WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!


На правах рукописи

БОРИСОВА Ольга Кимовна ИЗМЕНЕНИЯ РАСТИТЕЛЬНОСТИ И КЛИМАТА УМЕРЕННЫХ ШИРОТ ЮЖНОГО ПОЛУШАРИЯ ЗА ПОСЛЕДНИЕ 130000 ЛЕТ (В СОПОСТАВЛЕНИИ С СЕВЕРНЫМ ПОЛУШАРИЕМ) 25.00.25 – Геоморфология и эволюционная география

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора географических наук

Москва, 20

Работа выполнена в Лаборатории эволюционной географии Института географии РАН

Официальные оппоненты: Доктор геолого-минералогических наук, профессор Михаил Алексеевич Ахметьев Доктор географических наук Ирена Ивановна Борзенкова Доктор географических наук Валерий Павлович Чичагов Ведущая организация Тихоокеанский институт географии ДВО РАН

Защита состоится "25" мая 2007 г. в 11 часов на заседании диссертационного совета Д.002.046.02 при Институте географии РАН по адресу:

Москва 119017 Старомонетный пер., 29; факс (495) 9590033).

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института географии РАН Автореферат разослан " " 2007 г.

Ученый секретарь диссертационного совета, канд. геогр. наук Новенко Е.Ю.

Актуальность работы.

Изученность последнего климатического макроцикла в Южном полушарии по сей день значительно уступает данным по Северному полушарию, как по количеству исследованных местонахождений, так и по детальности полученной палеогеографической информации. Сопоставление ландшафтно-климатических изменений в континентальном Северном и океаническом Южном полушарии, анализ степени синхронности/асинхронности основных климатических событий и рубежей имеет принципиальное значение для понимания общих закономерностей функционирования глобальной климатической системы и реакции экосистем на изменения климата с различными характерными скоростями и амплитудами.

Палеогеографические реконструкции для последнего межледниковоледникового макроцикла позволяют выявить специфические региональные и общие для умеренных широт двух полушарий черты как для квазиравновесных состояний природной среды (оптимума последнего межледниковья, максимума последнего оледенения и оптимума голоцена), так и для этапов перестройки экосистем в процессе потеплений и похолоданий, когда достигались наибольшие скорости естественных климатических изменений. Такие реконструкции представляют особый интерес при оценках масштабов и географических закономерностей изменений климата и реакции экосистем на эти изменения при глобальном потеплении, вызванном парниковым эффектом.

Цель работы.

Цель работы состоит в выявлении специфики и географической дифференциации в истории климата и растительности умеренной области Южного полушария на протяжении последнего межледниково-ледникового цикла и голоцена в сопоставлении с ключевыми регионами умеренной области Северного полушария. Для этого необходимо решить следующие задачи:

- определить специфические черты последнего межледниково-ледникового цикла и его место в общей последовательности ландшафтно-климатических изменений на протяжении четвертичного периода;

- провести сравнительное исследование развития растительности и климата за последние 130 тысяч лет для трех основных регионов суши, расположенных в умеренных широтах Южного полушария: внетропическая Южная Америка, Австралия и Новая Зеландия;

- выявить региональные особенности квазиравновесных состояний природной среды и климата (оптимум последнего межледниковья, максимум последнего оледенения, оптимум голоцена);

- проанализировать географические закономерности и региональные особенности реакции растительности на климатические изменения различной частоты и амплитуды в умеренной области Южного полушария.

- провести сравнительный анализ основных ландшафтно-климатических изменений за последний межледниково-ледниковый макроцикл для ключевых регионов Южного полушария в сопоставлении с данными по умеренным широтам Северного полушария.

Методы и районы исследования.

В основу реконструкций по внетропическим регионам Южного полушария положены опубликованные палеогеографические данные по территории Патагонии, юго-восточной Австралии, Тасмании и Новой Зеландии, среди которых главная роль отведена палинологическим данным. При сравнительном анализе ландшафтно-климатических событий в умеренных областях обоих полушарий источниками палеоботанических данных послужили как палинологическое изучение отложений позднего плейстоцена и голоцена, осуществленное автором, так и палеоботанические данные, собранные другими исследователями. В работе использованы также данные, полученные при помощи геоморфологических, гляциологических, литогеохимических, изотопных и других методов исследований, что позволило существенно дополнить и уточнить реконструкции региональных особенностей и общих закономерностей изменений растительности и климата на протяжении последнего межледниково-ледникового макроцикла.

Защищаемые положения:

1. Ландшафтно-климатические изменения на протяжении последнего климатического макроцикла и голоцена в умеренных широтах Южного и Северного полушарий были сходными и в целом однонаправленными.

2. Установлено подобие структуры климатических изменений в умеренных широтах обоих полушарий в позднем плейстоцене и голоцене и общее соответствие климатических экстремумов (оптимальной фазы последнего межледниковья, главного термического минимума последней ледниковой эпохи и климатического оптимума голоцена).

3. Амплитуда климатических изменений и отклика ландшафтных систем на такие изменения в Южном полушарии в целом была меньше, чем в Северном полушарии, что объясняется в первую очередь значительными различиями в тепловом балансе, возникающими из-за большей величины отношения площади океана к площади суши в Южном полушарии.

4. Для переходных этапов климатического макроцикла (похолодание на рубеже межледниковья и ледниковой эпохи и потепление при переходе от оледенения к голоцену) в умеренных широтах обоих полушарий было характерно развитие короткопериодных колебаний второго порядка, во время которых достигались наибольшие скорости ландшафтно-климатических изменений. В Южном полушарии такие климатические колебания были выражены слабее, чем в Северном полушарии.

5. Для поздних фаз межледникового-ледникового макроцикла в двух полушариях выявлена частичная асинхронность: после длительного интерстадиального потепления пленигляциальные условия в умеренных широтах Южного полушария установились уже около 30 тыс. л. н., то есть на 10-12 тыс.

лет раньше, чем в Северном полушарии; заключительное похолодание позднеледниковья в умеренных широтах Южной Америки началось на 500-10лет раньше, чем в Северном полушарии.

Научная новизна.

На основе сравнительного анализа палинологических и других палеогеографических данных впервые проведена реконструкция ландшафтноклиматических изменений, происходивших в умеренных широтах Южного полушария на протяжении последнего межледниково-ледникового макроцикла и голоцена, в сопоставлении с палеогеографическими данными по умеренным регионам Северного полушария. Установлено, что, несмотря на различия в амплитудах климатических изменений и соответствующих им перестроек ландшафтных систем, в умеренных широтах Северного и Южного полушарий сохранялась однонаправленность основных трендов климатических изменений, принципиальное подобие структуры последнего климатического макроцикла и общее соответствие климатических экстремумов (оптимальной фазы последнего межледниковья, главного термического минимума последней ледниковой эпохи и климатического оптимума голоцена).

Практическая значимость.

Анализ палеогеографических данных о последнем межледниковоледниковом цикле и голоцене имеет ключевое значение для оценки современной природной обстановки и прогноза ее состояния в будущем. Реконструкции растительности и климата в оптимум голоцена можно рассматривать как ближайший палеоаналог глобального потепления на 0,7-1С, а в оптимум последнего межледниковья – как палеоаналог потепления на 1,7-2С. Особый интерес представляет анализ резких короткопериодных колебаний, характерных для переходных этапов климатического цикла, когда скорости изменения климата и реакции основных ландшафтных компонентов на них достигали наибольших величин. Сравнительное изучение ландшафтно-климатических изменений в Северном и Южном полушариях за последний межледниковоледниковый цикл и голоцен необходимо для установления степени синхронности, амплитуды и основных трендов естественных изменений климата и их сочетания с происходящим и ожидаемым в ХХI в. развитием глобального потепления.

Апробация работы, публикации.

Материалы, которые легли в основу диссертационной работы, были представлены на XIV Конгрессе ИНКВА (Берлин, ФРГ, 1995); на Международных палинологических конгрессах (IX МПК, Хьюстон, США, 1996;

Х МПК, Нанкин, КНР, 2000; IX МПК, Гранада, Испания, 2004); на Всесоюзных и Всероссийских палинологических конференциях (Москва, 1986; Минск, 1989;

Москва, 1996, 1999, 2002 и 2005); на Всесоюзных и Всероссийских совещаниях по изучению четвертичного периода (Кишинев, 1986; Таллинн, 1990; Москва, 1994; Санкт-Петербург, 1998; Сыктывкар, 2005), на VII Европейской конференции по палеоботанике и палинологии (Прага, Чехия, 2006) и на других международных и российских конференциях и совещаниях.

По теме диссертации опубликовано более 50 работ (из них 20 – на английском языке).

Структура и объем работы.

Диссертация состоит из введения, 5 глав, заключения, списка литературы (575 наименований) и содержит 295 страниц текста, 110 рисунков и 8 таблиц.

Благодарности.

Автор выражает искреннюю благодарность научному консультанту данного исследования, д.г.н. профессору А.А.Величко за постоянную поддержку и ценные рекомендации. Автор благодарит своих коллег и соавторов многих публикаций к.г.н. Э.М.Зеликсон, к.г.-м.н. Е.Е.Гуртовую, к.г.н. И.И.Спасскую, д.г.н. Т.Д.Морозову, к.г.н. Е.Ю.Новенко, к.г.н. К.В.Кременецкого, к.г.н.

В.П.Нечаева и других сотрудников Лаборатории эволюционной географии ИГ РАН, а также сотрудников Географического факультета МГУ к.г.н.

А.В.Панина и д.г.н. А.Ю.Сидорчука за помощь на всех этапах работы, плодотворный обмен мнениями и доброжелательную критику. Автор выражает глубокую признательность своим учителям и наставникам – к.б.н. М.П.Гричук и д.г.н. В.П.Гричуку, которых, к большому сожалению, уже нет среди нас.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Глава 1. Методические аспекты применения палеоботанических данных для реконструкций растительности и климата.

В разделе 1.1 рассмотрен процесс формирования спорово-пыльцевого спектра (СПС) и причины возникновения искажений в количественном соотношении его компонентов по сравнению с составом исходной растительности. Такие искажения возникают на всех этапах формирования СПС (продуцирование, рассеивание и перенос пыльцы различными агентами, ее захоронение в разных фациальных условиях, постседиментационное избирательное разрушение и переотложение пыльцы и т.п.) (рис. 1).

Помимо названных объективных факторов, расхождения между составом растительных сообществ – продуцентов пыльцы и спор и соответствующими СПС возникают также в самом процессе палинологических исследований.

Частичная потеря информации о составе исходной растительности происходит уже на этапе выделения пыльцы из вмещающих отложений. Из-за высокой однородности или неустойчивости морфологических признаков пыльцы и спор, а также отчасти из-за недостаточной изученности ряда систематических групп растений, для многих древесных пород определение пыльцы возможно только до таксономического уровня рода, а для большинства травянистых растений – до уровня семейства. Вследствие этого, многие компоненты СПС ("пыльцевые таксоны") являются составными, то есть включают в себя элементы с глубоко различной экологией, что затрудняет интерпретацию палинологических данных.

Перечисленные "аналитические" факторы (рис. 1) необходимо принимать во внимание наряду с особенностями (областью применения, точностью и ограничениями) используемых методов реконструкций.

Существенно повысить информативность палинологических данных позволяет учет концентраций пыльцы в осадках (Борисова, Новенко, 2001). При Рис. 1. Основные факторы, определяющие возникновение различий между исходной растительностью – продуцентом пыльцы и растительностью, реконструированной по данным пыльцевого анализа.

наличии временной шкалы, обеспеченной серией радиоуглеродных (14С) датировок по разрезу, подсчетом годичных слоев в отложениях и т. п., для каждого таксона можно рассчитать также удельную скорость аккумуляции пыльцы – количество зерен, выпадающих на 1 см2 в год. Изменяясь в широких пределах (часто на 1-2 порядка в одном разрезе), концентрация и скорость аккумуляции пыльцы и спор служат чуткими индикаторами изменений в составе растительности и в ландшафтно-климатической обстановке в целом. Благодаря высокой чувствительности, метод позволяет выявить малоамплитудные и/или короткопериодные изменения климата и состава растительных сообществ, что особенно ценно при анализе ландшафтно-климатических изменений на переходных этапах климатического ритма (Борисова и др., 2005; Borisova, 2005).

Изучение микрофоссилий растительного происхождения (фрагменты растительных тканей, отдельные специализированные клетки и т.п.), которые встречаются в препаратах совместно с пыльцой и спорами высших растений, дает дополнительную информацию о фациальной обстановке и о ландшафтноклиматических условиях осадконакопления, позволяя уточнить интерпретацию палинологических данных (Борисова, 2005). В последнее время при палеоэкологических исследованиях широко применяется учет ископаемых устьиц хвойных пород (специфических прочных клеток эпидермиса хвои), сопутствующий спорово-пыльцевому анализу. Этот метод особенно полезен при реконструкциях сдвигов границы леса и тундры, поскольку находки устьиц служат надежным признаком локального присутствия данной породы (Величко и др., 1997а, b; MacDonald et al., 2000 и др.).

Раздел 1.2 содержит краткий обзор основных методов реконструкций растительности и климата по палинологическим данным.

Статистические методы реконструкций. Для количественной реконструкции климатических показателей по палинологическим данным в настоящее время применяется большая группа методов, использующих статистические связи между составом современных СПС и климатическими условиями их формирования. К этой группе относится ряд методов, разработанных отечественными исследователями (например, Климанов, 1976, 1981; Бурашникова и др., 1978; Букреева и др., 1984; Пузаченко и др., 2006). В зарубежной литературе наибольшее распространение получили методы реконструкций климата, основанные на использовании функций трансформации (transfer functions) (Bartlein, Webb, 1985; Huntley, Prentice, 1988), "поверхностей соответствия" (responce surfaces) (Bartlein et al., 1986, 1998; Prentice et al., 1991;

Webb et al., 1993 и др.), метод биомизации с его новой модификацией – анализом функциональных групп растений (Prentice et al., 1992, 1996, 1998; Peyrone et al., 1998; Williams et al., 1998) и метод биоклиматических аналогов (Guiot, 1987, 1990; Guiot et al., 1989; Cheddadi et al., 1998).

При помощи статистических методов получен большой массив реконструкций, позволяющих проследить изменения основных климатических показателей на протяжении позднего плейстоцена и голоцена и характеризующих состояние климата для ключевых временных срезов в ряде крупных регионов, сосредоточенных главным образом в умеренных широтах Северного полушария (см., например, сводки Guiot et al., 1989; Peyron et al., 1998;

Alfano et al., 2003). Статистические методы палеоклиматических реконструкций имеют ряд важных преимуществ. Эти методы позволяют извлекать информацию, заключенную в количественных соотношениях ископаемых СПС, используя массовый характер палинологических данных, делающий их пригодными для статистической обработки. Они применимы к огромному большинству палинологических данных по конкретным разрезам и не требуют специальных трудоемких исследований, связанных с повышением таксономического разрешения при определении пыльцы и спор или поиском малых (редких) компонентов СПС. Сильной стороной всех методов, основанных на поиске современных аналогов по составу СПС, является также их комплексность.

Тем не менее, методы палеоклиматических реконструкций, основанные на использовании СПС, имеют также общие ограничения. Все они устанавливают статистическую связь между составом современных СПС и современными климатическими показателями, а затем сопоставляют содержания пыльцы различных таксонов в современных и фоссильных СПС, предлагая тот или иной алгоритм перехода от одного массива данных к другому. Использование такого подхода подразумевает, что все изменения в составе ископаемых СПС определяются климатическими причинами. Однако, как показывает анализ процессов формирования СПС, на состав СПС влияют также изменения почвенно-эдафических условий, конкурентные взаимоотношения растений, сукцессионные смены сообществ и другие факторы, напрямую не связанные с климатом. Важнейшая проблема использования данных о составе СПС для реконструкций климата заключена в возможности отсутствия аналогов ископаемых СПС среди рецентных спектров. Отсутствие современных аналогов растительных палеосообществ может приводить к неточным или даже неверным оценкам климатических условий прошлого.

Палеофлористические методы реконструкций. Принципиально иной подход к реконструкции климатических показателей по палинологическим данным основан на учете присутствия таксонов в составе ископаемой флоры. В его основе лежат допущения о неизменности экологических требований видов растений на протяжении позднечетвертичного времени и о том, что современное географическое распространение растений обусловлено главным образом климатическими условиями. Методика реконструкций основных климатических показателей по палеофлористическим данным разработана В.П. Гричуком (1969, 1985 и др.) на основании идей Дж. Иверсена (1944) и В. Шафера (Szafer, 1946).

Поскольку границы ареала растения определяются преимущественно его требованиями к теплообеспеченности и влажности, климатические условия в районе, где в настоящее время совместно произрастает большинство видов ископаемой флоры (район-аналог, или центр концентрации), должны соответствовать климатическим условиям места и времени формирования данной ископаемой флоры. Положение такого центра определяется путем построения ареалограммы, то есть картографического суммирования ареалов видов ископаемой флоры. С другой стороны, по данным о современных климатических условиях, существующих внутри ареала, для каждого вида растений могут быть построены специальные диаграммы (климатограммы), отражающие сочетания температуры (Т) наиболее холодного и наиболее теплого месяцев года или годовой суммы осадков и продолжительности безморозного периода, при которых данный вид распространен в настоящее время.

Совмещение климатограмм всех видов растений, входящих в ископаемую флору, позволяет найти пределы климатических параметров, допускающие совместное существование всех видов ископаемой флоры. Взаимный контроль результатов, полученных для каждой ископаемой флоры методами ареалограмм и климатограмм, повышает надежность реконструкций.

Количественные палеоклиматические реконструкции по палеофлористическим данным при помощи описанных методов проводились автором самостоятельно и в составе коллектива исследователей для различных временных этапов и регионов Северного полушария (см. список публикаций).

Палеофлористический метод был также применен в комплексе с палеогидрологическими и палеогеоморфологическими методами для реконструкции климата позднеледниковья и голоцена, в связи с проблемой существования этапа высокой водности рек (Sidorchuk, Borisova, 2000; Сидорчук и др., 2000; Borisova et al., 2006).

Принцип использования видов растений как индикаторов климата получил дальнейшее развитие и в трудах зарубежных исследователей (Zagwijn, 1996;

Kershaw, Nix, 1988; Thompson et al., 2000). Создание коллекций ареалов растений в цифровой форме для крупных регионов и появление компьютерных баз климатических данных дало новый импульс развитию палеофлористических методов реконструкций. Так, например, Н. Кюль с соавт. (Khl et al., 2002; Khl, Litt, 2003) предложили дополнить фитоиндикационный метод, близкий к методу климатограмм, статистической оценкой вероятности проявления тех или иных сочетаний средних Т наиболее теплого и наиболее холодного месяцев в пределах современных ареалов растений, а Й. Прос с соавт. (Pross et al., 2000) предприняли попытку уточнения реконструкций путем выявления статистически наиболее вероятной области общего климатического поля для данной ископаемой флоры.

Тем не менее, нужно отметить, что в основу предложенных способов уточнения реконструкций положены современные географические закономерности распределения степени континентальности климата на территории Европы.

Необходимо с осторожностью использовать такой подход при проведении реконструкций для прошлых межледниковых эпох, когда эти закономерности, возможно, были иными. Для ледниковых же эпох, принципиально отличавшихся по климатическим условиям от современного межледниковья, по нашему мнению, целесообразно ограничиться собственно палеофлористическим методом реконструкции климатических показателей (Гричук, 1969, 1985).

Использование состава ископаемых флор для климатических реконструкций (при вспомогательной роли анализа количественных соотношений компонентов СПС) имеет важные преимущества по отношению к статистическим методам. Главным из них является независимость палеофлористических методов от наличия аналогов растительных палеосообществ в современном растительном покрове, поскольку климатическая значимость оценивается и учитывается индивидуально для каждого таксона.

Второе важное преимущество палеофлористических методов состоит в их высокой устойчивости к искажениям состава ископаемых СПС, возникающим в процессе их формирования. Наконец, применение палеофлористических методов реконструкций дает возможность не ограничиваться только пыльцевой флорой и привлекать другие палеоботанические данные (например, определения макроостатков растений – плодов и семян, листьев и др.).

Главы 2-4 посвящены основным особенностям проявления последнего климатического макроцикла в умеренных широтах Южного полушария.

Высокая теплоемкость океана приводит к сглаживанию внутригодовых контрастов в распределении Т воздуха и к господству влажного морского климата с теплой зимой и прохладным летом в большинстве регионов суши, лежащих в умеренных широтах Южного полушария. Из-за глубокого выхолаживания в приполярной области, связанного с существованием оледенения в Антарктиде, температурный градиент между полюсом и экватором в Южном полушарии почти на 40% больше, чем в Северном полушарии (Flohn, 1978). В связи с этим, умеренным широтам Южного полушария свойственны устойчивые сильные ветры. Рассматриваемые регионы расположены в пределах зоны западного переноса, лежащей в целом между 70 и 30 ю. ш. и испытывающей сезонные смещения: в сторону экватора зимой и в сторону полюса – летом Южного полушария. Вследствие этих смещений для северной части зоны влияния западного переноса в Южной Америке и в Австралии характерна отчетливая сезонность в распределении осадков. Воздушные массы, вовлеченные в западный перенос, насыщаются влагой при пересечении обширных пространств океана и имеют умеренные температуры. Основные черты климата Патагонии, Тасмании и Новой Зеландии формируются при их взаимодействии с горными системами, имеющими преимущественно субмеридиональное простирание: к западу от гор господствует океаническое влияние, а к востоку, в их «ветровой тени», количество атмосферных осадков резко сокращается. Прохладные условия при большом количестве осадков поддерживают существование значительного современного оледенения в Патагонских Андах Южной Америки и в Южных Альпах Новой Зеландии.

В составе современной растительности в умеренных широтах Южного полушария преобладают вечнозеленые древесные породы, что связано главным образом с большой длительностью вегетационного периода, который продолжается здесь практически круглый год. Тем не менее, по общим запасам тепла (суммы активных Т 2500-4000°) такие лесные формации относятся к суббореальным (Исаченко, Шляпников, 1989). В составе постоянно влажных (дождевых) лесов умеренного климата, как правило, преобладают виды антарктического (южного) бука (Nothofagus spp.). Доминантами смешанных вечнозеленых дождевых лесов служат также виды семейств Araucariaceae, Podocarpaceae, Lauraceae, Myrtaceae, Cunoniaceae и др.. В австралийском регионе наиболее широко распространенной древесной породой является эвкалипт (более 500 видов). Различные виды эвкалипта при участии других древесных пород образуют разнообразные растительные формации: от высокоствольных постоянно влажных лесов до ксерофильных редколесий и зарослей кустарников.

Проведенный анализ региональных палеогеографических данных показывает, что, как и в Северном полушарии, в Южном полушарии последнее межледниковье соответствует подстадии 5е стандартной морской изотопнокислородной шкалы SPECMAP (Imbrie et al., 1984; Martinson et al., 1987).

Последующие теплые подстадии морской изотопной стадии (МИС) 5 (5с и 5a) отделялись от межледниковья и друг от друга значительными похолоданиями и уступали МИС 5е по теплообеспеченности, что позволяет отнести подстадии 5d5a к начальному этапу последней (позднеплейстоценовой) ледниковой эпохи, или к раннеледниковью. Внутри последней ледниковой эпохи выделяются два главных этапа развития оледенения – ранний, сопоставляемый с МИС 4 (ранний пленигляциал), и поздний, соответствующий в основном МИС 2 (поздний пленигляциал). Эти этапы разделены относительно теплым интервалом, сопоставляемым с МИС 3 по шкале SPECMAP, называемым также средним пленигляциалом, или мегаинтерстадиалом (рис. 2.1).

Глава 2. Ландшафтно-климатические изменения в умеренных широтах Южной Америки в позднем плейстоцене и голоцене.

2.1. Последнее межледниковье. На территории Южной Америки палинологические данные по последнему межледниковью получены только по отложениям нескольких озер, расположенных в экваториальном поясе, в высокогорных котловинах Восточной Кордильеры (Колумбия) (Van der Hammen, 1988). Изменения растительности и климата на протяжении межледниковья наиболее полно изучены по разрезу отложений оз. Фукуэне, охватывающему период ~124 тыс. лет (Van der Hammen, Hooghiemstra, 2003). Согласно палинологическим данным, в оптимум межледниковья верхняя граница леса здесь проходила примерно на 100 м выше современной. Следовательно, температура воздуха немного превышала современную (не более чем на 1С).

Дополнительную информацию о ландшафтно-климатических условиях поздней части последнего межледниковья дает изучение морских донных осадков по колонке GeoB 3375-1, отобранной вблизи западного побережья Южной Америки под 27° ю. ш. (Lamy et al., 1998). Благодаря резким климатическим градиентам, характерным для этого района, по изменениям механического состава отложений, состава глинистых минералов, содержаний карбонатов и органического углерода отчетливо прослеживаются циклические изменения характера выветривания и положения области сноса наносов в океан, вызванные чередованием аридных и гумидных (семиаридных) фаз в южной части пустыни Атакама на протяжении последних ~120 тыс. лет.

Для второй половины межледниковья реконструирован семиаридный климат с влажной зимой, подобный современному климату более южного региона (к югу от 31 ю.ш.). Количество атмосферных осадков в это время становилось достаточным для формирования постоянной речной сети, которая включала в себя и русла, остававшиеся сухими в аридные этапы. Это увлажнение отражает расширение области влияния западного переноса в экваториальном направлении, происходившее при похолодании в конце межледниковья (Lamy et al., 1999).

2.2. Ледниковая эпоха позднего плейстоцена. Палинологические данные по разрезу оз. Фукуэне (Van der Hammen, Hooghiemstra, 2003) показывают, что в высокогорье экваториального пояса Южной Америки интервалы, соответствующие подстадиям 5с и 5а, характеризовались интерстадиальными условиями и были отделены от межледниковья (МИС 5е) и друг от друга отчетливыми похолоданиями. Эти климатические колебания второго порядка происходили на фоне похолодания от оптимума межледниковья до первого термического минимума последующей ледниковой эпохи (ранний пленигляциал, МИС 4), которое в целом составило ~4С (Van der Hammen, Hooghiemstra, 2003).

Исследования состава эвапоритов в разрезе Салар-де-Атакама, расположенном в восточной, высокогорной части пустыни Атакама, позволяют проследить изменения эффективного увлажнения за последние 106 тыс. лет (Bobst et al., 2001). В период, соответствующий подстадиям 5d-5a по шкале SPECMAP, в регионе существовали аридные условия, близкие к современным.

Наиболее ранняя выделенная здесь плювиальная фаза (75,8-60,7 тыс. л. н.) примерно соответствует МИС 4 и одному из периодов повышенного увлажнения, реконструированных по данным изучения морской колонки GeoB 3375-1 (Lamy et al., 1998). В эту холодную фазу максимума достигали зимние осадки, что, вероятно, отражает сдвиг зоны западного переноса в сторону экватора (Lamy et al., 1999).

По палинологическим данным (Heusser, 1983; Heusser L. et al., 1999), в раннем пленигляциале (оледенение раннее льянкиуэ) в Озерном крае Чили и на ове Чилоэ (41-43° ю. ш.) в составе растительности преобладали сообщества из злаков и сложноцветных. В наиболее защищенных местах встречались рощи из южного бука (Nothofagus cf. betuloides). Реконструкция по данным пыльцевого анализа отложений оз. Таикуэмо (Heusser L. et al., 1999) показала, что летняя Т в этот период была ниже современной на ~8°С при осадках значительно выше современных (рис. 2.2). По палеогляциологическим данным, снижение снеговой границы в Озерном крае Чили в максимум оледенения раннее льянкиуэ превышало 1000 м, что соответствует Тянв на 6-8°С ниже современной (Denton et al., 1999). В МИС 4 площадь оледенения в Патагонских Андах была больше, чем в МИС 2 (Clapperton et al., 1995; Denton et al., 1999).

У восточного подножия Кордильер в раннем пленигляциале формировались обширные флювиогляциальные конуса выноса и шлейфы (Iriondo, 1999). Климат в пампе был близок к современному климату северо-восточной Патагонии, то есть значительно холоднее и суше современного. На Ла-Платской низменности пустынная растительность продвигалась на север до 25° ю. ш., формировались песчаные дюны и покровы лессов. В настоящее время атмосферные осадки поступают на территорию пампы преимущественно с северо-востока. Хотя в ледниковую эпоху пределы суши на юго-востоке Южной Америки значительно расширялись за счет регрессии океана (рис. 3.1), аридизацию, характерную для Аргентинской пампы и экстраандийской Патагонии в ледниковье, трудно объяснить региональным возрастанием континентальности климата (Clapperton, 1993). Особенности климата внетропической Южной Америки в ледниковую эпоху объясняются смещением зоны западного переноса Южного полушария в сторону экватора, по меньшей мере, на 5° широты (Heusser, 1989 и др.). Этот сдвиг приводил к повышению увлажнения на западной, наветренной стороне Анд, особенно заметному в аридных районах, лежащих севернее современной зоны влияния западного переноса, и одновременно вызывал аридизацию в восточных регионах материка, на подветренной стороне Патагонского ледникового щита – в равнинной Патагонии и в пампе (Iriondo, 1999; Clapperton, 1993 и др.). Согласно другой гипотезе (Markgraf et al., 1992), в ледниковую эпоху западный перенос сосредоточивался в более узкой широтной зоне (от 43° до 45° ю. ш.) при сдвиге его северной границы к югу. По нашему мнению, имеющиеся палеогеографические данные подтверждают справедливость первой гипотезы.

В период, соответствующий МИС 3 по шкале SPECMAP, в умеренном регионе Южной Америки преобладал прохладный и влажный (интерстадиальный) климат. Данные по разрезу Таикуэмо (Heusser, 1983;

Heusser L. et al., 1999) отражают распространение субантарктических влажных лесов из южного бука в Озерном крае Чили, вызванное резким потеплением в начале МИС 3. Позднее на протяжении интерстадиала происходило похолодание. На его фоне выделялись краткие еще более холодные фазы, когда южнобуковые леса сменялись редколесьями с большим участием злаков в наземном покрове, а средняя Тянв понижалась на 1-1,5°С (рис. 2.2) (Denton et al., 1999). Направленно-колебательный процесс похолодания, развивавшийся в МИС 3, достиг максимума в МИС 2 (оледенение позднее льянкиуэ). Увлажнение в Южных Андах в течение мегаинтерстадиала в целом превосходило современное.

Наиболее гумидные условия существовали в первой половине МИС 3, до ~40 тыс.

л. н.. На севере региона еще один этап возрастания влажности начался 28-24 тыс.

С л. н. и достиг максимума в начале МИС 2 (Heusser, 1983). Близкая последовательность аридных и гумидных фаз реконструирована для более низких широт (27-32° ю. ш.) на основе комплексного изучения морских (Lamy et al., 1998) и озерных (Bobst et al., 2001) осадков, что позволяет предполагать наличие единой причины этих изменений.

В южной части пампы на протяжении мегаинтерстадиала увлажнение повышалось, что вызвало деградацию эоловых дюн и развитие процессов почвообразования (Iriondo, 1999). Эта реконструкция подтверждается палеофаунистическими данными (Tonni et al., 1999) и результатами изотопного анализа по кальциту из раковин наземных и пресноводных моллюсков (Bonadonna et al., 1999).

В эпоху оледенения позднее льянкиуэ в Патагонских Андах господствовали холодные и влажные климатические условия (Lowell et al., 1995; Denton et al., 1999). В основные стадии этого оледенения (29,4; 26,8; 22,6-22,3 и 14,8-14,6 тыс.

C л. н.) снижение летней Т по отношению к современной было почти столь же велико, как и во время оледенения раннее льянкиуэ (рис. 2.3). В эти стадии выводные ледники Патагонского ледникового комплекса достигали границ максимального распространения оледенения позднее льянкиуэ, создавая краевые образования, особенно ярко выраженные в Озерном крае Чили и на о. Чилоэ.

Депрессия снеговой линии составляла ~1000 м, что указывает на Тянв на 6-8°С ниже современной (Denton et al., 1999). Согласно палинологическим данным (Lowell et al., 1995; Heusser L. еt al., 1999 и др.), в позднем льянкиуэ в Озерном крае господствовали субантарктические редколесья: среди сообществ из злаков и сложноцветных были рассеяны рощи из южного бука. В интерстадиалы позднего льянкиуэ ландшафтная роль Nothofagus возрастала, хотя травянистые сообщества преобладали на всем протяжении ледниковой эпохи. Для заболоченных участков были характерны элементы флоры магеллановых пустошей: растения подушечных форм и холодостойкие кустарники. По палинологическим данным, максимальное похолодание произошло ~22 тыс. 14C л. н., когда средняя Тянв была на 8°С ниже современной (Denton et al., 1999) (рис. 2.2).

Как показывают реконструкции по седиментологическим данным (Kim et al., 2002), в позднем пленигляциале Тгод поверхностных морских вод вблизи западного побережья Южной Америки под 32° ю. ш. была на ~4,5°С ниже современной. Здесь похолодание достигало максимума 19,3-18,5 тыс. 14С л. н.. В это время климат в субтропической западной части Южной Америки был сезонно-влажным, близким к современному климату более южных территорий, Рис. 3. Особенности ландшафтов в умеренных широтах Южного полушария в позднем пленигляциале.

Использованы данные:

по Патагонии (Clapperton, 1993; Heusser, 1989; Heusser L. et al., 1999; Iriondo, 1999; Sayago et al., 2001; Zrate, 2003), по юго-восточной Австралии и Тасмании (Bowler, 1986; Colhoun, Fitzsimmons, 1990; Colhoun et al., 1996, 1999; Singh, Geissler, 1985) и по Новой Зеландии (McGlone, 1988; McGlone et al., 1993;

Palmer, Pillans, 1996; Shulmeister et al., 2004).

Условные обозначения:

1 – граница суши в условиях регрессии до отметки -120 м; 2 – преобладающее направление ветра.

Растительность: 3 – горные тундры, 4 – травянисто-кустарниковые сообщества, 5 – леса и редколесья, 6 – районы сохранения участков лесов и групп деревьев.

Оледенение: 7 – крупные горно-ледниковые комплексы, 8 – районы развития карового и долинного оледенения.

9 – клиновидные мерзлотные структуры; 10 – граница распространения многолетней мерзлоты; 11 – аккумуляция лессов и лессовидных отложений; – формирование покровных песчаных отложений; 13 – развитие дефляции; 14 – формирование эоловых дюн.

Распространение морских льдов в Антарктике: 15 – современное зимнее, 16 – в максимум последнего оледенения (Shulmeister et al., 2004).

что подтверждает гипотезу о сдвиге области западного переноса в сторону экватора в эпоху оледенения в МИС 2 (Lamy et al., 1998, 1999).

Развитие мощного оледенения в северной части Патагонских Анд было возможным только в том случае, если похолодание сопровождалось значительным возрастанием количества осадков. Южнее 47-48° ю. ш., в районах распространения современного оледенения, положение конечных морен свидетельствует о меньшей экспансии ледников в тот же период, что указывает на менее значительные изменения количества осадков. Этот вывод также подкрепляет гипотезу о смещении области западного переноса в сторону экватора в последнюю ледниковую эпоху (Heusser, 1989). В гумидной средней широтной зоне Патагонских Анд динамика оледенения в позднем плейстоцене определялась главным образом колебаниями теплообеспеченности, и поэтому максимальное развитие Патагонского ледникового комплекса было близким по времени к термическому минимуму последнего оледенения в данном регионе (Andersen еt al., 1995; Lowell et al., 1995; Denton et al., 1999).

Район Магелланова пролива в эпоху последнего оледенения был занят одной из крупных лопастей Патагонского ледникового комплекса. Благодаря податливым осадочным породам ложа ледника, его малой мощности и айсберговой разгрузке в глубоких приледниковых озерах, он обладал высокой чувствительностью к колебаниям климата (Clapperton et al., 1995).

Палеогляциологические исследования позволили выделить несколько стадий наступания Магелланова ледника, из которых наиболее значительные развивались 28-25 и 15,7-14,8 тыс. 14C л. н. (Benn, Clapperton, 2000). Последняя небольшая подвижка произошла 12-10 тыс. 14C л. н. (McCulloch, Bentley, 1998).

Краевые образования Магелланова ледника подобны краевым образованиям современных ледников Канадского Арктического архипелага (Benn, Clapperton, 2000). На этом основании снижение Тгод на Огненной Земле в максимум оледенения оценивается в 7-8°C, при атмосферных осадках, более низких, чем современные. Сокращение количества осадков могло быть вызвано воздействием Патагонского щита, лежавшего на пути основных влагонесущих ветров, а также смещением зоны западного переноса в сторону экватора (Benn, Clapperton, 2000).

Таким образом, максимум оледенения позднее льянкиуэ в Патагонских Андах на несколько тысяч лет опережал глобальный максимум аккумуляции льда в континентальных ледниковых покровах и наибольшее понижение уровня Мирового океана (LGM в понимании CLIMAP Project Members, 1981).

В перигляциальной восточной области Южной Америки сухой и холодный «патагонский» климат в МИС 2, как и в МИС 4, распространялся на северовосток, на территорию пампы (Iriondo, 1999). Комплексные исследования лессов и лессовидных отложений в пампе (Sayago et al., 2001; Zrate, 2003) показали, что в их формировании основную роль играли ветры юго-западных румбов (рис. 3.1).

На юго-западе пампы широкое распространение получили песчаные покровные отложения и продольные дюны (Iriondo, 1999; Clapperton, 1993). На равнинах Патагонии преобладали дефляционные эоловые формы (Clapperton, 1993). Эти данные подтверждают гипотезу о смене преобладающего направления ветров в пампе с северо-восточного на юго-западное, вызванной смещением области западного переноса к экватору в ледниковых условиях. При пересечении горных цепей Анд, покрытых обширными ледниками, и равнин Патагонии югозападные ветры теряли запасы влаги, что приводило к установлению аридного климата на востоке материка. В равнинной восточной части Патагонии к югу от 42° ю. ш. в эпоху последнего оледенения была распространена многолетняя мерзлота (Clapperton, 1993) (рис. 3.1).

Следы почвообразования в Аргентинской пампе указывают на повышение увлажнения в конце пленигляциала. Позднее, в позднеледниковье и раннем голоцене (14-8,5 тыс. 14С л. н.), реконструирован новый этап аридизации, когда возросло влияние западного переноса и вновь активизировались эоловые процессы (Iriondo, 1999). На диаграммах по разрезам из юго-восточной части пампы на рубеже позднеледниковья и голоцена отмечены резкие колебания содержаний пыльцы ряда таксонов (Brassicaceae, Asteraceae и Carduus-typ), что свидетельствует о повторявшихся эпизодах нарушения почвенно-растительного покрова, возможно, вызванных ливневыми паводками (Prieto, 2000).

Палинологические данные по среднеширотной части равнин Патагонии указывают на значительные изменения растительности и климата при переходе от последней ледниковой эпохи к голоцену (Paez et al., 1999). Около 11 тыс. 14С л. н. количество осадков в этом регионе возросло до уровня, близкого к современному, при Т несколько ниже современной, что вызвало смену кустарниковых степей с преобладанием эфедры злаковыми степями. После тыс. 14С л. н. и Т, и осадки приблизились к современным, что привело к смене злаковых степей кустарниковыми степям с преобладанием видов сем. Asteraceae, близкими к современной растительности (Paez et al., 1999).

В ледниковой области Патагонии изменения климата в позднеледниковье достигали наиболее значительных скоростей и амплитуд. Потепление, начавшееся ~14,5 тыс. С л. н., продолжалось ~2000 лет и привело к формированию сомкнутых северопатагонских дождевых лесов в средней широтной зоне Южных Анд (Denton et al., 1999). Позднее оно сменилось похолоданием, продлившимся до начала голоцена (Heusser, 1989 и др.). На пыльцевых диаграммах из этого региона финальное похолодание позднеледниковья (ФПП) проявляется в повышении содержаний пыльцы Podocarpus nubigena, которое свидетельствует о снижении пояса горных хвойных лесов в условиях похолодания и возрастания увлажнения. Амплитуда ФПП оценивается в 2-3°С (Denton et al., 1999) (см. рис. 2.2).

Анализ палинологических и 14С данных по патагонскому региону (Борисова, 2005b) показал, что ФПП здесь началось 12,7-12,5 тыс. С л. н., достигло максимума ~11,5 тыс. 14С л. н. и завершилось резким потеплением ~10 тыс. 14С л. н. (рис. 4). На северной и на южной периферии Патагонского ледникового комплекса похолодание было выражено наиболее отчетливо и проявилось раньше, чем в центральной части Патагонских Анд. Подробное 14С датирование отложений двух небольших озер, Хэльмо и Маскарди, расположенных в Озерном крае Чили и Аргентины (Hajdas et al., 2003), позволяет уточнить хронологические рамки ФПП в данном регионе. Эти исследования показали, что холодная стадия хэльмо-маскарди явилась кульминацией постепенного похолодания, начавшегося ~12,4 тыс. 14С л. н., и продолжалась с 11,4 до 10,2 тыс.

С л. н.. Кроме того, в ряде районов на юге Патагонских Анд были обнаружены следы подвижек ледников в интервале от 12,7 до 10-9,5 тыс. 14С л. н.. Проявление позднеледникового похолодания в Южной Америке подтверждается также данными изотопных исследований ледяных кернов из высокогорных ледников в Центральных Андах (Thompson et al., 1998).

2.3. Голоцен. Палинологические данные по многочисленным разрезам озерных и болотных отложений из северной части Патагонских Анд (40-42° ю. ш.) показывают, что в раннем голоцене на западном макросклоне Анд пояс редколесий из Nothofagus был значительно шире современного (Markgraf, 1991;

Markgraf, Bianchi, 1999). Участие в лесах Weinmannia и других древесных пород, характерных для лесов с несомкнутым пологом и для нарушенной растительности, также превосходило современное. На восточном макросклоне Анд с редколесьями из Nothofagus dombei-typ сочетались степные ассоциации.

Отложениям раннего голоцена свойственны высокие содержания микроскопических частиц древесного угля. Эти данные показывают, что на севере Патагонских Анд климат в раннем голоцене был теплее и (сезонно) суше современного (Markgraf, 1991). Согласно реконструкции по разрезу Алерце (Heusser, Streeter, 1980; Heusser, 1983), наибольшее потепление произошло 9,0-8,тыс. С л. н.: Тянв превысила современную на ~4°С, при годовом количестве осадков, близком к современному. Похолодание 8,5-7,5 тыс. С л. н.

сопровождалось наибольшим сокращением количества осадков за весь голоцен.

Реконструкция по палинологическим данным по разрезу Каунауэ, расположенному в этом же регионе (Markgraf et al., 2002), подтверждает, что термический оптимум приходился на ранний голоцен (9,5-8,0 тыс. 14С л. н.), но относит рост теплообеспеченности в основном за счет повышения зимней Т, которая превышала современную Тиюля более, чем на 3°С.

В южной части Патагонских Анд (45-50° ю. ш.) в раннем голоцене максимального развития достигали патагонские дождевые леса, а в западных предгорьях широко распространялись магелланские (субантарктические) формации (Lumley, Switsur, 1993; Ashworth et al., 1991). В это же время повышались уровни озер, расположенных восточнее главного водораздела Анд (Stine, Stine, 1990). Вероятно, в данном регионе климат в раннем голоцене был одновременно наиболее теплым и влажным. Южнее 50° ю. ш. разреженным южнобуковым лесам раннего голоцена была свойственна высокая частота пожаров (Markgraf, Anderson, 1994; Heusser, 1999). На крайнем юге Патагонии и на Огненной Земле климат в раннем голоцене был суше современного, характеризовался неравномерным сезонным распределением осадков и в целом большей изменчивостью по сравнению с современным (Pendall et al., 2001).

Палинологические данные показывают, что в начале среднего голоцена климат в Патагонских Андах был теплым и относительно сухим (Heusser, 1983; Markgraf et al., 2002). В западных предгорьях Анд северопатагонские леса в этот период продвигались на север дальше, чем сейчас, достигая ~40° ю. ш. (Markgraf, 1987).

На восточном макросклоне Анд формировались смешанные леса из Austrocedrus и Nothofagus dombei. Данные изучения торфяников (Markgraf, Seltzer, 2001) показывают, что в среднем голоцене на всем протяжении Патагонских Анд уровень грунтовых вод в болотных системах понижался, что приводило к пересыханию болот и к перерывам в накоплении торфа. На юге Патагонии и на Огненной Земле в пыльцевых спектрах среднего голоцена широко представлены ксерофильные травы и кустарники, что указывает на аридизацию и возрастание силы ветра в этот период (Pendall et al., 2001).

В результате похолодания после 5,5 тыс. 14С л. н. состав и распространение дождевых лесов в Южных Андах под 45-50° ю. ш. приблизились к современным.

В Озерном крае Чили наибольшее похолодание за весь голоцен произошло 4-3,тыс. 14С л. н. при значительном увеличении количества осадков (Heusser, 1983).

Более слабые похолодания имели место 2-1 тыс. 14С л. н. и в последние 350 лет.

Им примерно соответствуют по времени фазы наступания ледников в Патагонских Андах (Mercer, 1982). В позднем голоцене дождевые леса на юге Патагонских Анд достигли максимальной густоты, вероятно, за счет возрастания влажности (Pendall et al., 2001). В целом, в позднем голоцене межширотные различия в распределении осадков в Южных Андах сглаживались (Markgraf, Seltzer, 2001). Причиной этих изменений, возможно, было увеличение внутригодовых вариаций инсоляции, вызвавшее рост амплитуды сезонных смещений зоны западного переноса. Повышение количества осадков в позднем голоцене при одновременном увеличении их межгодовой изменчивости предположительно объясняется развитием южной осцилляции (эль-ниньо) в этот период (McGlone et al., 1992; Rodbell et al., 1999; Markgraf, Diaz, 2000).

Данные исследований лессово-почвенной серии (Iriondo, 1999) и состав фауны млекопитающих из эоловых отложений формации ла-пострера (Tonni et al., 1999) свидетельствуют о том, что сухой и холодный климат патагонского типа, свойственный Аргентинской пампе в позднеледниковье, сохранялся в регионе до ~8 тыс. С л. н.. Позднее эффективное увлажнение немного повысилось. Теплые и в то же время наиболее влажные для этого региона условия реконструированы по фауне из континентальных слоев, синхронных среднеголоценовой морской ингрессии (7-6 тыс. С л. н.). Состав фауны млекопитающих из формации платан отражает сухие и относительно теплые климатические условия в пампе в среднем и позднем голоцене (Tonni et al., 1999).

На некоторых участках пампы в засушливый период в среднем-позднем голоцене происходила активизация песчаных дюн (Iriondo, 1990). Не имеющие современных аналогов сообщества млекопитающих, включавшие как субтропические виды, так и виды-индикаторы прохладных сухих условий, были обнаружены в слоях с возрастом ~2000 лет (Tonni et al., 1999). После 1,5-1 тыс.

С л. н. в пампе прослеживается продвижение на юг субтропических видов животных, нуждавшихся в более влажном климате, чем современный. В эоловых отложениях с С датировкой ~440 л. н. обнаружена фауна млекопитающих, характерная для семиаридных/аридных условий. Этот эпизод условно сопоставляется с малым ледниковым веком в Северном полушарии (Tonni et al., 1999). По палеофаунистическим данным, до недавнего прошлого климатические условия в пампе существенно отличались от современных.

Согласно палинологическим данным, в раннем голоцене в восточной части пампы своеобразная позднеледниковая растительность сменилась травянистыми сообществами с преобладанием злаков (Prieto, 1996, 2000). Смена сухих степей позднеледниковья мезофильными злаковыми степями свидетельствует об установлении семигумидных, а затем и гумидных условий в этом регионе. Этот этап продлился до 7,8 тыс. 14С л. н. в центральной части и до 5,7 тыс. 14С л. н. на юго-западе названного региона. В позднем голоцене в восточной пампе распространились псаммофильные и галофильные сообщества, сходные с современной растительностью, в сочетании с ассоциациями, характерными для участков с повышенной грунтовой влажностью. Этот переход к семигумидным (сезонно сухим) условиям также не был одновременным для всего региона и произошел в период с 5,7 до 3,2 тыс. 14С л. н. в разных его частях (Prieto, 1996).

Исследования изотопного состава раковин моллюсков (Bonadonna et al., 1999) показали, что на юго-востоке пампы и на севере Патагонии переход от холодных аридных условий позднеледниковья к более теплому и влажному климату произошел ~9 тыс. С л. н. и сопровождался кратковременными резкими климатическими колебаниями. После 5 тыс. С л. н. в этом регионе вновь наметилась тенденция к аридизации климата.

По палинологическим данным (Paez et al., 1999), в среднеширотной части экстраандийской Патагонии переход от ледниковой эпохи к голоцену был отмечен значительными ландшафтно-климатическими изменениями: ~11 тыс.

С л. н. количество осадков возросло до уровня, близкого к современному, при Т ниже современной, что вызвало смену кустарниковых степей с преобладанием Ephedra злаковыми степями. После 10 тыс. 14С л. н. и Т, и осадки приблизились к современным. Это привело к смене злаковых степей кустарниковыми степями с преобладанием видов сем. Asteraceae, подобными современной растительности региона (Paez et al., 1999). Участки злаковых степей сохранялись в равнинной среднеширотной части Патагонии до 8 тыс. С л. н., что свидетельствует о прохладных и сравнительно влажных климатических условиях в раннем голоцене (Mancini, 1998). Возрастание роли кустарниковых степей с 8 до 6 тыс.

С л. н. указывает на повышение Т, происходившее при осадках ~200 мм/год. В среднем голоцене (~5 тыс. С л. н.) выявлен краткий этап восстановления злаковых степей, связанный с похолоданием до раннеголоценового уровня и/или с увеличением количества осадков. После 4,5 тыс. 14С л. н. в регионе преобладали злаково-кустарниковые степи, сменившиеся ~3,5 тыс. С л. н. кустарниковыми степями с господством Asteraceae. По разрезам, расположенным вблизи экотона леса и степи у восточного подножия Патагонских Анд, между 47 и 50° ю. ш., во второй половине голоцена прослеживается возрастание роли пыльцы древесных пород в спектрах. Эти изменения, по-видимому, отражают повышение эффективного увлажнения вследствие похолодания (Mancini, 1998).

Приведенные данные позволяют заключить, что в семиаридной экстраандийской Патагонии оптимальные климатические условия складывались немного позже, чем в условиях гумидного климата Южных (Патагонских) Анд, в среднем голоцене (8-6 тыс. 14С л. н.).

Глава 3. Ландшафтно-климатические изменения в юго-восточной Австралии и Тасмании в позднем плейстоцене и голоцене.

3.1. Последнее межледниковье. Палинологические исследования отложений оз. Джордж, расположенного на Южной Столовой возвышенности, вблизи границы субтропической и умеренной областей юго-восточной Австралии, показали, что последнее межледниковье отличалось от двух предшествующих межледниковий меньшими содержаниями пыльцы Casuarinaceae и пород умеренных дождевых лесов и большими содержаниями пыльцы Eucalyptus и микроскопических частиц древесного угля (Singh et al., 1981; Singh, Geissler, 1985). Такие различия, вероятно, объясняются возрастанием частоты лесных пожаров (Kershaw, 1988). Распространение эвкалиптовых формаций в начале последнего межледниковья вызвало дальнейшее сокращение роли древесных пород дождевых лесов, чувствительных к пожарам. В современных условиях дождевые леса в окрестностях оз. Джордж отсутствуют, а пыльца их представителей не встречается в осадках после 7 тыс. С л. н.. Из этого следует, что климатические условия последнего межледниковья в данном регионе были менее устойчивыми и менее влажными, чем в более ранние межледниковья, но более влажными, чем в голоцене. Согласно реконструкции по палинологическим данным, средняя Тянв в фазу климатического оптимума межледниковья была близка к современной (Singh, Geissler, 1985).

Изменения в составе спорово-пыльцевых спектров в разрезе оз. Уангум (Edney et al., 1990, Harle et al., 1999), расположенном в семиаридном регионе Западных Приморских равнин юго-восточной Австралии, отражают в основном колебания эффективного увлажнения. Высокое содержание пыльцы Pomaderris в спектрах последнего межледниковья служит надежным индикатором распространения влажных высокоствольных разреженных лесов из жестколистных пород (в основном видов рода Eucalyptus) в это время.

Присутствие элементов дождевых лесов также свидетельствует об увеличении влажности климата. Вероятно, количество атмосферных осадков в МИС 5е здесь, как и в районе оз. Джордж, превышало современный уровень (Harle et al., 1999).

На основании термолюминесцентного (ТЛ) и торий-уранового датирования аллювиальных отложений в Приморских речных долинах, на равнине Риверина и в бассейне оз. Эйр установлено, что в этих регионах флювиальная активность достигала максимума ~110 тыс. л. н., то есть в конце последнего межледниковья (МИС 5е) (Nanson et al., 1992; Kershaw, Nanson, 1993).

Для реконструкций ландшафтно-климатических изменений на ранних этапах последнего климатического макроцикла, лежащих за пределами С метода датирования, особую ценность представляют комплексные исследования донных морских осадков, обеспечивающие хронологический контроль на основе прямого сопоставления палинологических данных с результатами изучения изотопного состава отложений (Harle, 1997; Heusser, van de Geer, 1994). Споровопыльцевые диаграммы по морским осадкам, как правило, отражают более широкие региональные черты изменений растительности на прилежащей суше по сравнению с диаграммами по континентальным (озерным, болотным и др.) отложениям, где ярче проявляется влияние локальной растительности.

Пыльцевой анализ донных морских отложений по колонке Е55-6, отобранной на материковом склоне вблизи западного побережья штата Виктория (Harle, 1997; Passlow et al., 1997), позволяет реконструировать изменения растительности и климата в районе Западных Приморских равнин Австралии за последние ~125 тыс. лет. На основе анализа изотопного состава кислорода из панцирей фораминифер по этой же колонке проведена корреляция с изотопной шкалой SPECMAP (Imbrie et al., 1984). Согласно палинологическим данным, фаза наибольшего увлажнения за весь последний климатический макроцикл в данном регионе приходилась на оптимум последнего межледниковья. Для межледниковых спектров характерны наибольшие содержания пыльцы Eucalyptus, представителей дождевых лесов и спор древовидных папоротников Cyathea и Dicksonia при минимуме пыльцы трав и кустарничков из сем.

Asteraceae, Chenopodiaceae и кустарниковых видов сем. Myrtaceae. Выше по разрезу количество пыльцы видов дождевых лесов и спор древовидных папоротников сокращается, а содержания пыльцы Casuarina и злаков возрастают. В настоящее время казуарина широко распространена в юговосточной Австралии и наиболее обильна в теплых и сравнительно сухих климатических условиях, в редколесьях и среди пустошей (Kershaw et al., 1994).

Ее возросшее участие в составе растительности на Западных Приморских равнинах Австралии отражает сокращение роли лесов в условиях снижения эффективного увлажнения после климатического оптимума межледниковья.

Палинологические данные по территории Тасмании (Colhoun, 1980, 2000;

Colhoun, Fitzsimons, 1990; Colhoun et al., 1992) показывают, что главной растительной формацией на протяжении последнего межледниковья здесь были вечнозеленые влажные (дождевые) леса с господством Nothofagus и участием Phyllocladus, Eucalyptus и Casuarina. В разрезе оз. Селина межледниковые спектры отличаются высокими содержаниями пыльцы пород умеренных дождевых лесов с примесью Lagarostrobos и Casuarina, тогда как пыльца эвкалипта в них отсутствует (Colhoun et al., 1999). По разнообразию флоры и по содержанию пыльцы пород дождевых лесов межледниковые спектры в Западной Тасмании близки к спектрам оптимума голоцена или превосходят их (Macphail, 1979; Colhoun, 1996). Пыльца субальпийских и альпийских видов встречается во всех последующих слоях, но отсутствует в межледниковых отложениях. Из этого следует, что оптимальная фаза последнего межледниковья в Западной Тасмании была более теплой и/или влажной, чем оптимум голоцена (Colhoun, 2000).

Реконструкции изменений климата в австралийском регионе, полученные по палинологическим данным, подтверждаются результатами изучения состава фораминифер из глубоководной колонки E27-30 (45° ю. ш., 147° в. д.), отобранной южнее Тасмании, к северу от субтропической зоны конвергенции (Passlow et al., 1997). В оптимум последнего межледниковья субтропические виды составляли до 12% комплекса планктонных фораминифер (при 5% в современном комплексе). Среди них присутствовал теплолюбивый вид Globigerinella aequilateralis, который лишь изредка встречался на этой широте в голоцене. Из этого следует, что Т поверхностных морских вод в австралийско тасманийском секторе в оптимум последнего межледниковья существенно превышала современную (Passlow et al., 1997).

3.2. Ледниковая эпоха позднего плейстоцена. Климатические колебания начального этапа ледниковой эпохи позднего плейстоцена, соответствующие подстадиям 5d-5a шкалы SPECMAP, реконструированы по данным пыльцевого анализа отложений оз. Селина на Тасмании (Colhoun, 2000) (рис. 2.4). Высокая чувствительность растительных сообществ к колебаниям Т в этом районе, вероятно, объясняется его близостью к одному из центров оледенения на Тасмании, располагавшемуся в Западном Береговом хребте. В засушливой юговосточной Австралии превалировала реакция растительности на изменения влажности (Harle et al., 1999). Глубокие изменения в составе спектров при переходе от межледниковья (МИС 5е) к ледниковой эпохе (рост содержаний пыльцы Casuarina, Poaceae и Asteraceae и максимум пыльцы субальпийского хвойного кустарника Microstrobos niphophilus) свидетельствуют о смене лесов пустошами и травянистыми ассоциациями, распространенными в настоящее время в горах выше границы леса, и отражают быстрое и глубокое похолодание, которое сопоставляется с МИС 5d (Colhoun, 2000). Последующий подъем кривых Phyllocladus и Nothofagus на фоне высоких содержаний пыльцы Casuarinaceae в разрезе оз. Селина коррелируется с потеплением в МИС 5с. Растительность этого интерстадиала была близка к современным влажным горным лесам. МИС 5b, как и МИС 5d, соответствуют пики пыльцы субальпийских кустарников Microstrobos и Nothofagus gunnii (Colhoun et al., 1999). Во время интерстадиала МИС 5а содержания пыльцы Phyllocladus и Nothofagus достигали уровня, свойственного МИС 5с. Высокие содержания пыльцы Lagarostrobos, N. gunnii и Microstrobos указывают на прохладный климат в это время (Colhoun, 2000).

Таким образом, поздней части МИС 5 на Тасмании соответствовало чередование фаз распространения субальпийских кустарников и пустошей в холодные и влажные стадии (МИС 5d и 5b) и горных лесов в прохладные и также влажные интерстадиалы (МИС 5с и 5а).

Современная верхняя граница леса на Тасмании приблизительно совпадает с изотермой января +10°С, а высотный температурный градиент близок к 0,65C на 100 м (Nunez, Colhoun, 1986). Оценки сдвигов поясов растительности в горах Западной Тасмании по палинологическим данным позволяют определить амплитуду изменений Т наиболее теплого месяца (января) (Colhoun, 2000). В поздние теплые интервалы МИС 5 (подстадии 5с и 5а) Тянв была примерно на 2С ниже, чем в оптимум последнего межледниковья (5е) (рис. 2.4). В разделяющие их холодные стадии (5d и 5b) Тянв была ниже межледниковой (и современной) более чем на 3C, но оставалась более высокой, чем в типично ледниковых условиях МИС 4 и 2 (Colhoun et al., 1999). Результаты палинологических исследований морской колонки SO36-7SL, отобранной вблизи западного берега Тасмании, также подтверждают, что потепление, соответствующее МИС 5а, имело интерстадиальный ранг (van de Geer et al., 1994).

Палеоботанические и литогеохимические данные по разрезу оз. Джордж показывают, что для нескольких эпизодов в поздней части МИС 5 были характерны высокие уровни палеоозера (Singh, Geissler, 1985). При испаряемости, близкой к современной, для этого требовалось существенное возрастание атмосферных осадков в юго-восточной Австралии. Данные по соседним регионам Австралии (результаты TЛ датирования древних береговых валов озер Эйр, Фроум, Каллабонна и Бланш) также свидетельствуют о значительных колебаниях влажности в этот период. Так, пляжевые образования оз. Эйр, соответствующие средней/поздней части МИС 5, находятся на высотах ~27 м над современным урезом озера (Nanson et al., 1998). TЛ датировки аллювиальных отложений р. Шоулхейвен, дренирующей юго-восточные возвышенности Австралии, указывают на этап повышения водности в МИС 5, закончившийся ~75 тыс. л. н. (Kershaw, Nanson, 1993).

Палинологические данные по разрезам, расположенным на Тасмании, показывают, что в раннем пленигляциале (МИС 4) Тянв была ниже современной не менее, чем на 5-6С, а разнотравно-злаковые альпийские сообщества в районе оз. Селина были развиты на высотах ~500 м над ур. моря (Colhoun, 2000). Этому похолоданию соответствовало развитие оледенения в горах Западной Тасмании (Fitzsimons et al., 1992). Пыльцевой анализ донных морских отложений из колонки Е55-6 позволяет заключить, что в период, сопоставляемый с МИС 4, в растительности юго-восточной Австралии в условиях похолодания и сокращения эффективного увлажнения господствовали сообщества трав и кустарничков с преобладанием маревых и астровых (Harle, 1997; Passlow et al., 1997). В разрезе оз. Джордж отложениям последней ледниковой эпохи свойственны высокие содержания пыльцы травянистых растений (в основном Poaceae и Asteraceae) и присутствие пыльцы субальпийских видов (Singh, Geissler, 1985). В раннем пленигляциале снижение верхней границы леса в этом регионе составляло 10001500 м, а отклонения Тянв от современной достигали –8-10°С при значительном сокращении количества осадков.

Прохладным интерстадиальным условиям МИС 3 в окрестностях оз. Джордж соответствовало снижение верхней границы леса на 300-600 м и Тянв на 2-4°С по сравнению с современной (Singh, Geissler, 1985). Эти реконструкции подтверждаются данными по району Снежных гор, расположенных в 140 км к юго-западу от оз. Джордж (Caine, Jennings, 1968): С датировка по пню Nothofagus cf. cunninghamii (~35 тыс. л. н.) показывает, что в интерстадиале дождевые леса здесь росли до высоты 1780 м, что соответствует Тянв на ~1,5°С ниже современной. В растительном покрове Тасмании в МИС 3 преобладали кустарниковые и травянистые субальпийские и альпийские сообщества (Colhoun, 2000). Наиболее благоприятные участки низменностей на юго-востоке острова были заняты редколесьями, тогда как на западе Тасмании группы деревьев сохранялись только в защищенных местообитаниях вблизи современного уровня моря. Палинологические данные по разрезам морских и озерных отложений в Тасманийском регионе показывают, что климатические условия изменялись от прохладных в ранней части интерстадиала (МИС 3) до холодных, с Тянв на 4-5C ниже современной, в его конце (Colhoun, 2000). На фоне этого похолодания выделялись несколько фаз слабого потепления.

Данные о влажности в юго-восточном регионе Австралии в период, соответствующий МИС 3, немногочисленны. Возросшее участие видов дождевых лесов и сем. Casuarinaceae и сокращение роли эвкалипта в составе растительности в бассейне оз. Джордж говорит об увеличении увлажнения во время интерстадиала (Singh, Geissler, 1985). Для озер Уилландра, расположенных на западе Нового Южного Уэльса, в интервале 55-36 тыс. л. н. выявлена фаза высоких уровней (Bowler, 1986). ТЛ датирование древних береговых валов озер Эйр и Фроум указывает на повышение их водности с 55 до 40 тыс. л. н. (Nanson et al., 1998), хотя согласно аминокислотным датировкам раковин моллюсков и скорлупы яиц страуса из пляжевых отложений оз. Эйр, эти береговые формы, сопоставлявшиеся с МИС 3 на основе ТЛ анализа, относятся к МИС 5 (Magee, Miller, 1998). ТЛ датирование аллювия р. Шоулхейвен, дренирующей ЮгоВосточные возвышенности Австралии, позволило выделить два эпизода увеличения водности в МИС 3: 60-40 и 30-25 тыс. календ. л. н. (Nott et al., 2002), причем активность флювиальных процессов в поздний этап была ниже.

Согласно палинологическим данным, в позднем пленигляциале (МИС 2) в растительном покрове внетропической Австралии и Тасмании преобладали открытые ксерофильные сообщества. По этим данным, в большинстве районов атмосферные осадки составляли не более 50% от их современного количества (Singh, Geissler, 1985; Harle et al., 1999 и др.). Тем не менее, даже при сокращении осадков в два раза леса из южного бука могли бы сохраняться в западной Тасмании, так как Nothofagus может расти при осадках 1230 мм/год (но не менее 50 мм в месяц) (Jackson, 1968). Следовательно, количество осадков было не единственным фактором, ограничивавшим распространение дождевых лесов в эпоху оледенения. Вероятно, на Тасмании основной причиной смены дождевых лесов субальпийской растительностью в позднем пленигляциале послужило похолодание. На значительное похолодание указывают также результаты изучения изотопного состава кислорода в панцирях фораминифер из глубоководной колонки SO 36-7SL, отобранной к западу от Тасмании (van de Geer et al., 1994) (рис. 2.5). Снижение Тянв на Тасмании в максимум последнего оледенения, реконструированное по палинологическим данным, близко к оценке, полученной по смещению снеговой линии для ледниковой шапки, покрывавшей в это время Западный Береговой хребет: ~6С (Colhoun, 1985).

На юго-востоке Австралии (в более низких широтах и на меньших абсолютных высотах) характер растительности определялся преимущественно количеством осадков и их распределением в течение года (Colhoun, 2000). По данным геоморфологических исследований в бассейне р. Шоулхейвен, 25-тыс. календ. л. н. флювиальная активность затухала, что, вероятно, указывает на аридный климат (Nott et al., 2002). 20-15 тыс. календ. л. н. водность реки вновь несколько возросла. Датирование органических остатков из эоловых отложений, залегающих вблизи современного уровня оз. Эйр, показало, что 30-12 тыс. С л. н. в бассейне озера было, по меньшей мере, так же сухо, как в настоящее время (Magee, Miller, 1998). На равнине Риверина широко распространены покровные лессовидные отложения эолового генезиса (парна), накопившиеся в основном в эпоху последнего оледенения (Bowler, 1986) (рис. 3.2). В юго-восточной Австралии с поздним пленигляциалом (25-16 тыс. С л. н.) связано также формирование поперечных эоловых дюн. Об аридном климате в МИС косвенно свидетельствует почти троекратное (по сравнению с голоценовым уровнем) увеличение содержания пылеватых частиц в морских осадках в умеренных широтах австралийского региона (Hesse, McTainsh, 2003). Вероятно, возрастание аккумуляции пыли и сокращение количества атмосферных осадков в максимум оледенения было связано с сокращением влажности воздушных масс, вовлеченных в западный перенос (CLIMAP Project Members, 1976; Wasson, 1989).

Распространение оледенения в австралийском регионе было ограничено массивом Косцюшко в Снежных горах и возвышенностями Тасмании.

Определения возраста валунов из краевых морен по космогенному изотопу 10Be показывают, что район Снежных гор в позднем плейстоцене подвергался оледенению по меньшей мере дважды. Оледенение раннее косцюшко (>59 тыс.

л. н.) было более обширным, тогда как в позднем пленигляциале каровые и карово-долинные ледники в Снежных горах занимали всего ~50 км2 (Barrows et al., 2001). На Тасмании в МИС 2 формировались ~450 каровых и долинных ледников и два небольших ледяных купола: на Центральном плато и в Западном Береговом хребте. Снеговая граница проходила на высотах от 500-600 м на югозападе Тасмании до 1250-1370 м на северо-востоке острова и на 1850-2050 м над ур. моря на юго-востоке Австралии, в Снежных горах (Barrows et al., 2001).

Внутри оледенения позднее косцюшко выделяются три основные стадии с пиками ~32, 19 и 16,8 тыс. календ. л. н. (Barrows et al., 2001) (рис. 2.6). Датировки подморенных и надморенных отложений по С (Colhoun, Fitzsimmons, 1990;

Hopf et al., 2000 и др.) помещают максимальную стадию последнего оледенения на Тасмании в интервал от 25,0-23,8 тыс. календ. л. н. (21,2-20,1 тыс. 14С л. н.) до 21,9-21,0 тыс. календ. л. н. (18,5-17,7 тыс. С л. н.), что близко к глобальному максимуму развития материкового оледенения – LGM в понимании CLIMAP (~18 тыс. С л. н.). Возраст максимальной стадии последнего оледенения в 10 австралийском регионе, определенный по изотопам Be и Cl, меньше: 20-тыс. календ. л. н. (16,7-14,2 тыс. 14С л. н.) (Barrows et al., 2002).

Процесс дегляциации в австралийском регионе занял 2-3 тысячи лет.

Данные пыльцевого анализа по разрезу оз. Селина показывают, что с 14 до тыс. С л. н. рост Тянв составил 5-6C (Colhoun, 2000). Это потепление, повидимому, протекало неуклонно. В наиболее высоких горных массивах Тасмании каровые ледники, возможно, сохранялись до 12-10 тыс. С л. н., однако признаков их наступания в позднеледниковье на острове не обнаружено (Colhoun, 1985; Colhoun, Fitzsimons, 1990).

3.3. Голоцен. Климатический оптимум голоцена в юго-восточном внетропическом регионе Австралии и на Тасмании проявился в возрастании роли теплолюбивых и относительно мезофильных растительных сообществ. Его временные границы выражены нечетко, что определило существенные расхождения во мнениях между исследователями. Так, М. Макфейл (Macphail, 1979) полагал, что оптимальные климатические условия в Западной Тасмании существовали в период с 10 до 7 тыс. 14С л. н. (фаза распространения дождевых лесов с господством южного бука). По мнению В. Маркграф с соавт. (Markgraf et al., 1986), климат в этом регионе был наиболее теплым и влажным с 10 до 6 тыс.

С л. н., причем 10-8 тыс. л. н. достигалось максимальное потепление, а 8-6 тыс.

л. н. – максимальное увлажнение. Кроме того, существует мнение об отсутствии прямой связи между расцветом дождевых лесов и климатическим фактором (Colhoun, 1996). Процесс угасания этой формации, наметившийся после 6 тыс.

С л. н., протекал неодновременно в разных районах юго-восточной Австралии и Тасмании. Сокращение ландшафтной роли дождевых лесов исследователи объясняли слабым похолоданием и/или сокращением количества осадков во второй половине голоцена, а также возрастанием изменчивости климата в связи с возникновением или усилением южной осцилляции (эль-ниньо) в этот период.

Увеличение осадков в раннем и среднем голоцене, установленное для юговосточной Австралии, включая район оз. Джордж (Singh, Geissler, 1985), совпадает по времени со смягчением аридности климата на юго-востоке Южной Австралии за счет возрастания летних осадков до уровня, превосходившего современный (Singh, 1981). Для оз. Эйр также реконструирован этап небольшого повышения водности в раннем и среднем голоцене (Nanson et al., 1998; Magee, Miller, 1998), связанный с возрастанием количества атмосферных осадков. Эти изменения объясняются смещением зоны низкого давления (муссонной области северной Австралии) к югу. Активизация летнего муссона на севере Австралии и распространение его влияния на более южные территории являлись частью изменений общей циркуляции атмосферы в регионе (Allan, 1983). Позднее водность оз. Эйр вновь понизилась: озеро достигло своего современного состояния (эфемерный водоем – плайя) ~3-4 тыс. л. н. (Magee, Miller, 1998).

Глава 4. Изменения климата и ландшафтов в Новой Зеландии за последний межледниково-ледниковый макроцикл и голоцен.

4.1. Последнее межледниковье. Комплексные исследования донных осадков по глубоководной колонке DSDP 594, отобранной в 250 км к востоку от побережья Новой Зеландии (рис. 2.7), позволяют провести надежную корреляцию последнего межледниковья (раннее каихину) с МИС 5е по шкале SPECMAP. Палинологические данные по колонке DSDP 594 свидетельствуют о сходстве растительности и климатических условий последней межледниковой эпохи и голоцена в юго-восточной, прохладной и относительно континентальной части архипелага (Heusser L., van de Geer, 1994). Обилие фитолитов пальмы в межледниковых отложениях в среднеширотной части восточного побережья Южного о-ва позволяет сделать вывод о более теплых условиях этого времени по сравнению с современными, так как в этом районе пальма (Ropalostylis sapida) встречается в настоящее время лишь изредка, на наиболее теплых, хорошо защищенных участках долин вблизи уровня моря (Soons et al., 2002).

Отложения раннего каихину (МИС 5е) наиболее детально изучены палинологически в западном супергумидном регионе Южного о-ва Новой Зеландии (Уэстленд) (Moar, Suggate, 1996). Полидоминантные вечнозеленые леса оптимальной фазы межледниковья здесь также были в целом близки к лесам оптимума голоцена, что свидетельствует о мягком влажном климате с обильными летними осадками. В составе межледниковых лесов принимали участие древесные породы, весьма чувствительные как к заморозкам, так и к засухам. Наиболее теплолюбивые из них (например, Nestegis из семейства Oleaceae) в голоцене в этом регионе не встречались. Палинологические данные указывают на продвижение границ ареалов некоторых термофильных древесных пород в оптимум межледниковья южнее их современного положения (Moar, Suggate, 1979, 1996). Следовательно, и на западе Южного о-ва климат межледниковья раннее каихину был несколько теплее современного, отличаясь сглаженной сезонностью и отсутствием заморозков или засух (Борисова, 2006).

Для Северного о-ва Новой Зеландии подробные палинологические данные, характеризующие основные фазы развития растительности в течение последнего климатического макроцикла и голоцена, получены по разрезу отложений оз. Поукава (Okuda et al., 2002). В раннем каихину на востоке Северного о-ва господствовали влажные вечнозеленые полидоминантные леса. Пыльца видов горных лесов в отложениях этого возраста не встречается. Концентрации пыльцы крупных деревьев из семейств Podocarpaceae, Malvaceae, Myrtaceae и спор древовидных папоротников (Cyathea и Dicksonia) в межледниковых слоях чрезвычайно высоки. Здесь же обнаружено большое количество фитолитов пальмы (Carter, 2002). Материалы по разрезу Охаве-Бич, расположенному в западной части Северного о-ва, также указывают на широкое распространение влажных вечнозеленых лесов сложного состава с участием теплолюбивых и чувствительных к заморозкам древесных пород (Dodonaea, Ascarina lucida и др.) в оптимум последнего межледниковья (Bussell, 1990). Участие влаголюбивых деревьев из сем. миртовых (Metrosideros spp.), Dacrycarpus dacrydioides, пальм и древовидных папоротников в составе растительности в восточной части острова свидетельствует о том, что климат в МИС 5е здесь был не только более теплым, но и значительно более влажным, чем в голоцене. Сглаживание широтного градиента в распределении атмосферных осадков, характерного для современного климата Новой Зеландии, указывает на снижение активности западного переноса в оптимум последнего межледниковья и на возрастание влияния теплых и влажных воздушных масс, поступающих на Северный о-в с востока и северо-востока, с акватории Тихого океана (Okuda et al., 2002).

Количественные реконструкции палеотемператур для оптимальной и поздней фаз межледниковья раннее каихину на юге Северного о-ва были получены по данным изучения ископаемой фауны жесткокрылых из отложений оз. Уаирарапа (Marra, 2003). Современный район совместного обитания видов жуков, характерных для фазы климатического оптимума межледниковья, находится почти на 700 км севернее изученного разреза, что указывает на Тянв на 1,6-2,5°С выше современной, и Тиюля – на 2,3-3,2°С выше. Фаунистический район-аналог для заключительной части подстадии 5е включает в себя район разреза, что свидетельствует о похолодании, достигшем в конце межледниковья современного термического уровня. Реконструкции Т по палеоэнтомологическим данным для межледниковья раннее каихину (МИС 5е) на территории Новой Зеландии вполне соответствуют качественным оценкам, основанным на данных спорово-пыльцевого анализа и на результатах изучения состава фитолитов в слоях этого возраста (Moar, Suggate, 1996; Okuda et al., 2002; Carter, 2002 и др.).

4.2. Ледниковая эпоха позднего плейстоцена. Как показывает анализ палинологических данных, на территории Новой Зеландии похолодание, соответствующее подстадии 5d по шкале SPECMAP, вызвало распространение лесов из Nothofagus menziesii на месте полидоминантных вечнозеленых лесов, характерных для последнего межледниковья (Moar, Suggate, 1996). Климат стал прохладным и влажным, близким к современному климату субальпийского пояса гор. Возрастание роли Dacrydium cupressinum в фазу 5c указывает на потепление, не достигшее масштабов потепления раннего каихину. В фазу 5а в спектрах преобладала пыльца N. fusca-typ, вероятно, принадлежавшая доминанту горных лесов N. solanderi var. cliffortioides, что отражает умеренно теплые и влажные условия в позднем каихину. Таким образом, межледниковой была только ранняя фаза эпохи каихину (МИС 5е), потепления же 5c и 5а имели интерстадиальный ранг. Следовательно, как и в других регионах, поздняя часть МИС 5 (подстадии 5d-a) в новозеландском регионе по климатическим условиям принадлежала к последней ледниковой эпохе (Борисова, 2005).

Глубокое похолодание в МИС 4 (оледенение раннее отира) привело к деградации лесов в Новой Зеландии (Moar, Suggate, 1996). В пленигляциале на всей территории архипелага, за исключением его северной, субтропической части, доля пыльцы трав и кустарников в спектрах превышала 50% (рис. 2.7) (McGlone, 1988; Heusser, van de Geer, 1994). Распространению открытых ландшафтов, вероятно, способствовало также сокращение осадков и усиление ветров. По положению снеговой линии в горах Новой Зеландии установлено, что площадь оледенения в раннем пленигляциале была больше, чем в позднем (Ono et al., 2004). В главной ледниковой области Южных Альп снижение снеговой линии достигало 970 м (Chinn, 1995) или даже 1050 м (Porter, 1975) (рис. 2.10).

При этом, как и в современных условиях, она повышалась в направлении с запада на восток и менее заметно – с севера на юг, что обнаруживает тесную связь развития оледенения с распределением атмосферных осадков. На крайнем юго-западе Новой Зеландии, в провинции Фьордленд, раннему отира соответствуют мощные краевые образования стадии аурора 6 (Williams, 1996).

На востоке Южного о-ва и на юге Северного о-ва на протяжении большей части раннего пленигляциала формировались лессы пореуа (рис. 2.9) (McCraw, 1975).

Палеогеографические данные показывают, что, наряду с изменениями теплообеспеченности, в развитии оледенения большую роль играли колебания увлажнения, связанные со сдвигами зоны западного переноса и с изменениями его интенсивности во времени (Shulmeister et al., 2004).

Согласно палинологическим данным, во время интерстадиального потепления, в целом соответствующего МИС 3, в Новой Зеландии в условиях прохладного климата широко распространялись леса из Nothofagus menziesii.

Верхняя граница леса проходила значительно ниже современной, на высоте ~500 м над ур. моря. В конце интерстадиала в растительном покрове возросла роль кустарников из сем. Podocarpaceae, что, возможно, было связано с усилением ветров в это время (McGlone et al., 1993). Этот вывод хорошо согласуется с данными о накоплении лессовой формации рата, начавшемся на юге Северного о-ва ~40 тыс. л. н. и достигшем максимума ~30 тыс. л. н. (Palmer, Pillans, 1996). 45-40 тыс. л. н. на востоке Южного о-ва также формировались покровы лессов. В горах Фьордленда холодным фазам внутри МИС соответствовали стадии наступания ледников аурора 5 (49-44 тыс. л. н.) и аурора 4 (40-37 тыс. л. н.) (Williams, 1996).

В позднем пленигляциале (оледенение позднее отира) ледники в Южных Альпах образовали почти непрерывную полосу шириной ~100 км и длиной ~700 км (рис. 3.3). На западном побережье Южного о-ва Новой Зеландии долинные ледники, сливаясь, формировали обширные ледники предгорий (стадия кумара-2-2, 25-20 тыс. С л. н.) (Shulmeister et al., 2004). Депрессия снеговой границы относительно ее современного положения составляла 800830 м, что соответствует среднегодовой Т воздуха на 5С ниже современной (Porter, 1975). В условиях похолодания уменьшение испарения с поверхности океана приводило к общему сокращению поступления осадков в Новую Зеландию. При этом увеличивалась неравномерность в их распределении по территории архипелага, что связано с возрастанием интенсивности западного переноса в максимум последнего оледенения (Shulmeister et al., 2004).

Оледенение достигало наибольшего развития при повышении количества твердых осадков на западном, наветренном макросклоне Южных Альп. Рост осадков происходил при пониженных температурах, но не вполне совпадал с термическим минимумом. На востоке Южного о-ва и на юге Северного о-ва (в относительно сухих регионах) в позднем пленигляциале формировались покровы лессов, что свидетельствует о сокращении увлажнения и об усилении ветров (Palmer, Pillans, 1996) (рис. 3.3). Современные данные позволяют заключить, что оледенение позднее отира происходило в промежутке с 30 до 20 тыс. 14С л. н.

(Bacon et al., 2001) и включало в себя несколько стадий наступания ледников, однако амплитуда климатических колебаний в этот период была невелика, и соответствие стадий наибольшего разрастания ледников пикам похолодания не установлено. Датировки по внешнему поясу краевых морен показывают, что в Новой Зеландии последнее оледенение достигло максимума ~23 тыс. С л. н.

(рис. 2.10), то есть за 4-5 тыс. лет до глобального максимума аккумуляции материковых льдов, соответствующего пику МИС 2 шкалы SPECMAP (Hellstrom et al., 1998; Shulmeister et al., 2001 и др.).

Как показывают палеоботанические данные (McGlone, 1988; McGlone et al., 1993; Heusser L., van de Geer, 1994 и др.), в позднем отира сомкнутые леса на территории Новой Зеландии сохранялись только на Северном о-ве к северу от 38 ю. ш. (рис. 3.3). Южнее небольшие лесные массивы и отдельные группы деревьев встречались лишь в наиболее благоприятных защищенных местообитаниях, а на юго-востоке Южного о-ва древесная растительность почти полностью отсутствовала (рис. 2.7). В восточных районах Южного о-ва преобладали злаково-разнотравные ассоциации, а на его западном побережье и на Северном о-ве – кустарниковые. Гляциальная растительность Новой Зеландии не имеет полных современных аналогов (McGlone et al., 1993). Единственной сравнительно широко распространенной древесной породой в максимальную стадию оледенения был Nothofagus menziesii. Тем не менее, присутствие пыльцы некоторых других видов деревьев в отложениях ледникового возраста позволяет заключить, что и они пережили этот неблагоприятный период в районах своего современного распространения (рис. 3.3). Поэтому при позднеледниковом потеплении расселение деревьев происходило из многочисленных мелких рассеянных рефугиумов, без запаздывания за счет миграции из отдаленных северных районов архипелага (McGlone et al., 1993; McGlone, 1995).

Реконструкции по данным о составе ископаемой фауны жесткокрылых из местонахождения Ауатере-Вэлли на северо-востоке Южного о-ва (Marra et al., 2004) показали, что в максимальную стадию последнего оледенения летние Т были ниже современных на 3,5-4С, а зимние – на 4-5, что хорошо согласуется с оценками Т по снижению снеговой линии (Porter, 1975) и с реконструкциями поверхностных Т морской воды для того же времени (Nelson et al., 2000) (рис.

2.8). При этом в составе фауны жуков присутствуют виды, указывающие на сохранение южного бука в районе разреза (Marra et al., 2004).

Согласно палинологические данным, после медленного повышения Т и осадков, начавшегося 17-16 тыс. 14С л. н., их рост резко ускорился 14-12 тыс. 14С л. н.. Позже климатические условия стабилизировались. Возможно, и Т, и осадки немного снизились (McGlone et al., 1993). В Новой Зеландии следы резких колебаний климата в позднеледниковье не обнаружены, и только в двух пунктах С датировки краевых морен позволяют отнести их формирование к временному интервалу позднего дриаса европейской хроностратиграфической шкалы (Denton, Hendy, 1994; Ivy-Ochs et al., 1999). Возможно, в период дегляциации главную роль в подвижках ледников в Новой Зеландии играли не температурные колебания, а изменения увлажнения (Hellstrom et al., 1998).

4.3. Голоцен. На протяжении голоцена в Новой Зеландии господствовал гумидный умеренно теплый морской климат, близкий к современному.

Наибольшая теплообеспеченность реконструирована для раннего голоцена (10-тыс. 14С л. н.), когда Тгод воздуха превосходила современную на 1-2°С (McGlone, 1995 и др.). Похолодание, начавшееся ~7,5 тыс. С л. н., достигло максимума ~2,5 тыс. С л. н.. Количество осадков на востоке обоих островов Новой Зеландии в это время возросло, что подтверждается распространением лесов из Nothofagus menziesii и Dacrydium cupressinum в ряде районов и сменой кустарниковых формаций лесами в Центральном Отаго – в одном из наиболее континентальных и засушливых регионов Южного о-ва, расположенном к востоку от главного водораздела Южных Альп (McGlone, 1988). В гумидных западных районах архипелага климат в этот период стал менее стабильным, участились заморозки и засухи. Распространение наиболее чувствительных к заморозкам древесных пород (например, Ascarina lucida) в период с 2,5 до 1,тыс. С л. н. сократилось до современных пределов (McGlone, Moar, 1977).

Описанные изменения в составе растительности отражают процесс похолодания, что подтверждается данными о наступании ледников в горах Южного о-ва Новой Зеландии в тот же период (Burrows, 1979; Gellatly et al., 1985).

Глава 5. Сравнительный анализ ландшафтно-климатических изменений в умеренных широтах Южного и Северного полушарий за последний межледниково-ледниковый макроцикл и голоцен.

5.1. Позднеплейстоценовое межледниковье. Сравнение ландшафтноклиматических особенностей последнего межледниковья в умеренных широтах обоих полушарий требует предварительного рассмотрения наиболее важных результатов палеогеографических исследований, полученных для этой эпохи в Северном полушарии.

5.1.1. Последнее межледниковье известно как эемское на территории Западной Европы, микулинское в европейской части России, казанцевское в Сибири и сангамонское в Северной Америке. Как упоминалось выше, это межледниковье сопоставляется с подстадией 5е по шкале SPECMAP (Imbrie et al., 1984), то есть с наиболее теплым интервалом за последние 150 тыс. лет.

Первоначально соответствие между подстадией 5е и климатическим оптимумом эемского межледниковья было установлено на основании пыльцевого анализа морских осадков в разрезе Фьозангер (Mangerud et al., 1979; Mangerud, 1989).

Соответствие оптимума межледниковья основному пику стадии 5е было подтверждено также участниками проекта CLIMAP, проводившими исследования изменений температуры океана в течение последнего климатического макроцикла (CLIMAP Project Members, 1984). Распределение Т поверхностных вод в различных регионах Мирового океана в оптимум последнего межледниковья реконструировано по данным микрофаунистических и изотопных исследований колонок глубоководных осадков (Николаев и др., 1983, 1999; Бараш и др., 1987).

К настоящему времени палеогеографические данные для суши, характеризующие последнюю межледниковую эпоху, собраны главным образом по умеренным широтам Северного полушария. Анализ палинологических данных позволил В.П. Гричуку провести реконструкции растительного покрова в фазу климатического оптимума последнего межледниковья для территории Европы и Северного полушария в целом (Гричук, 1982, 1989; Grichuk, 1992). В это время в среднеширотной полосе Европы господствовали широколиственные леса богатого флористического состава со значительной долей граба. На всей территории Евразии происходило значительное смещение границ природных зон на север и на восток, вызванное потеплением и уменьшением континентальности климата. Серия пространственных реконструкций основных климатических показателей оптимума последнего межледниковья для территории Европы, северной Евразии и Северного полушария была создана в Лаборатории эволюционной географии Института географии РАН при участии автора (Величко и др., 1982, 2002; Velichko et al., 1992 и др.). При помощи палеофлористического метода на основе палинологических данных были реконструированы средние Т января, июля и года, среднегодовая сумма осадков и некоторые другие характеристики климата этой эпохи. Реконструкции Тянв и Тиюля в оптимум эемского межледниковья для севера Западной Европы были проведены также В. Загвийном (Zagwijn, 1996), применившим близкую методику, основанную на палинологических данных.

Как показывают наши расчеты, в оптимум последнего межледниковья средняя Т воздуха для Северного полушария превышала современную на 1,71,8°С (Величко и др., 2002). Наибольшее потепление происходило в высоких широтах. По направлению к средним широтам положительные отклонения Т от современного термического уровня сокращались. Около 45-40° с. ш. как летние, так и зимние Т в оптимум межледниковья были близки к современным. Между 20 и 40° с. ш. был выявлен пояс со слабыми отрицательными отклонениями Т от современного уровня (Velichko et al., 1992). Таким образом, реконструкции для оптимальной фазы последнего межледниковья указывают на сокращение меридионального температурного градиента по сравнению с современным за счет преимущественного повышения Т в высоких широтах (на 8-10°С зимой и на 6-8°С летом). Отклонения Тянв от современного уровня, как правило, превосходили соответствующие отклонения Тиюля (Величко и др., 2002).

Рисунок изотерм в оптимум последнего межледниковья на территории Северного полушария в целом был сходен с современным: в простирании летних изотерм преобладало субширотное направление, а зимних – субмеридиональное (Velichko et al., 1992). Такое сходство показывает, что циркуляция атмосферы в межледниковье была подобна современной. При этом роль Исландской депрессии, вероятно, усиливалась, а влияние Сибирского (Азиатского) антициклона и Арктической области высокого давления ослабевало.

Арктический атмосферный фронт в оптимум межледниковья смещался в сторону полюса, что особенно отчетливо прослеживается в европейском секторе континента (Величко и др., 2002). В умеренном поясе наименьшие отклонения основных климатических показателей оптимума межледниковья от современных величин реконструированы для наиболее океанического западного сектора Евразии. В приатлантическом регионе (о-в Великобритания и СевероГерманская низменность) Тянв и Тиюля в оптимум межледниковья превосходили современные величины не более, чем на 2°С. В регионах с континентальным климатом отклонения Т от современного уровня были больше, причем особенно значительно повышалась зимняя Т (Velichko et al., 1991).

Реконструкциям изменений Т на протяжении последнего межледниковья по отдельным опорным разрезам (главным образом на территории Европы) и по их сериям посвящены многочисленные исследования, основанные как на палеофлористических (Величко и др., 2004; Velichko et al., 1991; Zagwijn, 1996), так и на статистических методах (Cheddadi et al., 1998; Guiot et al., 1993; Rioual et al., 2001 и др.). В целом эти построения показывают, что оптимальной фазе межледниковья предшествовало быстрое потепление, тогда как похолодание после оптимума происходило более медленно. Таким образом, оптимум оказывается "смещенным" на раннюю часть межледниковья. Проведенные нами (Velichko et al., 1991 и др.) реконструкции показали, что максимумы зимней и летней Т в эпоху последнего межледниковья не совпадали во времени: максимум Тянв запаздывал относительно максимума Тиюля. Период с положительными отклонениями Тиюля от современных значений был более продолжительным, чем аналогичный период для Тянв.

5.1.2. Главные особенности климата последнего межледниковья в Южном полушарии. Сопоставление палеоклиматических реконструкций по немногочисленным палинологически изученным длинным континентальным и морским осадочным сериям из Южного полушария (Singh, Geissler, 1985;

Heusser L., van de Geer, 1994; Harle, 1997) с изотопными и фаунистическими данными по глубоководным колонкам из южных регионов Атлантического, Тихого и Индийского океанов (Passlow et al., 1997) и с результатами исследований ледяных кернов из Антарктиды (Котляков, Лориус, 2000) позволяет заключить, что здесь, как и в Северном полушарии, наиболее теплая, собственно межледниковая фаза последнего климатического макроцикла соответствовала подстадии 5е по шкале SPECMAP (Борисова, 2006).

Анализ палеогеографических данных по Южному полушарию показывает, что, как и в Северном полушарии, климатический оптимум последнего межледниковья был наиболее теплой фазой за весь поздний плейстоцен. При этом ландшафтно-климатические условия оптимума межледниковья в умеренных широтах Южного полушария повсеместно были сходны с условиями оптимума голоцена. Для умеренных регионов Южного полушария (Новая Зеландия, Тасмания) реконструированы лишь небольшие положительные отклонения Т в оптимум межледниковья от современных значений и от условий оптимума голоцена. По амплитудам отклонений эти регионы близки к наиболее океаническим регионам умеренного пояса Северного полушария (о-в Великобритания и западная часть Северо-Германской низменности – Величко и др., 1982; Velichko et al., 1991).

Согласно палеоэнтомологическим данным (Marra, 2003), в оптимум последнего межледниковья в Новой Зеландии, как и в умеренных широтах Северного полушария, отклонения средней Т наиболее холодного месяца (июля) от современных значений были больше, чем Т наиболее теплого месяца. Как показывают исследования глубоководных морских отложений, положительные отклонения Т возрастали по направлению к высоким широтам Южного полушария (CLIMAP Project Members, 1984; Passlow et al., 1997). По данным изучения изотопного состава льда по керну со станции Восток в Антарктиде, средняя Т воздуха в оптимум последнего межледниковья на верхней границе слоя инверсии превышала современную на ~3°С (Котляков, Лориус, 2000).

Таким образом, в Южном полушарии температурный градиент полюс/экватор в оптимум межледниковья был меньше современного, хотя это сокращение, вероятно, было не столь значительным, как в Северном полушарии.

Уменьшение меридионального температурного градиента в межледниковье приводило к ослабеванию западного переноса при отступании северной границы зоны его влияния к югу. Благодаря этому, в умеренных регионах Южного полушария существовал более мягкий и устойчивый морской климат, чем современный, почти лишенный заморозков и засух, связанных с вторжениями холодных и сухих антарктических воздушных масс. О смягчении климата в межледниковье и ослабевании западного переноса свидетельствует, в частности, сокращение широтного градиента в распределении атмосферных осадков на территории Новой Зеландии. На юго-востоке Австралии и на Тасмании климат оптимальной фазы последнего межледниковья характеризовался наибольшим увлажнением и распространением умеренных дождевых лесов за весь поздний плейстоцен. Вблизи северной границы современной области влияния западного переноса на востоке Австралии условия увлажнения в межледниковье были неустойчивыми, при теплообеспеченности, близкой к современной.

Как и в Северном полушарии, последнее межледниковье в Южном полушарии обладало ярко выраженной асимметрией во времени: его оптимальной фазе предшествовало быстрое потепление, а похолодание во второй половине межледниковья, после оптимума, было более медленным и, вероятно, сложно построенным.

Первое похолодание, последовавшее за межледниковьем и соответствующее подстадии 5d по шкале SPECMAP, отчетливо прослеживается по всем пыльцевым диаграммам из умеренных регионов Южного полушария (рис. 2). Последующие потепления МИС 5 (подстадии 5а и 5с, разделенные более слабым похолоданием) не достигали межледникового уровня. Таким образом, как и в Северном полушарии, последнее межледниковье в Южном полушарии имело только один климатический оптимум, соответствующий пику подстадии 5е морской кислородно-изотопной шкалы.

5.2. Основные черты сходства и различия ландшафтно-климатических изменений в умеренных широтах Северного и Южного полушарий в последнюю ледниковую эпоху.

5.2.1. Раннее ледниковье: подстадии 5d-a по шкале SPECMAP. В умеренных широтах Северного полушария первое послеэемское похолодание имело значительную глубину. Комплексное изучение эемских и ранневислинских отложений по разрезу Фьозангер в западной Норвегии (Miller, Mangerud, 1986;

Sejrup, 1987; Mangerud, 1991) показало, что уже во время первого похолодания ледниковой эпохи (стадия гернинг, МИС 5d, ~110 тыс. л. н.) в Скандинавии сформировалось значительное оледенение. Общее понижение уровня моря от пика трансгрессии в МИС 5е до максимума регрессии в МИС 5d составило ~70 м (Chappell, Shackleton, 1986). В разрезе Фьозангер слои эемского межледниковья перекрыты ледниково-морскими суглинками, что указывает на айсберговую разгрузку в краевой зоне ледника, проходившей в нескольких километрах от разреза (Mangerud et al., 1981). Площадь Скандинавского ледника в МИС 5d была близка к его площади в позднем дриасе (Mangerud, 1991).

Ледниково-морские отложения МИС 5d в разрезе Фьозангер перекрыты слоем гравия, содержащим морскую фауну, характерную для прохладных, но безледных условий, что указывает на смягчение климата (Mangerud et al., 1981).

Аминокислотные определения возраста этих отложений позволяют провести их корреляцию с МИС 5с (Miller et al., 1983; Sejrup, 1987), то есть с интерстадиалом брёруп. Сравнительно холодные условия, реконструированные для данного региона по палеофаунистическим данным, указывают на существование в Западной Европе более значительных меридиональных климатических градиентов по сравнению с межледниковыми (Mangerud, 1991).

По данным палинологического изучения непрерывной серии отложений от эемского межледниковья до настоящего времени в разрезе Гран-Пиль, расположенном на севере Франции (Woillard, Mook, 1982 и др.), после межледниковья прослеживаются два теплых интервала (сен-жермен I и II), когда в названном регионе были распространены смешанные широколиственные леса, близкие по составу к межледниковым. Благодаря определенному стратиграфическому положению, эти теплые интервалы сопоставляются с интерстадиалами брёруп и оддераде (с подстадиями 5с и 5а по шкале SPECMAP), когда на северо-западе Европы были развиты таежные леса (Grger, 1979;

Mangerud et al., 1979; Menke, Tynni, 1984; Behre, Lade, 1986). Из такой корреляции следует, что в Западной Европе во время интерстадиалов в начале последней ледниковой эпохи дифференциация ландшафтов и климатические градиенты были выражены ярче, чем в настоящее время.

Поскольку количество и точность независимых определений возраста для ранних этапов последней ледниковой эпохи недостаточны для анализа синхронности основных климатических событий и рубежей в удаленных друг от друга регионах, для реконструкции палеогеографических условий в континентальных регионах наибольшую ценность представляют разрезы, где отложения этого периода залегают непосредственно на осадках последнего межледниковья. В центральном регионе Восточно-Европейской равнины примерами таких разрезов являются Микулино (Гричук, 1961), Нижняя Боярщина (Чеботарева, Макарычева, 1974), Бутовка (Borisova, 2005) и др..

Палинологические данные, характеризующие ландшафтно-климатические условия начала последней ледниковой эпохи, получены также по ряду разрезов, расположенных в бассейне Днепра (Чеботарева, Макарычева, 1982; Болиховская, 1995) и в Прибалтике (Кондратене, 1965; Satknas et al., 2003 и др.).

Реконструкции по палинологическим данным (Палеогеографическая основа..., 1994) показывают, что во время первого похолодания раннего валдая (курголовского – Геоморфология и четвертичные отложения…, 1969) в средней полосе Восточно-Европейской равнины широко распространялись северотаежные леса в сочетании с травянистыми формациями, близкими к луговым степям. На севере равнины, в бассейне Северной Двины (Девятова, 1985) в это время господствовали березовые и елово-сосновые редколесья с участием лиственницы, наряду с тундровыми ассоциациями (Гричук, 1989).

Отложения этого возраста в разрезе Борхов Ров несут следы криогенных деформаций (Чеботарева, Макарычева, 1982). Палеоклиматические реконструкции, основанные на составе ископаемой пыльцевой флоры из разреза Нижняя Боярщина, показали, что во время первого похолодания раннего валдая средняя Тянв была на 8°ниже, а Тиюля – на 3° ниже современной (или на 14° и 4° ниже соответствующих показателей для климатического оптимума микулинского межледниковья). Годовая амплитуда температур по сравнению с межледниковой эпохой возросла на 10°. При этом продолжительность безморозного периода сократилась на 60 дней, а годовая сумма осадков – на 180 мм. Таким образом, уже во время первой холодной стадии ранневалдайского оледенения в средней полосе Восточно-Европейской равнины установился холодный и относительно сухой континентальный климат.

Первый ранневалдайский интерстадиал (верхневолжский – Гричук, 1961) сопоставляется с потеплением брёруп в Западной Европе (Чеботарева, Макарычева, 1982). Палеоботанические данные, полученные по отложениям этого теплого интервала, показывают, что в верховьях бассейна Днепра распространялись светлохвойные леса с примесью ели. Севернее (разрез Микулино) потепление при более высокой влагообеспеченности вызвало распространение темнохвойных лесов. Для таежных лесов Верхнего Поволжья во время верхневолжского потепления было характерно присутствие сибирских древесных пород: кедра, пихты и лиственницы (Гричук, Гричук, 1959;

Малаховский, Спиридонова, 1981 и др.). Как показывает анализ данных по различным регионам Европы, второе интерстадиальное потепление раннеледниковья (оддераде=круглицкое=МИС 5а) по своим масштабам, как правило, не превосходило интерстадиала брёруп или уступало ему.

Согласно палинологическим данным (Heusser L., van de Geer, 1994; Harle, 1997; Colhoun et al., 1999; Colhoun, 2000 и др.), в умеренных широтах Южного полушария первое похолодание после межледниковья (МИС 5d) также было довольно глубоким. Этот вывод подтверждается изотопными и фаунистическими данными по морским осадкам (Heusser L., van de Geer, 1994;

Passlow et al., 1997). Последующие теплые подстадии МИС 5 (5а и 5с), разделенные похолоданием (5b), имели интерстадиальный облик даже в самом океаническом из всех рассмотренных, новозеландском регионе, где условия поздних потеплений МИС 5 были наиболее близки к межледниковым (Moar, Suggate, 1996; Okuda et al., 2002). На этом основании можно заключить, что, как и в Северном полушарии, подстадии 5d-5а в умеренных широтах Южного полушария следует отнести к ледниковой эпохе позднего плейстоцена.

5.2.2. Особенности ландшафтно-климатических условий в пленигляциале (МИС 4-2). Анализ палеогеографических данных по умеренным широтам Южного полушария показывает, что в раннем пленигляциале (МИС 4) в Озерном крае Чили средняя Тянв была ниже современной на 6-8°С (Denton et al., 1999), а на Тасмании – не менее, чем на 5-6С (Colhoun, 2000). В Новой Зеландии глубокое похолодание в МИС 4 вызвало деградацию лесов и широкое распространение травянисто-кустарниковых сообществ (Moar, Suggate, 1996;

McGlone, 1988; Heusser L., van de Geer, 1994). Размеры оледенения в раннем пленигляциале и в Патагонских Андах (Denton et al., 1999), и в Австралазии (Ono et al., 2004) были больше, чем в позднем пленигляциале, хотя термический уровень в МИС 2, вероятно, был несколько ниже, чем в МИС 4. Более широкое развитие оледенения в раннем пленигляциале объясняется большим количеством атмосферных осадков, в том числе выпадавших в твердой фазе, на фоне достаточно низких температур (Shulmeister et al., 2001).

Для срединного интервала последней ледниковой эпохи (МИС 3 по шкале SPECMAP) в умеренных широтах Северного полушария было характерно преобладание прохладных интерстадиальных условий, прерывавшихся несколькими фазами похолоданий, не достигавших по своей амплитуде типично ледниковых условий (Палеогеографическая основа..., 1994; Alfano et al., 2003 и др.). В фазы потеплений расширялись площади, занятые лесами, а в фазы похолоданий возрастала роль открытых сообществ в растительном покрове.

Близкая ландшафтно-климатическая обстановка реконструирована для ранней части МИС 3 (с 60 до 35-40 тыс. л. н.) в умеренных широтах Южного полушария.

К этому периоду вполне применим термин "мегаинтерстадиал", который широко используется в отечественной литературе для определения ландшафтноклиматической обстановки среднего валдая. Даже на территории юго-восточной Австралии (наиболее аридного из всех рассмотренных регионов) на протяжении этого длительного интервала преобладали именно интерстадиальные (прохладные и относительно гумидные) условия (Singh, Geissler, 1985).

Направленно-колебательный процесс похолодания на протяжении МИС отчетливо прослеживается по палинологическим данным по Патагонским Андам (Heusser L. et al., 1999). Переход от мегаинтерстадиала к позднему пленигляциалу был здесь постепенным, так что между ними трудно провести границу, однако первая крупная стадия выдвижения ледников в этом регионе достигла пика уже 29,4 тыс. C л. н. (Denton et al., 1999). Развитие оледенения в Патагонии, в Снежных горах Австралии и в Южных Альпах Новой Зеландии и накопление лессов в Новой Зеландии после 35-30 тыс. л. н. показывают, что в этих регионах поздняя часть МИС 3 в климатическом отношении тяготеет к позднему пленигляциалу. Таким образом, в умеренных широтах Южного полушария типично гляциальные условия, по-видимому, установились на несколько тысяч лет раньше, чем в соответствующем поясе Северного полушария.

Изменения изотопного состава кислорода в глубоководных морских отложениях свидетельствуют о том, что глобальный максимум аккумуляции льда, или "максимум последнего оледенения" (LGM), был достигнут 20-18 тыс.

С л. н. (пик МИС 2 шкалы SPECMAP). Основной вклад в формирование этого пика внесло развитие материкового оледенения в Северном полушарии, хотя в некоторых его регионах (например, в Западной Сибири) первое оледенение позднего плейстоцена получило более широкое распространение, чем второе.

Главный термический минимум позднего плейстоцена (поздний пленигляциал) в умеренных широтах Северного полушария наступил ~24 тыс. 14С л. н. (Величко, 1973, 1999; Палеогеография Европы..., 1982; Atlas of Paleoclimates..., 1992 и мн.

др.). За пределами ледниковых покровов в умеренных широтах Евразии в позднем пленигляциале формировалась обширная перигляциальная гиперзона, где господствовали безлесные холодостойкие и ксерофильные травянистокустарничковые сообщества, не имеющие современных аналогов, при широком распространении многолетней мерзлоты и процессов лессообразования (Величко, 1973, 1999; Atlas of Paleoclimates..., 1992 и др.). Низкие Т и высокая континентальность климата сохранялись в большинстве регионов северной Евразии вплоть до начала позднеледникового потепления (~13 тыс. 14С л. н.).

Как палеоботанические материалы (Heusser L., van de Geer, 1994; Harle, 1997; Heusser L. et al., 1999; Colhoun, 2000 и др.), так и результаты изотопных исследований глубоководных морских осадков (van de Geer et al., 1994; Passlow et al., 1997) и ледяных кернов из Антарктиды (Котляков, Лориус, 2000 и др.) показывают, что в Южном полушарии, как и в Северном, наибольшее похолодание за всю последнюю ледниковую эпоху приходилось на поздний пленигляциал (МИС 2). Общее снижение температуры от оптимума последнего межледниковья (МИС 5е) до термического минимума последней ледниковой эпохи (МИС 2) в умеренных широтах Южного полушария достигало 8°С (Singh, Geissler, 1985; Colhoun et al., 1999).

Благодаря обилию атмосферных осадков, большим уклонам подстилающей поверхности и более высоким температурам, ледники умеренного пояса Южного полушария отличались от материковых ледниковых покровов Северного полушария высокой динамичностью. На основе многочисленных 14С датировок установлено, что соседние лопасти Патагонского ледника в Озерном Крае Чили достигали наибольших размеров в разные стадии последнего оледенения (Andersen et al., 1995; Lowell et al., 1995; Denton et al., 1999). Датирование краевых образований ледников Тасмании (Colhoun,1985; Colhoun et al., 1996; Barrows et al., 2002) и Новой Зеландии (Porter, 1975; Chinn, 1995; Bacon et al., 2001) также отражает сложную хронологическую картину, что затрудняет определение возраста "максимальной стадии последнего оледенения" для каждого из рассмотренных регионов. Проведенное нами сопоставление (рис. 2) показало, что наиболее значительные стадии последнего оледенения в умеренных широтах Южного полушария развивались в период с 30 до 15 тыс. 14С л. н.. Пониженные содержания дейтерия в ледяном керне со станции Восток в Антарктиде (Котляков, Лориус, 2000) свидетельствуют о том, что наибольшее похолодание в полярной области Южного полушария имело место в этот же период (рис. 2.11).

В умеренных широтах Южного полушария похолодание в эпоху последнего оледенения было значительно меньше, чем в умеренных регионах континентального Северного полушария (Величко, 1973, 1999; Палеогеография Европы..., 1982; Палеогеографическая основа..., 1994 и др.). В позднем пленигляциале снижение Т относительно современного уровня, восстановленное по депрессии снеговой линии, составляло 6-8С в австралийском регионе и в Патагонии (Colhoun,1985; Denton et al., 1999) и ~5С в Новой Зеландии (Porter, 1975), что близко к оценкам по палеоботаническим данным. Изучение ледяного керна со станции Восток показало, что в Антарктиде снижение Т воздуха в эпоху последнего оледенения достигало 8°С на границе слоя инверсии, или 12°С на поверхности ледника (Котляков, Лориус, 2000). Таким образом, в Южном полушарии термический градиент между полюсом и экватором в эпоху оледенения был больше, чем в межледниковых условиях, что приводило к активизации западного переноса (Shulmeister et al., 2004). Одновременно значительно расширялась площадь морского оледенения вокруг Антарктиды, что вызывало уменьшение испарения с поверхности океана и смещение области западного переноса к северу. На суше в умеренных широтах Южного полушария эти процессы приводили к усилению ветров юго-западных румбов, общему сокращению осадков, возрастанию широтного градиента в их распределении и учащению засух и заморозков.

Понижение уровня моря до отметки -120 м в МИС 2 привело к наиболее значительной континентализации в австралийском регионе, где Тасмания оказалась соединенной сушей с материковой Австралией. Палинологические данные показывают, что в этот период в умеренных регионах Южного полушария преобладала безлесная (травянисто-кустарниковая) растительность, не имеющая полных современных аналогов (McGlone, 1988; McGlone et al., 1993;

Heusser L. et al., 1999; Colhoun, 2000). Перигляциальные процессы, характерные для позднего пленигляциала, включали в себя широкое развитие физического выветривания, эрозии и аккумуляции терригенных отложений, а на юге равнинной Патагонии – также распространение многолетней мерзлоты (Clapperton, 1993). Безлесность и разреженность растительного покрова способствовали активизации эоловых процессов – развитию дефляции в Патагонии, образованию дюн и накоплению лессов в пампе, в юго-восточной Австралии и в Новой Зеландии (Bowler, 1986; Clapperton, 1993; Palmer, Pillans, 1996; Sayago et al., 2001; Zrate, 2003). В МИС 2 эти процессы приобретали значительно больший размах, чем в МИС 4. Эти выводы подтверждаются данными о содержании пыли в ледяном керне со станции Восток в Антарктиде (Котляков, Лориус, 2000) (см. рис. 2.11).

Таким образом, как ландшафты, так и процессы, характерные для перигляциальной области Южного полушария в позднем пленигляциале, в целом были сходны с описанными для перигляциальной гиперзоны Северного полушария, несмотря на глубокое своеобразие биотических и абиотических компонентов ландшафтов. Развитие многолетней мерзлоты было свойственно умеренным регионам океанического Южного полушария в значительно меньшей степени, чем континентальным областям Северного полушария с их меньшей снежностью и глубоким зимним выхолаживанием.

5.2.3. Позднеледниковое потепление в умеренных широтах Южного полушария началось ~14,5 тыс. С л. н., до восстановления системы термогалинной циркуляции в Мировом океане (McGlone, 1988, 1995; Lowell et al., 1995; Anderson, Archer, 1999; Denton et al., 1999 и др.), и развивалось в течение ~2000 лет. Оно вызвало быстрое сокращение ледников почти до их современных границ и широкое распространение лесов. Согласно реконструкции по палинологическим данным, на Тасмании повышение Т в период с 14 до 12 тыс.

С л. н. составило 5-6C (Colhoun, 2000). В умеренной области Южной Америки климатические изменения в позднеледниковье обнаруживают большое сходство с колебаниями, выявленными по многочисленным разрезам в Европе и в приатлантической части Северной Америки (Борисова, 1990, 1992; Cwynar, Levesque, 1995; Isarin, 1997 и др.). В этих регионах с 13 до 11 тыс. С л. н.

(интерстадиалы бёллинг и аллерёд, разделенные кратковременным похолоданием среднего дриаса) развивалось потепление, вызвавшее широкое распространение древесной растительности. Это потепление было прервано резким похолоданием 11-10 тыс. С л. н. (поздний дриас). На рубеже голоцена повсеместно возобновилось потепление. Сопоставление позднеледникового похолодания в умеренных широтах Южной Америки с поздним дриасом в Северном полушарии показывает, что в Патагонии похолодание началось на 500-1000 лет раньше, было более постепенным на своем раннем этапе и имело меньшую амплитуду (Hajdas et al., 2003; Борисова, 2005b). В других регионах умеренного пояса Южного полушария наличие похолодания в конце позднеледниковья не доказано.

5.3. Голоцен в умеренных широтах Северного и Южного полушарий.

На основе анализа палинологических данных по лесной зоне северной Евразии Н.А. Хотинским (1977) были выделены три основных термических максимума голоцена: бореальный (8,9-8,3 тыс. 14С л. н.), атлантический (6-5 тыс.

14 С л. н.) и суббореальный (4,2-3,4 тыс. С л. н.), из которых бореальный максимум ярче проявился в Сибири и на Дальнем Востоке, а атлантический и суббореальный – на Русской равнине. Несмотря на эти региональные различия, термические изменения в голоцене на всей территории северной Евразии были однонаправленными и более или менее синхронными, хотя и разномасштабными (Хотинский, 1977). Колебания увлажнения в течение голоцена имели более сложный характер, однако в целом вторая половина голоцена была более влажной (термогигротическая стадия межледниковья по М.П. Гричук, 1960) (Velichko et al., 1991; Величко и др., 2002).

Дальнейшие исследования показали, что и в таежной зоне Западной Сибири оптимальные термические условия сложились в конце атлантического периода голоцена, 6,5-5,0 тыс. 14С л. н., как свидетельствует распространение наиболее теплолюбивых древесных пород и значительное продвижение границ растительных формаций на север в это время (Волкова, Белова, 1980; Величко и др., 1997; Волкова, 1999; Борисова и др., 2005). На территории Якутии наибольшее повышение Т также произошло в позднем атлантике – начале суббореала (6-4 тыс. С л. н.), тогда как "бореальный термический максимум" имел подчиненное значение (Андреев, Климанов, 1999; MacDonald et al., 2000). Климатический оптимум голоцена соответствовал атлантическому времени и на юге Дальнего Востока, где в интервале с 7,3 до 4,8 тыс. 14С л. н. при Тгод на 3-5С выше современной были распространены полидоминантные широколиственные леса (Короткий и др., 1999). В большинстве умеренных регионов Северной Америки оптимум голоцена соответствовал интервалу 9-7 тыс. 14С л. н. (Grimm et al., 2001).

Пространственные реконструкции основных климатических показателей оптимума голоцена для территории северной Евразии и Северного полушария были созданы рядом исследователей, главным образом, на основе палинологических данных (Климанов, 1982; Бурашникова и др., 1982;

Борзенкова, Зубаков, 1984; Хотинский, Савина, 1985; Velichko et al., 1992 и др.).

Для гумидных регионов, расположенных в умеренных широтах Южного полушария, было характерно раннее проявление термического оптимума голоцена: с 10(9) до 8 тыс. 14С л. н. (Патагонские Анды – Heusser, 1983; Markgraf, 1991; Markgraf et al., 2002; о. Тасмания – Macphail, 1979; Markgraf et al., 1986;

Новая Зеландия – McGlone, 1995 и др.). Проведенный анализ позволяет проследить общие тенденции в изменениях теплообеспеченности в умеренных широтах Северного и Южного полушарий на протяжении голоцена. Около тыс. 14С л. н. глубокая температурная депрессия конца оледенения повсеместно сменилась потеплением. Теплообеспеченность повсюду достигала максимума в первой половине голоцена. После 5-4,5 тыс. С л. н. начался направленноколебательный спад Т, продолжающийся до настоящего времени. На фоне описанных основных трендов изменения Т в голоцене более или менее отчетливо прослеживаются климатические колебания второго порядка.

Хронологическое и географическое распределение колебаний увлажнения в течение голоцена было более сложным. В большинстве гумидных регионов Южного полушария более влажной была вторая половина голоцена (Heusser, 1983; Pendall et al., 2001; McGlone, 1988). В семиаридных регионах умеренной зоны Южного полушария наибольшее эффективное увлажнение реконструировано для периода с 8-7 до 5-4 тыс. 14С л. н. (равнины Патагонии – Prieto, 1996, 2000; Mancini, 1998; Аргентинская пампа – Iriondo, 1999; Tonni et al., 1999; юго-восточная Австралия – Singh, 1981; Singh, Geissler, 1985). По соотношению тепла и влаги, доступных растениям, этот интервал, отмеченный развитием наиболее мезофильной растительности в названных семиаридных регионах, может рассматриваться как климатический оптимум голоцена.

Выводы.

Сравнительный анализ ландшафтно-климатических изменений в умеренных широтах Северного и Южного полушарий на протяжении последнего межледниково-ледникового макроцикла и голоцена позволяет сделать следующие основные выводы:

1. Несмотря на различия в характере и амплитудах климатических изменений и соответствующих им перестроек ландшафтных систем, в умеренных широтах Северного и Южного полушарий сохраняется однонаправленность основных трендов климатических изменений, общее соответствие климатических экстремумов (оптимальной фазы последнего межледниковья и главного термического минимума последней ледниковой эпохи) и принципиальное подобие структуры последнего климатического макроцикла.

2. Амплитуда климатических изменений в Южном полушарии была меньше, чем в Северном полушарии, что объясняется в первую очередь значительными различиями в тепловом балансе, возникающими из-за большей величины отношения площади океана к площади суши в Южном полушарии.

3. Глобальные изменения климата, происходившие на протяжении последнего межледниково-ледникового макроцикла и голоцена, проявлялись в трансформации растительности в умеренных широтах обоих полушарий сходным образом: межледниковой эпохе соответствовало наиболее широкое распространение лесных формаций, а в гляциальных условиях господствовали открытые сообщества с преобладанием трав и кустарников. Как и в умеренных широтах Северного полушария, гляциальная растительность Южного полушария не имела прямых и полных аналогов в современном растительном покрове.

4. Своеобразие состава растительности и ее изменений под воздействием климатических колебаний в Южном полушарии связано как с его большей океаничностью по сравнению с Северным полушарием, так и с историческими особенностями развития ландшафтной оболочки Земли. Сравнительно небольшие амплитуды похолодания обусловили выживание вечнозеленых древесных пород на протяжении эпохи последнего оледенения во всех трех рассмотренных регионах умеренной области Южного полушария. Во время оледенений небольшие группы деревьев сохранялись в мелких, повсеместно рассеянных рефугиумах, откуда они быстро расселялись при потеплениях. В отличие от Северного полушария, в умеренных широтах Южного полушария деградация оледенения не сопровождалась широкомасштабными миграциями древесных пород.

5. Для поздних фаз межледникового-ледникового макроцикла в двух полушариях выявлена частичная асинхронность: переход от длительного интерстадиального потепления (МИС 3) к пленигляциальным условиям в умеренных широтах Южного полушария произошел ~30 тыс. л. н., то есть на 1012 тыс. лет раньше, чем в Северном полушарии; финальное похолодание позднеледниковья в умеренных широтах Южной Америки началось на 500-10лет раньше, чем похолодание позднего дриаса. В Южном полушарии позднеледниковое похолодание имело меньшую амплитуду и, вероятно, более ограниченное географическое распространение.

6. Термические изменения в голоцене в умеренных широтах обоих полушарий были сходными в главных чертах, но разномасштабными.

Термический максимум повсюду достигался в первой половине голоцена, с 10 до 5 тыс. С л. н.. Для умеренных гумидных регионов Южного полушария (Патагонские Анды, о. Тасмания, Новая Зеландия) характерно раннее положение оптимума (с 10-9 до 8 тыс. С л. н.). В большинстве умеренных регионов Северной Америки оптимум голоцена также приходился на 9-7 тыс. 14С л. н.. В умеренных широтах северной Евразии наибольшее потепление в основном соответствовало позднему атлантику (с 7-6 до 5 тыс. 14С л. н.). Хронологическое и географическое распределение колебаний увлажнения в течение голоцена было более сложным. В целом, в гумидных регионах обоих полушарий более влажной была вторая половина голоцена. В семиаридных регионах умеренной зоны Южного полушария максимальное увлажнение реконструировано для среднего голоцена, 7-5(4) тыс. 14С л. н..

Список основных публикаций по диссертации Разделы монографий:

1. Величко А.А., Гричук В.П., Гуртовая Е.Е., Зеликсон Э.М., Борисова О.К.

Карты распределения некоторых элементов климата на территории Европы в микулинское (эемское) межледниковье // Палеогеография Европы за последние 100000 лет (Атлас-монография). М.: Наука. 1982.

2. Борисова О.К., Гуртовая Е.Е. Флора и растительность перигляциальной части Русской равнины в позднем плейстоцене // Палеогеографическая основа современных ландшафтов. М.: Наука. 1994. С. 99-105.

3. Борисова О.К., Фаустова М.А. Последовательность природных фаз валдайской ледниковой эпохи европейской части России // Палеогеографическая основа современных ландшафтов. М.: Наука. 1994. С. 17-25.

4. Grichuk V.P., Gurtovaya Ye.Ye., Zelikson E.M., Borisova O.K. Methods and results of Late Pleistocene paleoclimatic reconstructions // Late Quaternary Environments of the Soviet Union. Chapter 24. Minneapolis: Univ. of Minnesota Press.

1984. P. 251-261.

5. Velichko A.A., Grichuk V.P., Gurtovaya Ye.Ye., Zelikson E.M., Barash M.S., Borisova O.K. Climates during the Last Interglacial (Explanatory notes, maps 13, 17, 21, and 25) // Atlas of Paleoclimates and Paleoenvironments of the Northern Hemisphere. Late Pleistocene – Holocene. Budapest, Frankfurt, New York: Gustav Fischer Verlag. 1992. P. 86-89.

6. Борисова О.К., Зеликсон Э.М., Кременецкий К.В. Флора и растительность позднеледниковья в центре Русской равнины по данным изучения озерных отложений // История плейстоценовых озер Восточно-Европейской равнины.

СПб: Наука. 1998. С. 268-275.

7. Величко А.А., Ахлестина Е.Ф., Борисова О.К., Грибченко Ю.Н. и др.

Восточно-Европейская равнина. Эоплейстоцен и плейстоцен // Изменение климата и ландшафтов за последние 65 миллионов лет. М.: ГЕОС. 1999. С. 58-76.

Статьи:

1. Величко А.А., Гричук В.П., Гуртовая Е.Е., Зеликсон Э.М., Борисова О.К.

Палеоклиматические реконструкции для оптимума микулинского межледниковья на территории Европы // Изв. АН СССР. Сер. геогр. № 1. 1982. С.

15-27.

2. Борисова О.К. Климат позднего дриаса внетропической области Северного полушария // Известия АН СССР, серия геогр., № 3, 1990, с. 66-74.

3. Величко А.А., Гричук В.П., Зеликсон Э.М., Борисова О.К. К оценке динамики бореальных лесов при антропогенном потеплении климата // Тр.

Международн. симпозиума "Северные леса: состояние, динамика, антропогенное воздействие" (г. Архангельск, 16-26 июля 1990 г.). Т. III. М.: ГОСКОМЛЕС. 1990.

С. 19-29.

4. Величко А.А., Борисова О.К., Зеликсон Э.М. Растительность в изменяющемся климате // Вестник АН СССР. № 3. 1991. С. 82-94.

5. Velichko A.A., Borisova O.K., Gurtovaya Ye.Ye., Zelikson E.M. Climatic Rhythm of the Last Interglacial in Northern Eurasia // Quaternary International. Vol.

10-12. 1991. P. 191-213.

6. Борисова О.К. Растительность и климат позднего дриаса внетропической области Северного полушария // Автореф. дис. канд. геогр. наук. М.: ИГАН.

1992. 20 с.

7. Величко А.А., Борисова О.К., Зеликсон Э.М. К оценке динамики естественных экосистем лесной и тундровой зон при антропогенном изменении климата // Глобальные изменения и региональные взаимосвязи. Географический анализ. М.: ИГАН. 1992. С. 153-177.

8. Velichko A.A., Borisova O.K., Zelikson E.M., Faure H., Adams J.M., Branchu P., and Faure-Denard L. Greenhouse warming and the Eurasian biota: are there any lessons from the past? // Global and Planetary Change. Vol. 7. 1993. P. 51-67.

9. Борисова О.К. Палеогеографические реконструкции для зоны перигляциальных лесостепей Восточной Европы в позднем дриасе // Короткопериодные и резкие ландшафтно-климатические изменения за последние 15000 лет. М.: ИГ РАН. 1994. С. 125-149.

10. Борисова О.К. К характеристике растительности и климата дунаевского интерстадиала по палинологическим данным // Палинология в России. Т. 1. М.

1995. С. 124-134.

11. Borisova O.K., Zelikson E.M. Vegetation and climate of Eastern Europe during the Late Glacial // Climate and environment changes of East Europe during Holocene and Late – Middle Pleistocene. Preprint of research materials for IGU Conference"Global Changes and Geography". Moscow: Inst. of Geography RAS.

1995. P. 14-19.

12. Velichko A.A., Borisova O.K., Zelikson E.M., Nechayev V.P. Permafrost and vegetation response to global warming in North Eurasia // Biotic Feedbacks in the Global Climatic System. Will Warming Feed the Warming? New York, Oxford:

Oxford Univ. Press. 1995. P. 134-156.

13. Величко А.А., Борисова О.К., Зеликсон Э.М., Климанов В.А., Морозова Т.Д., Нечаев В.П., Спасская И.И. Влияние долго- и короткопериодных климатических колебаний на динамику экосистем (на основе палеоданных за последние 140000 лет) // Четвертичная геология и палеогеография России. М.:

Геос. 1997. С. 47-53.

14. Величко А.А., Борисова О.К., Кременецкий К.В. Миграция границы тундра – лес при изменяющемся климате // Природа. № 2. 1997a. С. 34-47.

15. Величко А.А., Макдональд Г.М., Кременецкий К.В., Андреев А.А., Борисова О.К. и др. Новые данные об изменении северной границы леса в голоцене // Доклады РАН. 1997b. Т. 352. № 5. С. 690-692.

16. Borisova O.K. Younger Dryas landscape and climate in Northern Eurasia and North America // Quaternary International. Vol. 41/42. 1997. P. 103-109.

17. Величко А.А., Борисова О.К., Дренова А.Н., Зеликсон Э.М., Климанов В.А.

и др. Палеогеографическое картографирование – подходы, методы и результаты // Изв. РАН. Сер. геогр. № 5. 1998. С. 30-43.

18. Величко А.А., Борисова О.К., Климанов В.А. Пространственная дифференциация в распределении атмосферных осадков при глобальных потеплениях разного масштаба // Доклады РАН. Т. 362. № 5. 1998. С. 1-4.

19. Сидорчук А.Ю., Борисова О.К., Ковалюх Н.Н., Панин А.В., Чернов А.А.

Палеогидрология нижней Вычегды в позднеледниковье и голоцене // Вестник Моск. Ун-та. Сер. 5. География. № 5. 1999. С. 35-42.

20. Velichko A.A., Zelikson E.M., Borisova O.K. Vegetation, phytomass and carbon storage in Northern Eurasia during the last glacial-interglacial cycle and the Holocene // Chemical Geology. Vol. 159. 1999. P. 191-204.

21. Сидорчук А.Ю., Борисова О.К., Панин А.В. Поздневалдайские палеорусла рек Русской равнины // Изв. PАН. Сер. геогр. № 6. 2000. С. 1-7.

22. Kremenetski K.V., Borisova O.K., Zelikson E.M. The Late Glacial and Holocene history of vegetation in the Moscow region // Paleontological Journal. Vol. 34. Suppl.

1. 2000. P. S67-S74.

23. MacDonald G.M., Velichko A.A., Kremenetski C.V., Borisova O.K., Goleva A.A., et al. Holocene treeline history and climate change across Northern Eurasia // Quaternary Research. Vol. 53. 2000. P. 302-311.

24. Sidorchuk A.Yu., Borisova O.K. Method of paleogeographical analogues in paleohydrological reconstructions // Quaternary International. Vol. 72. No. 1. 2000. P.

95-106.

25. Величко А.А., Кременецкий К.В., Негенданк Й., Минграм Й., Борисова О.К.

и др. Позднечетвертичная палеогеография северо-востока Европы (по данным комплексного изучения осадков Галичского озера) // Изв. РАН. Сер. геогр. № 3.

2001. С. 42-54.

26. Величко А.А., Кременецкий К.В., Негенданк Й., Минграм Й., Борисова О.К.

и др. Позднечетвертичная история растительности Костромского Заволжья по данным палинологического изучения донных осадков Галичского озера // Бюлл.

Комиссии по изучению четвертичного периода. № 64. 2001. С. 5-20.

27. Панин А.В., Сидорчук А.Ю., Баслеров С.В., Борисова О.К. и др. Основные этапы истории речных долин центра Русской равнины в позднем валдае и голоцене: результаты исследований в среднем течении р. Сейм // Геоморфология.

№ 2. 2001. C. 19-34.

28. Sidorchuk A.Yu., Borisova O.K., Panin A.V. Fluvial response to the late Valdai/Holocene environmental change on the East European Plain // Global and Planetary Change. Vol. 28. 2001. P. 303-318.

29. Борисова О.К., Новенко Е.Ю. Определение концентрации пыльцы и спор в осадках как инструмент реконструкций растительности // Методические аспекты палинологии. М-лы X Всеросс. палинологической конф. М.: ИГиРГИ. 2002. С.

26-27.

30. Величко А.А., Борисова О.К., Зеликсон Э.М.. Парадоксы климата последнего межледниковья // Пути эволюционной географии (итоги и перспективы). М.: ИГ РАН. 2002. С. 207-239.

31. А.А. Величко, О.К. Борисова, Э.М. Зеликсон, Т.Д. Морозова. К оценке изменений в состоянии растительного и почвенного покровов ВосточноЕвропейской равнины в ХХI веке вследствие антропогенного изменения климата // Проблемы экологического мониторинга и моделирования экосистем. Т. XVIII. СПб: Гидрометеоиздат. 2002. С. 208-220.

32. Borisova O.K. The Holocene flora and vegetation of the northern Russian Plain (the Vychegda River basin) // Proceedings of 10th International Palynological Congress, Nanjing, China, June 24-30, 2000. (Acta Palaeontologica Sinica. Vol. 41.

No. 4). 2002. P. 478-486.

33. Kremenetski K.V., Velichko A.A., Borisova O.K., MacDonald G.M. et al.

Peatlands of the Western Siberian lowlands: current knowledge on zonation, carbon content and Late Quaternary history // Quaternary Science Reviews. Vol. 22. 2003. P.

703-723.

34. Sidorchuk A., Panin A., Borisova O. The Lateglacial and Holocene palaeohydrology of Northern Eurasia // Palaeohydrology: Understanding Global Change. Chichester: John Wiley & Sons. 2003. P. 61-76.

35. Величко А.А., Зеликсон Э.М., Борисова О.К., Грибченко Ю.Н. и др.

Количественные реконструкции климата Восточно-Европейской равнины за последние 450 тыс. лет // Изв. РАН. Сер. геогр. № 1. 2004. С. 7-25.

36. Панин А.В., Сидорчук А.Ю., Борисова О.К., Баслеров С.В. Изменения руслового режима Москва-реки в конце последней ледниковой эпохи и в голоцене // Динамика и термика рек, водохранилищ и прибрежной зоны морей.

Тр. VI Всероссийской конф. М.: Ин-т водных проблем РАН. 2004. С. 432-435.

37. Kremenetski K.V., MacDonald G.M., Gervais B.R., Borisova O.K., Snyder J.A.

Holocene vegetation history and climate change on the northern Kola Peninsula, Russia: a case study from a small tundra lake // Quaternary International. Vol. 122.

2004. P. 57-68.

38. Smith L.C., MacDonald G.M., Velichko A.A., Beilman D.W., Borisova O.K. et al.

Siberian peatlands: a net carbon sink and global methane source since the Early Holocene // Science. Vol. 303. 2004. P. 353-356.

39. Velichko A.A., Borisova O.K., Zelikson E.M., Morozova T.D. Changes in vegetation and soils of the East European Plain to be expected in the 21st century due to the anthropogenic change in climate // Geographia Polonica. Vol. 77. No. 2.

2004. P. 35-45.

40. Борисова О.К. Особенности проявления последнего климатического макроцикла в умеренных широтах Южного полушария (на примере Новой Зеландии) // "Квартер – 2005". М-лы IV Всероссийского совещания по изучению четвертичного периода. Сыктывкар: Геопринт. 2005a. С. 45-46.

41. Борисова О.К. Позднеледниковое похолодание в умеренных широтах Южной Америки как возможный аналог позднего дриаса // "Горизонты географии". К 100-летию К.К. Маркова. Тр. Всероссийской науч. конф. М.:

Географ. ф-т МГУ. 2005b. С. 182-191.

42. Борисова О.К. Растительные микрофоссилии в пыльцевых препаратах как источник дополнительной палеоэкологической информации // "Палинология:

теория и практика". М-лы XI Всероссийской палинологической конф., М.: ПИН РАН, 2005c, с. 33-34.

43. Борисова О.К., Зеликсон Э.М., Кременецкий К.В., Новенко Е.Ю.

Ландшафтно-климатические изменения в Западной Сибири в позднеледниковье и голоцене в свете новых палинологических данных // Изв. РАН. Сер. геогр. № 6.

2005. С. 38-49.

44. Борисова О.К., Новенко Е.Ю., 2005. Природные условия ранних этапов валдайского оледенения в бассейне верхней Волги (по данным палинологических исследований разреза Плес) // "Палинология: теория и практика". М-лы XI Всероссийской палинологической конф. М.: ПИН РАН. С.

34-35.

45. Величко А.А., Борисова О.К., Дренова А.Н., Зеликсон Э.М., Климанов В.А.

и др. Палеогеографическое картографирование // Многоликая география.

Развитие идей И.П. Герасимова (к 100-летию со дня рождения). М.: Т-во науч.

изданий КМК. 2005. С. 320-331.

46. Панин А.В., Сидорчук А.Ю., Борисова О.К. Флювиальные процессы и речной сток на Русской равнине в конце поздневалдайской эпохи // Горизонты географии. К 100-летию К.К. Маркова. Тр. Всероссийской науч. конф. М.:

Географ. ф-т МГУ. С. 114-127.

47. Borisova O.K. Vegetation and climate changes at the Eemian/Weichselian transition: new palynological data from Central Russian Plain // Polish Geological Institute special papers. Vol. 16. 2005. P. 9-17.

48. Борисова О.К. Климатические условия последней межледниковой эпохи в Южном полушарии // Изв. РАН. Сер. геогр. № 4. 2006. С. 29-39.

49. Borisova O.K., Sidorchuk A.Yu., Panin A.V. Palaeohydrology of the Seim River basin, Mid-Russian Upland, based on palaeochannel morphology and palynological data // Catena. Vol. 66. 2006. P. 53-78.







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

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