оазис Холмы Ларсеманн

Рис. 1. Схема оазиса Холмы Ларсеманн с указанием распространения морских террас, района бурения скважин и местоположения шурфа, упоминаемых в тексте.

1 — свободная от ледников суша; 2 — поверхности ледников и снежников; 3 — озера; 4 — террасы высотой до 18 м; 5 —  террасы на высотах 25—35 м; 6 — террасы на высотах 40—45 м; 7 — террасы на высотах 50—65 м; 8 — террасы на высотах 80—100 м; 9 — район бурения скважин; 10 — местоположение шурфа в поверхностных отложениях.

Основным объектом палеогеографических исследований в оазисе были донные отложения многочисленных озер. Полученные значения радиоуглеродных датировок возраста этих отложений показали, что оледенение территории во время ПЛМ имело незначительную мощность, и часть оазиса вообще не перекрывалась в это время ледниковым покровом (Burgess et al., 1994, 1997; Hodgson et al., 2001, 2005, 2006). В некоторых озерах, низко расположенных по отношению к современному уровню моря, были также обнаружены отложения возрастом 26650—28750 л.н., которые накапливались в морских условиях и, таким образом, свидетельствуют о подъеме относительного уровня моря в районе во время интерстадиала МИС 3 (Hodgson et al., 2009).

Рис. 2. Схема района бурения скважин с их номерами (местоположение района – см. рис. 1) в соответствии с (Demidov et al., 2025), с изменениями.

1— выходы на поверхность коренных пород; 2 — поверхность озерной террасы; 3 — поверхность повышающейся с юга на север перемычки между озерами; 4 — язык поверхностной морены; 5 — возвышенности конечной и боковой морены; 6 — местоположение и номера скважин.

Бурение скважин и отбор из них кернов выполнялись буровой установкой УКБ-12/25 “всухую”, без промывки и продувки, что обеспечило сохранение мерзлого состояния извлеченных отложений для их корректного литологического описания и предотвращения их химической и биологической контаминации (Демидов и др., 2013). Лабораторные исследования отложений включали: анализ водной вытяжки (содержание и состав водорастворимых солей, значения рН); электронное микроскопическое сканирование формы и поверхностных механических повреждений зерен кварца и полевого шпата; определение содержания метана и углерода, расчет коэффициента криогенной контрастности (ККК); определение ископаемых микрофоссилий; диатомовый анализ; радиоуглеродное УМС датирование возраста отложений (Демидов и др., 2013; Demidov et al., 2025).

Как видно на рисунке 3, керны из скважин представляют разрезы рыхлых отложений от дневной поверхности до коренных скальных пород. В соответствии с литологическими характеристиками и комплексными результатами аналитических исследований, ранее подробно представленными в публикации Н.С. Демидова и соавторов (Demidov et al., 2025), эти разрезы представлены тремя толщами отложений, различающихся по времени и условиям их формирования.

Рис. 3. Схематические разрезы отложений по профилям между скважинами (см. рис. 2) в соответствии с (Demidov et al., 2025), с изменениями и дополнениями.

1 — толща отложений А; 2 — толща отложений Б; 3 — толща отложений В; 4 — коренные скальные породы; 5 — крупные обломки, валуны; 6 — места отбора и возраст (лет назад) образцов отложений из кернов.

Толща В, залегающая на границе с коренными породам в скважинах 6 и 7, имеет морское происхождение, что подтверждается, прежде всего, результатами диатомового анализа. В ее отложениях определены исключительно морские диатомовые водоросли (Демидов и др., 2013), среди которых стратиграфически важные виды Thalassiosira inura, T. torokina, Actinocyclus ingens/ochotensis group, Actinocyclus sp. cf. actinochilus, Fragilariopsis barronii, Rouxia  diploneides составляют диатомовый комплекс, схожий с диатомовыми зонами Thalassiosira inura и Fragilariopsis barronii Южного Океана раннего плиоцена (Gersonde, Burckle, 1990; Baldauf, Barron, 1991; Bohaty et al., 2003; Scherer et al., 2007; Cody et al., 2008). Кроме того, морское происхождение толщи В подтверждается самыми высокими значениями минерализации ее отложений среди всех изученных образцов из разрезов (Demidov et al., 2025).

 Отложения верхней в разрезах толщи А интерпретируются как ледниковые на основании, в первую очередь, геоморфологических и литологических данных (Демидов и др., 2013 ; Demidov et al., 2025). По своей форме долина Нелла — Рейд имеет сходство с классической ледниковой долиной, где границы последнего продвижения по ней ледника зафиксированы: дугообразной возвышенностью (холмом) с обращенной к северу выпуклостью (конечная морена; скважины 1, 2 и 6) и террасовидной боковой мореной, на которой пробурена скважина 3 (см. рис. 2, 3). Ледниковый генезис толщи А подтверждается наличием в ней многочисленных эрратических валунов с хаотичной ориентацией и различной степенью выветривания, а также плохой сортировкой осадка с преобладанием угловатых или субугловатых форм зерен в песчаной фракции. В этой толще регистрируется низкое содержание метана и общего углерода, и очень редки окаменелые микрофоссилии; низкие значения ККК указывают на однократное отложение и промерзание, а также на сравнительно молодой возраст отложений. Диатомовая флора в отложениях небогата и представлена пресноводными видами; морские диатомеи очень редки, встречаясь лишь в виде поврежденных фрагментов (Демидов и др., 2013).

Характеристики отложений толщи Б указывают на ее накопление в условиях воздействия как морских, так и пресных вод (Demidov et al., 2025): в отложениях содержится смесь морских и пресноводных видов диатомей; повышенное содержание метана во всех образцах этой толщи может свидетельствовать о ее формировании и в морских, и в пресноводных условиях (Rivkina et al., 2007); высокое содержание органического углерода в отложениях (на порядок выше, чем в толщах А и В) говорит об их формировании в водной среде, а не в аэральных или ледниковых условиях; слоистость отложений и наличие многочисленных округлых форм кристаллических зерен, не встреченные в толщах А и В, отражает высокоэнергетическую обстановку осадконакопления в водном потоке или в прибрежных условиях водоема (моря, озера); значения общей минерализации водной вытяжки в толще Б значительно ниже, чем для отложений толщи В (морской генезис), и заметно выше, чем для толщи А (ледниковый генезис), свидетельствуя против исключительно морских или пресноводных условий осадконакопления. Суммируя все эти параметры отложений, можно сделать предположение об озерно-лагунных условиях формирования толщи Б, когда пресная озерная вода смешивалась с морской водой во время приливов, или о лагунном типе осадконакопления, когда морская вода разбавлялась талой водой из соседних ледников, снежных полей или пресноводных озер, расположенных выше.

Основываясь на результатах наших и предшествующих исследований в обширном прибрежном районе залива Прюдс, можно реконструировать несколько этапов изменения здесь уровня моря. Присутствие диатомовых комплексов раннего плиоцена в морских отложениях толщи В предполагает повышение уровня моря в это время минимум на 26 м над его современным уровнем, что соответствует высоте поверхности возвышения коренных пород между озерами Рид и Нелла (см. рис. 2, 3). Это согласуется с реконструкциями раннеплиоценового высокого стояния уровня моря в холмах Ларсеманн и Вестфолл (Harwood et al., 2000; McMinn, Harwood, 1995), и с выделением плиоценовых морских интервалов в грабене Ламберта по переработанным диатомовым водорослям в формации Бардин-Блаффс в оазисе Эмери, горы Принс-Чарльзс (Whitehead et al., 2004).

Высокое обилие бентосных видов диатомей в толще В предполагает осадконакопление на мелководье глубиной до 50 м. Относительно низкая численность диатомовых водорослей, ассоциированных с морским льдом (Synedropsis fragilis, S. recta, Fragilariopsis curta, F. sublinearis), и присутствие в отложениях современных планктонных неритических таксонов открытой воды залива Прюдс Thalassiosira gracilis, T. gracilis var. expecta, T. margaritae свидетельствуют о том, что летняя температура поверхности моря была выше, чем сейчас (Harwood et al., 2000). Прерывистое распространение толщи В, значительный временной перерыв между толщей В и Б может быть следствием эрозии верхней части толщи В в результате многократной экспансии ледников на территорию Холмов Ларсеманн.

Верхняя часть озерно-лагунных отложений толщи Б, сформированной согласно результатам радиоуглеродного датирования примерно 48,1—29,6 тысяч л.н., находится на высоте 32 м над современным уровнем моря (см. рис. 3). Следовательно, относительный уровень моря во время интерстадиала МИС 3 должен был превышать современный уровень моря как минимум на 32 метра. В предыдущих исследованиях (Hodgson et al., 2009) были описаны морские отложения, отложившиеся 33,2—31,4 тысяч л.н. на высоте 8 м над у.м. в озере Киришес, расположенном на острове Коллой в 5 км к западу от полуострова Брокнес (см. рис. 1). Однако следует учитывать, что верхняя часть морских отложений интерстадиала могла быть удалена из этой озерной котловины в ходе последующего оледенения или в период дегляциации, водно-ледниковой эрозии и трансформации озера в пресноводный водоем, а значит, высота 8 м не является четким индикатором предельного повышения уровня моря во время МИС 3.

Рис. 4. Предполагаемая высота подъема морских вод в период интерстадиала МИС 3 в районе оазиса Холмы Ларсеманн.

1 — свободная от ледников современная суша; 2 — современные поверхности ледников и снежников; 3 — современные озера; 4 — горизонталь 40 м — предполагаемая высота  подъема морских вод в период интерстадиала МИС.

Получить более точную реконструкцию кривой изменения относительного уровня моря в это время и выявить период максимального подъема уровня пока невозможно в связи с недостаточным количеством и погрешностями имеющихся определений возраста отложений интерстадиала, а также из-за удаления, преобразования отложений МИС 3 в ходе оледенения ПЛМ и дегляциации района. Имеющиеся данные позволяют только предположить, что снижение относительного уровня моря началось не ранее 27—25 тысяч л.н., и это снижение было довольно быстрым. Косвенным подтверждением последнего предположения может служить обнаружение мхов на северном краю озера Нелла, которые были датированы возрастом 24950 лет до н. э. (Burgess et al., 1994).

Правкин С.А., Большиянов Д.Ю., Пушина З.В., Абдрахманов И.А., Сергеева В.М., Ишалина О.Т. Новые данные о геоморфологическом строении холмов Ларсеманн (Восточная Антарктида) по результатам исследований в 68 Российской антарктической экспедиции // Материалы Всероссийской научно-практической конференции с международным участием "IX Щукинские чтения: к 80-летию кафедры геоморфологии и палеогеографии и 270-летию Московского университета" и XXXVIII Пленум геоморфологической комиссии РАН, Москва, 3—6 апреля 2025 г. М.: ИГ РАН, МГУ, 2025. С. 493—497.

Baldauf J.G., Barron J.A. Diatom biostratigraphy: Kerguelen Plateau and Prydz Bay regions of the Southern Ocean // Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results. 1991. V. 119. P. 547—598.

Bohaty S.M., Sherwood W., Wise Jr. S.W., Duncan R.A., Leah Moore C., Wallace P.J. Neogene diatom biostratigraphy, tephra stratigraphy and chronology of ODP Hole Leg 1138A, Kerguelen Plateau // Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results. 2003. V. 183. P. 1—53.

Burgess J.S., Spate A.P., Shevlin J. The onset of deglaciation in the Larsemann Hills, Eastern Antarctica // Antarctic Science. 1994. V. 6. P. 491—495.

Burgess J., Carson C., Head J., Spate A. Larsemann Hills: not heavily glaciated during the Last Glacial Maximum // The Antarctic Region: Geological Evolution and Processes. Siena: Siena University, 1997. P. 841—843.

Cody R.D., Levy R.H., Harwood D.M., Sadler P.M. Thinking outside the zone: High-resolution quantitative diatom biochronology for the Antarctic Neogene // Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 2008. V. 260. P. 92—121.

Demidov N., Verkulich S., Pushina Z., Rivkina E., Shmelev D., Zanina O., Belova N., Melles M., Rethemeyer J. A geological cross section of Neogene to Quaternary sediments in the Larsemann Hills, East Antarctica // Polar Science. 2025. 101214.

Gersonde R., Burckle L.H. Neogene diatom biostratigraphy of ODP Leg 113, Weddell Sea (Antarctic Ocean) // Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results. 1990. V. 113. P. 761—789.

Harwood D.M., McMinn A., Quilty P.G. Diatom biostratigraphy and age of the Pliocene Sørsdal Formation, Vestfold Hills, East Antarctica // Antarct. Sci. 2000. V. 12 (4). P. 443—462.

Hodgson D.A., Noon P.E., Vyverman W., Bryant C.L., Gore D.B., Appleby P., Gilmour M., Verleyen E., Sabbe K., Jones V.J., Ellis-Evans J.C., Wood P.B. Were the Larsemann Hills ice-free through the Last Glacial Maximum? // Antarctic Science. 2001. V. 13. № 4. P. 440—454.

Hodgson D.A., Verleyen E., Sabbe K., Squier A.H., Keely B.J., Leng M.J., Saunders K.M., Vyverman W. Late Quaternary climate-driven environmental change in the Larsemann Hills, East Antarctica, multi-proxy evidence from a lake sediment core // Quaternary Research. 2005. V. 64. P. 83—99.

Hodgson D.A., Verleyen E., Squier A.H., Sabbe K., Keely B.J., Saunders K.M., Vyverman W. Interglacial environments of coastal east Antarctica: comparison of MIS1 (Holocene) and MIS5e (Last Interglacial) lake-sediment records // Quaternary Science Reviews. 2006. V. 25. P. 179—197.

Hodgson D.A., Verleyen E., Vyverman W., Sabbe K., Leng M.J., Pickering M.D., Keely B.J. A geological constraint on relative sea level in Marine Isotope Stage 3 in the Larsemann Hills, Lambert Glacier region, East Antarctica (31366-33228 cal yr BC) // Quaternary Science Reviews. 2009.

McMinn A., Harwood D.M. Biostratigraphy and palaeoecology of early Pliocene diatom assemblages from the Larsemann Hills, eastern Antarctica // Antarctic Science. 1995. V. 7 (1). P. 115—116.

Rivkina E., Shcherbakova V., Laurinavichuis K., Petrovskaya L., Krivushin K., Kraev G., Pecheritsina S., Gilichinsky D. Biogeochemistry of methane and methanogenic archaea in permafrost // Fems. Microbiol. Ecol. 2007. V. 61. P. 1—15.

Scherer R.P., Gladenkov A.Yu., Barron J. Methods and applications of Cenozoic marine diatom biostratigraphy // Pond Scum to Carbon Sink: Geological and Environmental Applications of Diatoms. Paleontological Society Papers 13. New Haven: Yale University, 2007. P. 61—83.

Whitehead J., Harwood D.M., McKelvey B.C., McMinn A. Diatom biostratigraphy of the Cenozoic glaciomarine Pagodroma Group, northern Prince Charles Mountains, East Antarctica // Aust. J. Earth Sci. 2004. V. 51. P. 521—547.