica.

13. Hodgson D.A., Graham G.C., Graham G.C., Rob-

Doctoral Thesis. 2016: 225 p.

erts S.J., Bently M.J., Cofaigh C.O., Verleyen E., Vyver-

 585 

Палеогляциология

man W., Jomelli V., Favier V., Brunstein D., Verfaillie D.,

21. Golledge N.R., Levy R.H., McKay R.M., Fogwill C.J.,

Colhoun E.A., Saunders K.M., Selkirk P.M., Mack-

White D.A., Graham A.G.C, Smith J.A., Hillen-

intosh A., Hedding D.W., Nel W., Hall N., Smith J.A.

brand C-D., Licht K.J., Denton G.H, Ackert R.P.Jr.,

Terrestrial and submarine evidence for the extent and

Maas S.M., Hall B.L. Glaciology and geological signa

timing of the Last Glacial Maximum and the onset of

ture of the Last Glacial Maximum Antarctic ice sheet.

deglaciation on the maritime Antarctic and sub-Ant

Quaternary Science Reviews. 2013, 78: 225-247. doi.

arctic islands. Quaternary Science Reviews. 2013, 100:

org/10.1016/j.quascirev.2013.08.011.

137-158.

22. Cofaigh C.O, Davies B.J., Livingstone S.J., Smith J.A.,

14. Lee J.I., Bak Y.-S., Yoo K.-C., Lim H.S., Yoon H.I.,

Johnson J.S., Hocking E.P., Hodgson D.A., An-

Yoon S. Climate changes in the South Orkney Plateau

derson J.B., Bentley M.J., Canals M., Domack E.,

during the last 8600 years. The Holocene. 2010, 20:

Dowdeswell J.A., Evans J., Glasser N. F., Hillen-

395-404.

brand C.D., Larter R.D., Roberts S.J., Simms A.R. Re

15. Vidal J., Berrocoso M., Fernanandez-Ros A. Study of

construction of ice-sheet changes in the Antarctic Pen

tides and sea levels at Deception and Livingston is

insula since the Last Glacial Maximum. Quaternary

lands, Antarctica. Antarctic Science. 2012, 24 (2):

Science Reviews. 2014, 100: 87-110.

193-201.

23. Schoof C. Ice sheet grounding line dynamics: Steady

16. Dowdeswell J.A., Ottesen D., Rise L. Skjoldryggen ter

states, stability, and hysteresis. Journ. of Geo

minal moraine on the mid-Norwegian Shelf. Atlas of

phys. Research. Earth Surface. 2007, 112 (F3). doi:

Submarine Glacial Landforms: Modern, Quaternary

10.1029/2006JF000664.

and Ancient. Geological Society, London, Memoirs.

24. Pedro J.B., Bostock H.C., Bitz C.M., He F., Vander-

2016, 46: 249-250.

goes M.J., Steig E.J., Chase B.M., Krause C.E., Ras-

17. Batchelor C.L., Dowdeswell J.A. Lateral shear-moraines

mussen S.O., Markle B.R., Cortese G. The spatial extent

and lateral marginal-moraines of palaeo-ice streams.

and dynamics of the Antarctic Cold Reversal. Nature

Quaternary Science Reviews. 2016, 151: 1-26.

Geoscience. 2016, 9: 51-56.

18. Rydningen T.A., Vorren T.O., Laberg J.S., Kolstad V.

25. Lamping N., Müller J., Esper O., Hillenbrand C-D.,

The marine-based NW Fennoscandian ice sheet: gla

Smith J.A., Kuhn G. Highly branched isoprenoids re

cial and deglacial dynamics as reconstructed from sub

veal onset of deglaciation followed by dynamic sea-

marine landforms. Quaternary Science Reviews. 2013,

ice conditions in the western Amundsen Sea, Ant

68: 126-141. doi.org/10.1016/j.quascirev.2013.02.013.

arctica. Quaternary Science Reviews. 2020, 228. doi.

19. Batchelor C.L., Dowdeswell J.A. Ice-sheet grounding-

org/10.1016/j.quascirev.2019.106103.

zone wedges (GZWs) on high-latitude continental

26. Graham A.G.C., Kuhn G., Meisel O., Hillenbrand C.-D.,

margins. Marine Geology. 2015, 363: 65-92.

Hodgson D.A., EhrmannW., Wacker L., Winterstell-

20. Collaresa L.L., Mata M.M., Kerr R., Arigony-Neto J.,

er P., dos Santos Ferreira C., Romer M., White, D.,

Barbat M.M. Iceberg drift and ocean circulation in

Bohrmann G. Major advance of South Georgia glaciers

the northwestern Weddell Sea, Antarctica. Deep-Sea

during the Antarctic Cold Reversal following extensive

Research. Part II. 2018, 149: 10-24. doi.org/10.1016/

sub-Antarctic glaciation. Nature Commun. 2017, 8:

j.dsr2.2018.02.014.

14798. https://doi.org/10.1038/ncomms14798.

 586 