Бесплатный автореферат и диссертация по географии на тему

Горное оледенение Северной Евразии в голоцене

ВАК РФ 11.00.07, Гидрология суши, водные ресурсы, гидрохимия

Автореферат диссертации по теме "Горное оледенение Северной Евразии в голоцене"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК Г8 ОЛ ИНСТИТУТ ГЕОГРАФИИ

УДК 551.324 (471) На правах рукописи

Соломина Ольга Николаевна

ГОРНОЕ ОЛЕДЕНЕНИЕ СЕВЕРНОЙ ЕВРАЗИИ В ГОЛОЦЕНЕ

11.00.07 - гидрология суши, водные ресурсы, гидрохимия

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени доктора географических наук

Москва 1997

Работа выполнена в отделе гляциологии Института географии Российской академии наук

Официальные оппоненты:

профессор,

доктор географических наук

А.Н.Кренке

доктор географических наук

К.С.Лосев

профессор,

доктор географических наук

АН.Рудой

Ведущая организация: Кафедра гляциологии и криолитологии Географического факультета МГУ

Защита состоится 3 октября 1997 года в 10.00 часов на заседании диссертационного совета (Д.ООЗ. 19.03) при Институте географии РАН по адресу: Москва, 109017, Старомонетный пер., 29, Институт географии РАН, конференц-зал.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института географии РАН, Москва, Старомонетный пер., 29.

Отзывы на автореферат (2 экз.) просьба высылать в Институт географии РАН. Автореферат разослан 4^.августа 1997 года

Ученый секретарь Диссертационного совета кандидат географических наук

АКТУАЛЬНОСТИ» ПРОБЛЕМЫ

Благодаря птрокому применению аналитических методов в последние годы был достигнут значителыгый прогресс в области исследования истории горного оледенения в голоцене (Grove, 1979, 1988; Porter, 1986; Roethiisbcrger, 1986; Bradley, Jones, 1993 и др.). Сведения, относящиеся к территории бывшего СССР, обычно не огражс trr.r в этих сводках не только ira причине языкового барьера, но и из-за отсутствия современных обобщающих работ.

Последнее крупное исследование этого вопроса принадлежит А.В.ПГшгпш-кову (1957). Теория Шиитшшва о ритмах увлажненности до сих лор я пляс тся одной из основополагающих в отечествешгой физической гсофафии и иалеоглмцио-логгог. Сформулиропанная в конце 1950-х гг., эта теория обебшдла пакошклнгьте к тому времени да!шые о колебаниях увлажненности материков севернм о полушария и их отдельных частей в послеледниковое время. В се основу был положен обширный материал об изменениях уровня Мирового океана н крупных бессточных водоемов, результаты снорово-пыльцевого анализа, данные о динамике горных ледников. В результате анализа этих данных было выдвинуто положение об одновременности проявления циклов природных изменений в масштабах нашей планеты. Стройность теории, а также возможность с ее помощью прогнозировать изменчивость природной среды в пространстве и временя, привлекли на сторону А.В.Шштиикова многочисленных последователей (Герасимов, 1964; Максимов, 1972,1980; Севастьянов 1975,1976; Поморцев, 1980,1986; Окишев, 1982; 1987 и др.). Однако, с момента выхода в свст монографии Л.В.ИГнитникова в разных районах Северной Евразии были получены обширные данные об истории оледенения и климата в горах, в том числе многочисленные радиоуглеродные датировки, биостратиграфические данные, начали применяться дендрохронологический и лихено-метрический методы. Были опубликованы моно1рафии и серии статей по отдель-

ным горным районам, содержащие региональные обобщения (Озера Тянь-Шаня, 1980; Ивановский, 1981; Никонов и др., 1981,1989; Окишев, 1982; Ссрсбрэтшый и др., 1984,1989; Мельникова, Баков, 1989; Диких и др., 1991; Панов, 1993), и сделаны попытки межрегиональных корреляций (Пуннииг, Раукас, 1985; Серебрян-ный, 1988; Развитие ландшафтов..., 1993; Серебримый, Содомила, 1995; Клима-нов, 1996 и др.).

ЦЕЛЬ РАБОТЫ

В связи с появлением новых данных о колебаниях горных ледников Северной Евразии назрела потребность обобщить их, проверить соответствие старой парадигме и, если это необходимо, выработать новую концепцию, увязагтуш с данными по другим горным районам Земли.

В соответствии с этой целью в работе ставятся следующие задачи:

1. СЬздаше новой, более иашгой хронологической схемы колебаний горных ледников Северной Евразии в голоцене на основе анализа радиоуглеродных, сно-рово-пыльцевых, археологических, геоморфологических данных.

2. Разработка более детальной хронологии наступаний ледников в позднем голоцене на основе лихснометричсского датирования морен. Построение кривых роста лишайников-индикаторов в разных горно-ледниковых районах Северной Евразии.

3. Реконструкция изменений климата в высокогорьях в позднем голоцене та основе дендрЬхронологнчсскях данных.

4. Анализ шутривековой изменчивости леднихов и климата на базе исторических датгых о колебаниях ледников, реконструкций баланса их массы и длинных рядов инструментальных метеонаблюдений.

5. Анализ пространственной и временной изменчивости депрессии границы питания ледников в малом ледниковом периоде.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ В работе использованы спорово-пылъцевой, радиоуглеродный, дендрохроно-лопгчсский, лихснометрический, дистанционные, геоморфологические и гляциологические методы, привлекались сведения из археологии, палеопедологии, палео-лимнолопш, тефрохронологии. Для анализа полученных данных применялись методы математической статистики.

НАУЧНАЯ НОВИЗНА И ЛИЧНЫЙ ВКЛАД АВТОРА В основе работы лежат полевые исследования автора в 1980-х-1990-х гг. щ Кавказе, Полярном Урале, Тянь-Шане, Памиро-Алае, Алтае, Камчатке, я Альпах и Андах, обзор обширной отечественной и зарубежной литературы и результаты дешифрирования аэрофотоснимков. Массив аналитических дашшх, получешгых лично автором, включает лихеномегрические датировки морен 80 ледников. Для приведения этих датировок к абсолютной шкале времени для Тинь-Шаня, Алтая и Камчатки впервые рассчитаны кривые роста лишайников-индикаторов. Цсндрош-калы, иостроешые автором, включают около ста пятидесяти образцов ели, сосны, можжевельника, листвешшцы, березы, отобранных на Кавказе, Тянь-Шане, Алтае, Камчатке. Проведен анализ оптической плотности древесины сосны и ели и изотопный анализ древесины можжевельника. Около 1000 ледников в разных горно-ледниковых районах Северной Евразии проанализировано с точки зрения их размеров в малом ледниковом периоде. Основу голоценовых реконструкций составляет Каталог радиоуглеродных датировок, заимствованных из опубликованных работ и полученных лично автором, содержащий 212 дат. Радиоуглеродные датировки приведет! к абсолютной шкале времени с гомопц>ю программы ОХАЬ-93.

ОСНОВНЫЕ ЗАЩИЩАЕМЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ

1. В диссертации защищается новая концепция изменений горного оледенения Северной Евразии в голоцене. В противоположность теории стадиальной деградации ледников утверждается, что в большинстве горных районов Северной Евразии ледники сократились до своих современных размеров уже в начале голоцена, и и дальнейшем были квазис-щяонарнымя, т.е. их колебания вмели примерно одинаковую амплитуду. Исключения из этого правила, возможно, составляют лшнь ледники с большой энергией оледенения ка Кавказе и на северной периферии гор Средней Азии.

2. Скорости роста лишайников-индикаторов на моренах, установленные автором в горах Средней Азии, на Алтае и Камчатке, позволили впервые получить массовые данные о возрасте позднеголоцеювых морен в отих горных странах. Максимальное наступшшс ледников в малом ледниковом периоде в большинстве горных стран датируется 17 или 19 вв., за исключением Кавказа, где оно относится к 13 в. В горах Средней Азии и на Алтае также обнаружены следы иаступашй ледников первой фазы малого ледникового периода (13-14 вв.). Здесь эти заступания имели меньшие масштабы, чем более лоздние.

4. Депрессия границы питания ледников в максимум малого ледникового периода в разных горных странах была неодинаковой. Она связана с континентально-стью климата: чем выше контикентзлыгость, тем метше депрессия.

ПРАКТИЧЕСКОЕ И НАУЧНОЕ ЗНАЧЕНИЕ РАБОТЫ

Работа имеет междисциплинарный характер, и содержащиеся в ней сведения могут быть полезны геоморфологам, климатологам, палеоботаникам, экологам. Результаты анализа могут быть использованы для региональных и глобальных климатических моделей и прогнозов. Датировки лавинных и селевых отложений, представленные в работе, полезны при долгосрочном прогнозировании стихийных

процессов в горах. Вывода о разных характерных масштабах наступаний ледников с большой и малой энергией оледенения на протяжетгии голоцена важны при гля-циолошческомн гидрологическом прошозе. Предложенная в работе новая уточненная модель колебаний ледников в голоцене повлечет за собой пересмотр оценок возраста многих обвально-осыпных, peMimx, озерных и др. отложений в горах, датировашгых ранее по соотношению с моренами.

АПРОБАЦИЯ

Основные положения этой работы обсуждалась на заседаниях научного семинара отдела гляциологии и гляциологических школах-семинарах СНГ, на заседаниях Ученого ( х>кета Института географии, Географического общества, на международных, всесогоз1гых, всероссийских конференциях и совещаниях, в частности, по зколопгческим проблемам горных территорий (Армения, Цехкадзор, 1990, Северная Осетия, Владикавказ, 1992), на заседании международной рабочей группы по мерзлоте в горах (Интерлакен, Швейцария, 1991), на заседании международной гидрологической комиссии ИНКВА (Великобритания, Саусгемток, 1994), на конференции по глобальным изменениям (Иль Чокко, Италия, 1994), па кош-реесе ИНКВА (Германия, Берлин, 1995) на съезде европейских дендрохронологов (Швейцария, Лозанна, 1996), на гляциологических симпозиумах (Узбекистан, Ташкент, 1993; США, Колумбус, 1994; Австрия, Инсбрук, 1994; Германия, Гамбург, 1995; Австралия, Мельбурн, 1997), а также на семинарах в Институте ботаники университета Хохенхейм (Германия), а в Лаборатории гляциологии и геофизики окружающей среды(Гренобль, Франция).

ПУБЛИКАЦИИ

По теме диссертации опубликовано около 70 работ. Список основных публикаций приводится в конце автореферата

СТРУКТУРА ДИССЕРТАЦИИ

Работа состоит из введения, пяти глав, заключения, списка литературы, включающего 575 названий, в той числе 98 зарубежных публикаций. Объем диссертации - J32 страниц, включая 53 рисунка и 18 таблиц. Четыре главы - региональные - имеют стандартную структуру: вначале приводится характеристика го-лоцетвого оледенения, затем более подробно освещаются колебания ледников и климата в последнее тысячелетие на основе дендрохронологаческих и лихеломет-рических данных, рассматриваются длинные ряды метеонаблюдений, исторические сведения о колебаниях ледников, балансовые реконструкции и приводится анализ отступания ледников с максимума малого ледникового периода до середины 20 в. Краткие выводы из этих глав приводятся ниже. Последняя глава посвящена анализу общих закономерностей колебаний ледников в голоцене в целом и в малом ледниковом периоде в особенности и рассмотрена здесь более подробно.

Приложения к работе состоят из списка использованных радиоуглеродных датировок и их откалибровашшх значений, "Каталога морен, датированных лихе-нометрическим методом", а также "Каталога отступания ледников с максимума малого ледникового периода до середины 20 п.", составлешюго авторским коллективом в рамках проекта MNTOO "The Former USSR Mountain Glacier Fluctuations in the Little Ice Age", финансированного Международным научным Фондом. В составлении Каталога принимали участие Г.М.Варнакова, М.И.Бодня, Е.С. Филатов, Т.А.Покровская, В.Н.Михалещсо, Я.Д.Муравьев, Р.Г.Гобсджишвили, О.Н.Соломина (руководитель проекта). Объем приложений (^страниц, включая 20 таблиц и 35 рисунков.

Работа выполнена в отделе гляциологии Института географии Российской академии наук.

БЛАГОДАРНОСТИ

Автор благодарен коллективу отдела гляциологии и его заведующему академику В.М.Котлякову за дружескую поддержку. Написание этой работы было бы невозможно бег» финансовой помо1ци фонда Александра фон Гумбольдта (Германия), предоставившего автору возможность полтора года работать над рукописью в Институте Ботаники Университета Хохенхейм (Шту тгарт, Германия). Неоценимую помощь и всемерную поддержку оказал директор этого института профессор Б.Фреицель. При подготовке этой работы автор пользовался советами, поддержкой и помощью многих специалистов, в том числе д.г.п. Л .Р.Серебрянного, д.г.11. М.Г.Гросвальда, д.г.н. Г.Е.Глазырина, д.г.н. В.А.Климанова, к.г.н. А.Ф.Гла-зовского, к.г.н. Л.С.Троицкого.

Полевые работы в разных горно-ледшжовых системах Северной Евразии удалось провести лишь благодаря содействию и помощи сотрудников гляциологических стационаров "Литру" (Томский Университет), "Туюксу" (Институт географии Казахстана), "Ледник Абрамова" (САРНИГМИ), Тянь-Шансхой физттхо-географичсской статор (АН Киргизии), Института Вулканологии и Института Вулканической геологии и геофизики (Петропавловск-Камчатский), Института геологии и геофизики Сибирской Академии наук (Новосибирск). В них также принимали участие многие сотрудники Института географии РАН - к.г.н. О.С.Са-воскул, к.г.н. А.П.Черхилсклй, к.г.н. А.С.Слесарев, к.г.н. В.Ь.Айзян, и многие друше. В диссертации использованы неопублиховатше данные, любезно предоставленные автору к.г.н. Н.А.Голодковской, д.г.н. Р.Г.Гобеджтпвили, к.г.н. М.К.Кочюевым. Определения лишайников вьшолнены к.б.н. Л.И.Бредкиной (БИН), к.б.н. Т.Ю.Толпьппевой (кафедра низших растений, МГУ) и к.б.н. Н.В.Седельниковой (Центральный Сибирский ботанический сад, Новосибирск). Автор считает приятной обязанностью высказать свою глубокую благодарность споим соавторам и друзьям - к.гл. А.В.Орлову, kj.il Я.Д.Муравьеву, к.г.н.

О.Л.Иоморцеву, М.Н.Хейфецу, к.г.н. Г.М.Камнянскому, к.г.н. В.Н.Михаленко, к.г.н. М.Г.Кунаховичу, к.г.н. Л.1 ¡.Черновой, а также своим зарубежным коллегам но университету Хохенхсйм.

Глава 1. ГОРЫ ВОСТОЧНОЙ ЕВРОПЫ

ХИБИНЫ

Судя по снорово-пыльцевым и радиоуглеродным данным (Едина, Лебедева, 1972; Олина, 1973; Климанов, Елигаа, 1984; Лебедева, 1984), в Карелии и на Кольском полуострове в раннем голоцене господствовали разреженные березовые леса, однако подзона лесотундры была шире современной вплоть до бореального периода (9000-8000 л.н.). Перед началом атлантического периода (после 8500 л.н.) отмечалось похолодание, когда средние температуры толя были на 2-2,5°С ниже современных (Елшгаидр., 1995). Затем, около 7900 л.н. началось потепление, достигшее максимума между 6000 и 4800 лл. Заметные похолодания во второй половине голоцена отмечались около 4500 и 2500 л.н. (Блина и др., 1995; Елина, Ар-сланов, Климанов, 1996). В суСатлантнческом периоде климат стал близким к современному. Теплые и относительно сухие периоды с пониженной лавинной активностью выделены на основе радиоуглеродного датирования почв, ногребешгых в лавинных конусах: 4100-3800,2400-1700,1500-800 л.н. (Баталова, 1987). Насту-1шшя ледников в Хибинах не датированы. Морфологически выделяются четыре группы голоценовых морен, занимающих диапазон высот около 500 м (Рябцсва, 1970).

Во время средневекового оптимума (800-1500 л.п.) верхняя фаница леса поднималась на 100-200 м, до сравнению с совремсшюн, температура июля достигала 15°С, лавинная деятельность заметно снижалась, ледники исчезали. Максимальное похолодание (до 13°С в июле) малого ледникового периода отмечалось около 400 л.п. Похолодание сопровождалось некоторым снижением количества

осадков. С шмощыо лихенометрии датированы морены, сформировавшиеся около 500 и 330 л.н.(Ващалова, 1987, 1988). Холодные периоды в 1730-1755, 1804-1826, 1865-1920 гг. выделены на основе дендрохронологии (Возових и др., 1971; Лукьянова, Мягков, 1979). По инструментальпымданпым (Архангельск), наиболее продолжительное похолодание отмечалось с 1830-х до середины 1840-х гг. В период с 1850-х до второго десятилетия 20 в. температуры были ниже средней многолетней нормы, затем началось устойчивое потепление.

УРАЛ

Согласно спорово-пыльцевым данным, начало и середина голоцена на Полярном Урале были теплее га.шешией эпохи - ранний голоцен на 1,5-2,0°С, средний -на 2,0-2,54'. В это время ледник^вероятпо,исчезали. Значительное похолодание (1,0-1,5°С), которое отмечалось в самом начале позднего голоцена, вызвало новое оледенение (Сурова, Троицкий, 1971; Сурова, Троицкий, Пугапшг, 1975). Голоде -новые морс1ш не датированы. Морфологически выделяется от одной до трех стадий с депрессией концов ледников до 200 м (Долгушин, 1963). Наиболее вероятный их возраст - позднеголоценовый, но не исключено, что ядро и периферия этих морен значительно древнее.

Согласно дендрохронолгическим данным (Шиятов, 1981), милый климатический оптимум относится к 9-13 вв. с максимумом в начале 11- конце 13 вв. Климат в это время более сухим, чем теперь. Наступания ледников малого ледникового периода датированы по лихенометрии примерно 700, 350, 200, 100 л.н. (Мартин, 1966,1987). По данным дендрохронологии, холодные периоды отмечались в конце 13-15 вв., тчале 17 в., конце 17-гачале 18 вв., конце 19-начале 20 вв. (Шиятов, 1981,1986). В 19 в. баланс массы ледников Полярного Урала был близок к нулю, в 20 в., особенно в середине столетия, был преимущественно отрицательным. Относительно благоприятными для существования ледников были 1880-е, 1900-е и 1920-е гг. (Троицкий и др., 1966; Во.топина, 1988 ).

КАВКАЗ

В раннем голоцене климат Кавказа (Серебрянный и др., 1984; Будагов и др., 1986) и Закавказья (Абрамова, 1980; Асланяи и др., 1984) был, по-видимому, теплым и сухим. В атлантическом периоде температура еще более повысилась. Юм-маг стал более влажным на Восточном Кавказе (Абрамова, 1974; Будагов и др., 1986), но оставался относительно сухим на Колхидской низменности (Квавадзе, 1976). На Севане наблюдалась трансгрессия (Асланяи и др., 1984). Для позднего голоцена в целом характерно понижение температур и уменьшение увлажненности на Западном (Квавадзе, 1976) и Восточном Кавказе (Тумаджанов, Гогачайшви-ли, 1969); в высокогорьях Центрального Кавказа (Серебрянный и др., 1984) увлажненность, напротив, возросла. В Закавказье в позднем голоцене, по одним данным, преобладала тенденция к арвдизахцш (Гричук 1980; История озер, 1991), по другим, напротив, было влажно (Тумаджанов, Гогичайншшш, 1969). Датировки голоценовых морен едшшчны. В долине Безенги известны морены, отложенные ранее 8600, между 8600 и 6400, около 4500, около 2800 (радиоуглеродная дата 3350±70 л.н.) и после 650 л.н. (Серебрянный и др., 1984).

Средневековый оптимум - "архызский перерыв" - начался во второй половине первого тысячелетия и закончился в 13 в. (Тушинский, 1964,1966; Котляков и др., 1973; Турманина, 1979; Родькии, 1979). На Центральном Кавказе климат был теплее и суше совремсшюго - летние температуры отличались от нынешних на 1-2°С (Тушинский,Турмалина, 1979; Турманина, 1988). В Закавказье, но одним дан-га>1м,в это время (10-12 вв.) было тепло и влажно (Асланяи и др., 1984; Турманина, 1988), по другим (8-13 вв.) - холодно и сухо (Гричук, 1980). На Колхидской низметюсги средневековый оптимум делится на два периода - сухой и теплый (611 вв.), и влажный (после И в.) (Квавадзе, 1976).

Малый ледииковый период подразделяется здесь на две фазы - вторая половина 13 - начало 14 вв. и начало 17 - середина 19 вв. (Турманина, 1979; Серебрян-

ный л Др.,1984; Золотарев, Сейпова, 1985, 1988). Наступали« ледников датируются по лихенометрии 1911-1913,1898-1902,1885-1887,1846-1860, 1790-1808, 17771780,1675-1683,1475-1485,1379-1400,1258-1310 гг. (Ссрсбряшый и др., 1984).

Несмотря па обилие работ по дендрохронологии Кавказа (Турмашша, 1971, 1972; Брукштус, Бальчукас, 1981; Лукьянова, Брукнггус, 1987; Соломина, Бальчу-нас, 1987; Соломина, Бальчунас, Брукштус, 1987; Соломина, Ольшанский, 1992 и др.) до сих нор нет ни одной надежной количественной реконструкции климата малого ледникового периода для этого района. Предположите лшо максимальное понижете температур в последние столетия составляло здесь 1,5-3,0°С (Турмалина, 1972).

За последние сто лет длина ледников Кавказа сократилась в среднем на 600700 м, высота концов поднялась на 50-150 м (Панов, 1993), а начиная с середины 19 в. - на 1000 м и 200 м, соответственно. Сокращение размеров ледников н разных районах Кавказа неодинаково: на северном макросклоне Западного и Центрального Кавказа ледники сократились намного больше, чем на южном (Панов, 1993). Благоприятным для существования ледников считается период с 1875-1880 гг. по 1920-е гг. (Ходос, 1965; Кренке, Попова, 1974; Дюргеров, Поновнин, 1981).

Глава 2. ГОРЫ СРЕДНЕЙ АЗИИ

ПАМИРО-АЛАЙ

Уже около 9500 л.н. ледники Памгро-Алая уменьшились почти до современных размеров (Величко, Лебедева, 1974). Судя по спорово-пыльцевым данным, 8000-4000 (3000) л.н., а, возможно, и начиная с 9500 л.н. климат в этом районе был влажным(Шконов и др., 1981,1989). Период 4000-3500 л.н. считается более аридным (Бердовская и др., 1989). Примерно 3000-2600 л.н. отмечается заметпмй природный рубеж: похолодало, тачалось формирование высокой поймы рек (Сусликов, Кошкина, 1989), ледники неоднократно наступали. Морены этого настунания

датированы по лихснометрии и радиоуглероду (моложе 3425±87 - старше 1500 л.н.)($о1отша, 1995; Соломина, Камнянский,в печати)).

Сведения о средневековом оптимуме очень противоречивы. По фенологическим и историческим данным максимум снижения кошчшенталыгоста приходится на 10в. (Массой, 1948; Соломина, 1995). По спорово-пыльцевым данным, наибольшая увлажненность отмечалась в 13-14 вв.; в это же время понижались летние температуры (Варущенко, 1984; Абрамова, 1994). По данным дендрохронологии, 13-14 вв., напротив, были наиболее теплым временем в высокогорьях Памиро-Алая (Мухамедшин, 1977,1979). Наступания ледников, датированные нами по ли-хенометрии на Алайском хребте, относятся к началу 20, концу, середине и началу 19, к концу 18, середине 17 вв., а также к 14-15 вв. По дендрохронологическим данным, наиболее холодашю периоды выделяются в Фанскнх горах в 12-13 вв., 17 в., 19 в., середине 20 в. (Михайлов, 1981), на Зеравшалском и Алайском хребте -во второй половине 16, конце 17-начале 18, конце 18 - начале 19, в середине 19 вв. (Максимов, Гребешок, 1972; Мухамедшин, 1977,1979).

За последние сто лет долгопериодный тренд в ходе температур Средней Азии не проявляется, нов 1960-1990 гг. было теплее, чем в 1930-1960 гг. как зимой, так и летом. Наиболее холодным было десятилетие 1891-1900гт. (Изменчивость климата Средней Азии, 1995). Положительный баланс массы ледников реконструирован для первого десятилетия нынешнего века (Глазырин и др., 1993). В ото же время, по историческим данным, отмечено наступание ледников (Заби-ров, 1955).

Сокращение ледников Памиро-Апая в среднем составляет по длине - 500-900 м, по высоте - 90-190 м, причем наблюдается заметное уменьшение масштабов сократи,« шя в восточных п центральных районах по сравнению с северной периферией горной страны.

тянь-шлнь

Согласно снорово-пыльцевым данным, потепление на Тянь-Шане началось около 12 тыс. л.н., продолжалось в раннем голоцене, а кульминации достиг ло » среднем (Озера Тяпь-Шаля, 1980; Ссрсбршшый и др., 1980; Мельникова, 1987; Севастьянов и др., 1990; Диких и др., 1991). Относительно хода увлажненности существует две разные точки зрения: она была низкой в период оптимума и повысилась (Алешинская, Мельникова, 1989) либо, напротив, понизилась (Озера Тянь-Шаня, 1980; История озер..., 1991) в позднем голоцене. Ледники сократились до своих современных размеров около 9000-8000 л.н. (Мельникова, Баков, 1989). Этому предшествовало наступание, возраст которого больше 8600-8300 л.невозможно около 10000 лет (Поморцев, 1980). Следующие достоверные следы наступаний ледников относятся уже ко второй половине голоцена. Около 6000 л.н. ж Î000 л.н. было тепло и ледники сокращались. Между "большим" и "малым" оитимумами голоцена образовалось две морены (Соломина, Савоскул, 1993).

Средневековый оптимум относится на Тянь-Шане к рубежу первого и второго тысячелетия новой эры (7-13 /14 вв.). Его максимум, по-видимому, наступил в 10 в. (Озера Тянь-Шаня, 1980; Алешинская и др., 1985; Бердовская, Лийва, Рия-не, 1987; Соломина, Савоскул, 1993). Температура в »го время повысилась, увлажненность упала.

Максимальное число морен малого ледникового периода, датированных по шхеномстрии, относится к 17-середане 19 вв. Морены 8-15 вв. обычно перекрыты этими валами (Соломина, 1985; Глазовсшй, Соломина, 1988; Соломина, Савоскул, 1993; Solomina, Savoskul, Cherkinsky, 1994;Savoskul, Solomina, 1996). По ден-црохрокологическим данным, похолодания наблюдались в 13 в., с конца 14 до конца 15 вв., в конце 17-начале 18 в., в первой половине 19 в. (Борщова, 1983; Соломина, Глазозский, 1988; Соломина, Поморцев, Бадаева, 1987; Solomina, Melnikova, 1991; Соломина, Поморцев, Хейфец, 1992; Соломина, Айзии, 1993).

Согласно историческим данным (Семенов, 1858; Каульбарс, 1869; Краснов, 1887; Сапожников, 1904; Кассин и др., 1915; Калссник, Эшптейн, 1935; Макаревич и др., 1969; Бондарев, 1963,1971; Баков, 1975 и др.), ледники Тянь-Шаня наступали в 1850-х, 1880-х гг., первом и втором десятилетии 20 в. В 1885-1930-е гг. баланс массы ледников бьи положительным; затем последовал период отрицательного баланса, который продолжается до настоящего времени (Макаревич и др., 1969; Диких, 1982; Айзин, 1988; Ущнурцев, 1991; Черкасов, 1991; Дюргеров и др., 1995). Сокращение длины ледников в целом для Тянь-Шаня в среднем составляет около 10000 м, отступание концов но высоте - 150 м. Депрессия границы питания колеблется в разных районах Тянь-Шаня в ишрокт пределах и составляет в среднем для отдельных хребтов от 30-40 м до 140 м. Максимальные значения зафиксированы на Северо-Западном Тянь-Шане (Киргизский хр.). Это согласуется с выводами о наибольшей потере массы ледниками севера и запада Тянь-Шаня с 1940-х гг. (Дюргеров и др., 1995). Депрессия границы питания ледников Центрального и Внутреннего Тянь-Шаня составляет в среднем 60-70 м, т.е. заметно меныне, чем на периферии горной страны.

Глава 3. ГОРЫ СИБИРИ

АЛТАЙиСАЯНЫ

Начало голоцена на Алтае было теплый, причем максимум голоценового потепления, по мнению В.В.Бутвиловского (1993), относится ко времени 10-8 тыс. л.н. По данным А.Ф.Ямских (1993), в горах Южной Сибири отмечались два теплых эпизода - около 8800-8200 л.н. и 6700-5900 л.н., разделенные небольшим похолоданием. Холодно было также 5900-4700 л.н., около 3900, 2000, 1200 и 600 л.н. Самый заметный рубеж (Саяны) относится к периоду 4000-4500 л.п., когда теплый в целом климат раннего и среднего голоцена сменился холодным и влажным (Савина, 1986).

По данным радиоуглеродного датирования (Бутвшювский, 1993), на Алтае известны морены старше 8-7 тыс. лет (вероятно, позднеледпиковые). Морены, датированные в 6-5 тыс. лет (Разрез..., 1978; Окишев, 1982), возможно, также имеют более древний возраст (Бутвяловсюгй, 1993). Наступшшс ледников "исторической" стадии, но сгратиграфитесгим данным, относится к интервалу 3000-1200 л.н. (Ивановский и др., 1982). По соотношению морен и речных террас можно предположить, что вся серия морен вплоть до "аккемской" стадии сформировалась до 8 тыс. л.н., а "историческая" стадия и стадия "актру", соотвстствешю, моложе 4 тыс. лет.

Средневековый оптимум непосредственно не датирован, хотя на Алтае есть косвенные свидетельства его проявления, в частности сохранившиеся остатки древесины выше современной верхней границы леса (Окишев, 1982). По лихенометрн-чсским данным, он может быть предположительно отнесен к интервалу 750-1150 л.н., для которого не зафиксировано наступаний ледников.

По нашим данным, наибольшее количество сохранившихся морен малого ледникового периода, датировашхых по лихеномстрии, сформировалось в 1600-1950 гг. Максимум настушния в большинстве долин относится ко второй половине 18-нервой половине 19 вв. Похолодание, охватившее на Алтае конец 15-середшгу 19 вв., реконструировано по данным дендрохронологии (Адаменко, Сюбаев, 1977). Наиболее значительные минимумы летней температуры отмечались около 1600, 1700,1810-1850 гг. Температуры в среднем понижались на 1°С; в период максимального похолодания температура шоня-июля была ниже современной на 2,02,5 °С.

По данным Ю.К.Нарожного (1986), с 1840-х по 1890-е гг. аккумуляция и абляция ледников Алая были ниже нормы. Максимальное накопление массы наблюдалось в 1901-1914 гг.; это при вело к ластуианию в 1909-1914 гг.

Сокращение ледников после максимума малого ледникового периода составляет в среднем около 500 м по длине и от 160 до 10 м по высоте. (Окишев, 1982; Ревякин, Мухаметов, 1986), прячем заметна тенденция уменьшения величины сокращения по мере продвижения на восток.

БАЙКАЛЬСКАЯ ГОРНАЯ ОБЛАСТЬ

Судя по спорово-галльцевым дошьм (Белова, 1975; Виппер, Годубева, 1976; Савина, 1979; Зубарев, 1981; Базаров, 1986), относительно теплый климат установился в этом районе около 9 тыс. л.н. На этом фоне в бореалыюе время отмечалось два похолодания. Наиболее теплые условия реконструированы для интервала 7600-4500 л.н. В суббореалс стало суше и холоднее. Наиболее резкое похолодание произошло в середине субатлшггаческого периода. Имеется радиоуглеродная датировка позднеледниковой морены (11200±100 л.н.) хр.Хамар-Дабан, причем две морены расположены выше этого вала и три - ниже (Заморуев, 1971). Других данных о возрасте морен ист, количество их в разных долинах разное, чаще всего насчитывается четыре-пять валов (Ивановский, 1981).

Сведения о средневековом оптимуме очень скудны. Пока он датируется широким интервалом времени от 2000 до 1000 л.н. (Еидрихинский, 1981).Согласно дендрохронологии, холодные периоды в Забайкалье относятся к 1633-1653,16681673,1698-1718,1728-1743,1763-1773 гг. (Ловелиус, 1979). В целом тенденция к потеплению обнаруживается уже с конца 17 в. (Галазий, 1967). По инструментальным данным (Обязов, 1996), в 1850-1880-х гг. и с конца 1950-х гг. до настоящего времени температуры были выше средних многолетних. Пик осадков наблюдался в 1880-х-1900-х гт. В последнее столетие теплели зимы, а для летних температур был характерен отрицательный тренд, что должно было благоприятно сказаться на оледенении. Масштабы отступания ледников от морс немалого ледникового периода на хр.Кодар невелики - в среднем 100-150 м по длине и около 20 м по высоте.

ГОРЫ СЕВЕРО-ВОСТОКА

Судя по соотношению морен с речными террасами за после;дние 10 тыс. лет здесь наблюдалось два заметных наетупания ледников - предположительно в начале и в конце голоцена (Кинд, 1974). Согласно данным спорово-ныльцевого анаг лиза, уже в период 9,3-8 тые. л.н. было тепло, и лесная растительность распространялась на север (Ложкин, 1987). Наибольшее потепление и, вероятно, отступание ледников, датируется интервалом 8-4,5 тысл.н.(Ложкин, 1976; Свиточ, 1977; Боярская, 1982; Иванов, 1986; Ложкин, Федорова, 1989, Андерсон, Ложкин, 1996). Яркие свидетельства оптимума, помимо спорово-пыльцевых данных, - пневый горизонт, обпаружешшй в верховьях р.Индигирки и датировашплй 8200-5000 л.н. (Ложкин, 1976), роща захороиешшх деревьев вьипе современной границы леса на хр.Суптар-Хаята (4500±150 л.н.) (Ловелиус, 1979), погребенный почвенный горизонт в том же районе (5660±150 л.н.) (Некрасов, Максимов, Климоиский, 1993). Наступание ледников во второй полошис голоцена могло быть связано с похолоданием, зафиксированным по спорово-пыльцевым данньм около 4500 л.н. Во пну-триконтинентальном секторе этого региона (Центральная Якутия) холодные периоды отмечались около 11000, 11000-10300, 9800-9700, 7000-6000, 4500, 3800, 3300,3000, 2500. (Андреев, Сулсржицкнй, 1989; Андреев, Климанов, Сулержиц-кий, 1992).

Около 600-700 л.н. верхняя граница леса на хр.Сунтар-Хаята проходила ти 200-250 м выше современной (Некрасов и др., 1973). Мальш ледниковый период здесь начался, видимо, около 400 л.н., похолодание составляло в среднем около 1°С. Судя по дендрохронологаческим данным, холодные периода шблюдались на хр.Сунтар-Хаята в 1550-1600х, 1620-1680х, 1690-1720х, 1790-1800х, 1830-1870х, 1885-1890х гг. (Ловелиус, 1979); на хр.Черского - в 1570-1580х, 1660-1680х, 1720-1740х, 1900-1920х гг. (Earle et al., 1994).

Глава 4. ГОРЫ ТИХООКЕАНСКОГО РЕГИОНА

КАМЧАТКА

По данным палинологии (Хотинский, 1971; Хотинский, Шлюков, 1973; Брай-цсва и др., 1979; Боярская, 1982; Егорова, 1982), потепление па Камчатке началось около 10 тыс. л.н. Вторая половши бореального и атлантический период были теплыми. Наиболее суровыми условиями отличалось время между 4500 и 2500 л.п.

Выделяется две стадии голоценовых морен - около 2000 и в малом ледниковом периоде (Врайцева и др., 1968; Мелекесцев и др., 1970). Благодаря лихеноме-трическим исследованиям с применением тефрохронологии установлено, что максимум гаступалия в малом ледниковом периоде у большинства ледииков относится к середине прошлого века; датированы также морены конца прошлого и начала нынешнего века (8о1опта, Мигауку, Вагапоуа, 1995).

По нашим даашым, понижентоле приросты лиственницы, которые вероятнее всего связашл с климатическими причщими, отмечались в 1955-1965, 1935-1945, 1910-1925,1880-1895,1850-1865,1810-1835,1780х, 1750-1770,1725-1735 гг.

За последние 100 лет концы многих ледников Камчатки отступили в среднем на 120 м по высоте, а их длила сократилась на 500-600 м.

В вековом ходе температур тренд не обнаружен; количество осадков в последние 30-40 лет увеличивается. Положительный баланс массы (в среднем за десятилетие) ледники имели в 1909/1910-1919/1920 и 1959/1960-1979/1980 гг. (Виноградов, Муравьев, 1992).

Глава 5. ОГ.1ЦИК ЗАКОНОМЕРНОСТИ ИЗМЕНЕНИЙ ЛЕДНИКОВ И КЛИМАТА В ГОРАХ СЕВЕРНОЙ ЕВРАЗИИ

ГОЛОШН

Данные о позднелсдниковье рассмотренных районов очень скудны и пока не дают материага для межрегиональных корреляций. Можно уверенно утверждать лишь то, что, также как и в других районах мира, потепление вызвало сокращение оледенения. На фоне этого потепления было несколько силыплх похолоданий, сопровождавшихся шетупашмми ледников. Непосредственных датировок морен этого времени в рассмотренных нами районах почти нет. Однако, на Памире, Алтае, в горах Северо-Востока Огбири отмечается несколько конечно-моренных валов, соотносимых с речными террасами, которые датируются по радиоуглероду именно позднеледннковьем.

К 9500-8000 л.н. во многих горных районах, например на Памиро-Алае, Тянь-Шане, возможно, на Полярном Урале и в Забайкалье ледники сократились почти до своего современного состояния. В целом ранний голоцен в горах, также как и на территориях прилегающих равнин, отличался тенденцией к потеплению, и ледники, по-ввдимому, продолжали сокращаться в размерах. Известно лишь несколько датировок морен, относящихся к этому времени, причем болыгашетво из них, возможно, отражают лишь минимальный возраст отложений. Таковы, например, морены старше 8600 лет на Кавказе, старше 8000-7000 лет на Алтае, старше 8700-8300 лет на Тянь-Шане, старше 7600 лет на Камчатке. С другой стороны, в Альпах известно две стадия настулания ледников 8700-8000 л.н., следы которых лежат на 300-400 м шоке, чем морены малого ледникового периода (Grove, 1988).

Не исключено, что, и перечисленные выше морены относятся к этому наступа-нию.

В большинстве горных районов термический максимум приходится на середину голоцена - около 5000-6000 л.н. (Кавказ, Полярный Урал, Тянь-Шань, горы Забайкалья, Якутии). Однако на Алтае, и, возможно, в некоторых районах Северо-Востока пик голоденового потепления наступил раньше.

Условность термина "голоцстовый оптимум" проявляется не только в разновременности термического максимума, но и направленности климатических изменений. Так период, называемый оптимумом голоцена на Памиро-Алае характеризовался не повышением, а некоторым снижением температуры (Никонов и др., 1981). Этот факт был отмечен ранее для равшш Северной Евразии: в атлантическом периоде потепление охватило полярные и умеренные области, в то время как для районов, расположенных ниже 40° е.ш. знак отклонения температур менялся на отрицательный (Хогинский, 1977, Гриббин, Лзм. 1980).

Надежно датированные морены для атлантического периода отсутствуют. Исключение составляет, пожалуй, морена, 8600-6400 л.н. на Кавказе. Не исключено, что и этот период активизации оледенения имеет аналог в Альпах, где 66006000 л.н. зафиксировано два наступают ледников. Верхняя граница леса в это время проходила на 200 м ниже, чем сегодня (Grove, 1988).

Почти всюду в горах Северной Евразии суббореальлый и особенно субатлантический период отличались повышенной увлажненностью. В позднем голоцене почти повсеместно наблюдается значительное похолодание. Понижение средних годовых температур, по сравнению с современными, оценивается в 2,5°С, тогда как для малого ледникового периода эта величина составляет около 1°С, а для эпохи позднего дриаса ( 10300-10 800 л.н.) - примерно 5°С (Lamb, 1970; Moiner,

1984). Иными словаки, похолодание неогляциала оказывается самым значительным, начиная, по крайней мере, с бореального времени.

Первые признаки повышенной увлажненности и вероятного настуиания лед-1шков относятся во многих районах Северной Евразии к периоду около 4500 л.н. (табл.1). Вторая волна холода датируется интервалом: 3000-2500 л.н. Менее ясное похолодание может быть отнесено ко времени около 1500 л.н. Похолодание малого ледникового периода (700/500-100 л.н.)надежно зафиксировано во всех рассмотренных районах по комплексу палеоклиматических показателей.

Таблица 1. Хронологические рамки неофициальных нохолодашгй в горах

Северной Евразии

Район Периоды пеогллциальных похолоданий, л.н.

Кавказ 4500-4000, около 2800,600-100

Памиро-Алай 2600-8007,500-100

Тят>-111ат. 3000-2500,1800-1300, 600-100

Горы Южной Сибири 3900, 2000,1200,600-100

Полярный Уран 2500, 750-100

Горы Якутии 4500,3800,3300, 3000,2500, 500-100

Камчатка 4500-2500,350-100

Согласно спорово-пыльцевым данным, наиболее холодным был конец субатлантики на Кавказе, Тянь-Шане, в Фанских горах, на Полярном Урале, в горах Якутии. На Камчатке максимум похолодания относится к суббореалыюму времени.

СМЕЖНЫЕ ТЕРРИТОРИИ, РАЙОНЫ-АНАЛОГИ АЛЬПЫ

Наиболее хорошо изученным по праву считается голоценовое оледенение Альп, которое традиционно сопоставляется с кавказским. Именно альпийская схема составила основу гипотезы А.В.Шнитникова в отношении колебаний горных ледников. В последние годы в связи с получением большого количества новых

данных, в частности радиоуглеродных датировок, эта схема была существенно пересмотрена (Furrer et al., 1987).

В Восточных Альпах датироваш>1 морены возрастом около 9400, 6(ХХ), 35003100, 2900-2300, 700-150 лет назад. Кроме того, по спорово-ныльцевым данным выделяются горизонты с пониженным содержанием пыльцы древесных пород, что говорит об относительно холодных условиях около 8700, 8300, 8000, 5300-4300 лет газад (Patzelt, 1974; Grove, 1979) (табл. 2).

Таблица 2. Колебания ледников Альп в голоцене но данным (Patzelt, 1974; Bircher, 1982; Furrer el al., 1987) и согласно представлениям А.В.Шкитшцкша (1957)

Альпийская школа Представления А.В.Шнитникова

Время насту- Название dELA по Время на- Название dELA, м

пают ледников стадии сравне- ступания стадии

нию с млп ледников,

тыс.л.

14500 Гшниц 670165

14000 Клавадель 430130

13000 Даун 310130

11000-10200 Эгезен 215130 >13 тыс. Максимум 1200

9400 Шлатен =млп 11,5 Шлирси 7

8700-8000 Фансдигер 150 9,6 Аммерзее 7

6600-6000 Фросниц =млп 7,8 Б юль 800-900

5300 Ротмос 7 6,0 Гшниц 600

3500-3100 Лоббен 50-70 4,0 Даун 300-400

2900-2300 Гешенер 1 =млп 2,0 Эгезен 100-120

1700-1300 Гешенер 2 ? 0,5 Фсрнау 50-80

Как видно из таблицы 2, возраст большинства морен в реальности оказался значительно большим, чем предполагал А.В,Шнатнихов. Не выдерживается и 1850-летний интервал между наступаниями: судя по имеющимся данным, он может составлять от 200 до 2000 лет. Равномерность отступания также не получила подтверждения. Фактически о стадиальной деградации ледников можно говорить лишь применительно к позднеледниковыо, когда граница питания (dELA) за 3-4 тыс. лет повысилась на 450-500 м. В голоцене ледники находились в квазистационарном состоянии и их размеры менялись незначительно, очень часто настушния

имели один и те же масштабы. Именно поэтому следы этих наступаний чаще всего не выражены в рельефе, а обнаружены в виде горизонтов морены, погребенных более молодыми ледниковыми отложениями.

СКАНДИНАВИЯ

Наиболее устойчивый и продолжительный максимум температуры в Скандинавии по комплексу палеохлим этических показателей отмечался 7500-48Û0 лет назад (Dahl, Nés je, 1994). Наступания горных ледников на севере Швеции датируются около 7300,6600,6300, 5500,4900, 4200, 3600, 3300, 3000, 2600, 2000,1700, 1200 л.и. (Karlen et al., 1995). Кроме того, в Скандинавии известны наступания ледников около 1100, 700 и 600 л.н. (Dahl, Nesje, 1994). Морены в Хибинах, возраст которых определен очень ориентировочно на основе ллхенометрического метода в 900 и 500 л.н., могут был. соотнесены с одной из указанных стадий. Пик малого ледникового периода, определенный для Хибин как 400 лет назад, совпадает с данными, полученными в Скандинавии (Karlen, 1993; Dahl, Nesje, 1994).

Голоцсювые колебания климата в горах Скандинавии имели одинаковую амплитуду: по время потеплений граница леса повышалась примерно на 200 м (Karlen, Kuylenstierna, 1997), в периоды максимальных настутшгнй ледошков снеговая граница понижалась на 70 м (Torsnes, Rye, Nesje, 1993).

ГОРЫ ЦЕНТРАЛЬНОЙ АЗИИ

Сокращение ледников до совремешшх размеров, согласно данным радиоуглеродного датирования па Тибетском плато, произошло несколько ранее 10000 лет (Frenzel, 1993,1995), т.е. примерно тогда же, когда и на Памиро-Алае. Наиболее теплый и влажный климат в горах Центральной Азии господствовал до 5000 л.н. (Frenzel, 1994). Период от 5000 до 2500 л.н. считается переходным (Frenzel, 1995; Thelaus, 1992; Wang Manhua, 1987), так как до этого времени па Тибете существовала лесная растительность, которая затем исчезла. Относительно причин этого исчезновения существуют разные точки зрения. По мнению Б.Френцеля, это бы-

ло связано с усилением агтропогенной деятельности, в частности с развитием скотоводства на больших высотах, однако не исключено, что исчезновение лесов вызвано неогляциальным похолоданием (Shi Yafeng el al., 1993).

На основе 69 радиоуглеродных датировок почв, погребенных в моренах ледников Пакистана, Индии и Непала, Ф.Ретлисбергер (Roetlisberger, 1986) выделил следующие наступания ледников: 19500±1500, 12700, 7400, 4900-4600, 3700-3100, 2700-2500, 2300-2100,1700-1500, 1200-950, 800, 550, 400-100 л.н. Китайские исследователи датировали на Тибете наступания около 2900,1900, 1500 л.н. и в малом ледниковом периоде (Li at al., 1982); на западе Китая - около 7800, 5300, 2800, 200 л.н. (Ри, 1991). Датировки поздпеголоценовых морен, полученные нами на Па-миро-Алае, согласуются с этими реконструкциями.

НОВАЯ СХЕМА КОЛЕБАНИЙ ЛЕДНИКОВ В ГОЛОЦЕНЕ

Приведешп>ю выше данные свидетельствуют о том, что положение о стадиальной деградации ледников за последние 14 тыс. лег, выдвинутое А.В.Шшгшико-вым, неприменимо для многих горных стран. В большинстве случаев лишь поздис-ледшшовье характеризовалось поэтапным сокращением ледников, тогда как в голоцене колебании ледников - за редкими исключениями - имели примерно равные амплитуды. Несмотря на известную ограниченность дагагых для горных стран Северной Евразии такая модель может считаться основной. С другой стороны, известны случаи (некоторые районы Альп, Передовой хр.Колорадо, Новая Зеландия, возможно, Кавказ), когда в комплексе голоценовых морен представлены следы ранне- и среднеголоцетовых наступаний.

Число стадий оледенения, зафиксированных в разных горных странах за последние 14 лет, неодинаково и, как правило, увеличивается по мере роста изученности района. Гак в Альпах оно составляет 12-14; в мсисе изученных горных странах зачастую датированы лишь пеогляциальные комплексы. Каждая из выделенных фаз наступания ледников обычно состоит из серии морен, причем их коли-

честно увеличивается но мере приближения к совреметюсти благодаря лучшей сохранности молодых отложений (рис.1).

Для объяснения неодинакового числа морен в разных долинах сторонники теории Шнитникова часто прибегают к тектоническому фактору, при этом им приходится постулировать очень интенсивное голоценовое поднятие гор (Максимов, 1969; 1973). Между тем еще в 1967 г. Л.П.Ивановский, исследовав этот вопрос на Алтае, показал, что количество морен сокращается по мере увеличения континентальности климата, а также на участках плоского рельефа Это хорошо заметно и на Тянь-Шане: менее пнерпдотгш.к ледники окраин здесь имели большую амплитуду колебаний и, соответственно, более дифференцированную реакцию на изменения климата, чем ледники внутренних районов.

16000 14000

- 12000

м «

юооо

и.

8000 6000 4000 2000 О

Рис.1, Похолодания и наступания ледников (помечены черным) в разных горных

странах в голоцене. К сожалению, отсутствие датировок не дает возможности сопоставить масштабы настунаний ледников в разные эпохи голоцена, однако такие дагапле полу-

чсны для малого ледникового периода и они подкрепляют изложенные здесь позиции. Таким образом, вопрос о количестве голоценовых морен, который еще недавно казался таким актуальным, в свете новых данных утрачивает свою значимость, так как на основе "номера" морены нельзя никаким: образом судить об ее абсолютном возрасте.

Хронология голоценовых колебаний ледников пока изучена недостаточно, чтобы говорить о наличии или отсутствии какой-либо ритмичности. На рис. 1 хорошо видно отсутствие синхронности в иаступаннях ледников разных горных стран за последние 10 тыс. лет, за исключением последнего тысячелетия. Возможно, »го объясняется несовершенством аналитического аппарата и слабой изученностью многих районов, так как факты одновременных или почти одновременных наступшшй ледников, зафиксированные за последние 100 лет в разных горных районах, свидетельствуют, что крупные наступшшя, связанные с возмущениям в глобальной климатической системе, имеют согласованность во времени. На рисунке 1 также видно, что чем более подробно изучено оледенение горной страны, тем большее количество иастуилния ледников там насчитывается. Это - яркое свидетельство того, что изучение хронологии колебаний ледников в голоцене далеко не закончено, а в некоторых районах находится в начальной стадии.

КЛИМАТ И ЛЕДНИКИ В ПОСЛЕДНЕМ ТЫСЯЧЕЛЕТИИ СРЕДНЕВЕКОВЫЙ ОПТИМУМ Потепление средневекового оптимума (Лосев, 1985; Huges, Diaz, 1994) зафиксировано практически во всех рассмотренных здесь горных странах, хотя его хронологические рубежи несколько различаются в разных районах. Особенно много неопределешюсгей при датировании нижней границы отггимума, которая колеблется от 5-6 до 10вв. (табл. 3). Очевидно, это связано скорее не с неодновре-

мекносгью наступают оптимума, а с ограниченностью информации. В большинстве горщ.гх стран теплый период, видимо, закончился в 13 в. Масштабы потепления оцсшшагатся в 1-2"С в высокогорях Центрального Кавказа (Турмалина, 1988), 0,6-1,1°С (для 12-14 вв.) на Полярном Урале (Шиятов, 1986). В Хибинах температура моля была выше современной на 2°С, января - на Т'С (Вашэлова, 1988). На Сунтар-Хаяте повышение июльской температуры оценивается в 2°С (Некрасов и др., 1973). На равнинах Средней Азии в период оптимума температура не повышалась, а понижалась - на 0,5-2,5°С, а количество осадков росло (Абрамова, 1994). Возможно, это также относится к прилегающим Па-миро-Алайским горам. На Тянь-Шане летние температуры увеличивались, а увлажненность падала (Серебрянный и др., 1989; Аленшнская, Мельникова, 1989). Аналогичная закономерность установлена для зарубежных территорий - в умеренных областях Западной и Центральной Европы средняя летняя темлерятура увеличивалась (немногим больше, чем на 1°С), тогда как в субтропических и тропических районах (Ближний Восток, Средиземноморье, Центральная Америка) она несколько снижалась, а увлажненность, напротив, возрастала (Гриббин, Лэм, 1980).

Таблица 3. Хронологические рамки средневекового оптимума в горах Северной

Евразии

Район Время, века.

Хибины 9-15

Кавказ 67-13

Полярный Урат 9-13

Памиро-Алай 10-12

Тянь-Шань 8-12(14?)

Алтай 8(?)-12(?)

Забайкалье ?-10 (±100 лет)

Сунтар-Хаята 10-13(14?)

В большинстве горных стран совремешюс потепление еще не достигло уровня средневекового, и концы ледников пока находятся ниже, чем в разгар оптимума в 10 в. Лишь на Урале, согласно новой дендрохронологаческой реконструкции, считается, что современное потепление было максимальным за период с 914 г. (Briffa et al., 1995).

МАЛЫЙ ЛЕДНИКОВЫЙ ПЕРИОД

Климат. По нашим данным наиболее дайте льная и глубокая депрессия ширины годичных колец наблюдалась в большинстве районов в конце 18 - первой половине 19 в. Аналогичный вывод получен авторами дсндрохронологачсских исследований в Урало-Сибирской Субарктике, рассмотревших 61 обобщенную хронологию хвойных (Ваганов, Шиятов, Мазепа, 1996), Наиболее значительным и ясно выраженным это похолодание признано и авторами большой обобщающей работы но дснситометрии ели и листвешшцы на северной границе леса между 75°и 120° в.д. (Schweingruber, Brilla, 1996).

Второй период пониженного прироста - конец 17- начало 18 вв. В субарктических районах Средней Сибири это похолодание характеризуется как "чрезвычайно сильное, хотя и кратковременное" (Ваганов, Шиятов, Мазепа, 1996, с.88). Денситометрия показывает, что похолодание около 1700 г. проявилось почти повсеместно в зоне от 56° до 119° в.д. На широте 138° оно начало затухать и в диапазоне 145-152° в.д. уже не проявилось (Schweingruber, Briffa, 1996). На севере северо-востока Сибири реконструированы также похолодания 1630-1640-х и 1730-1740-х гг., а в западном секторе Средней Сибири - в начале 20 в. В 18 в. похолодейте отмечалось также в Хибинах (1730-1755 гг.) и на Камчатке (1725-1735 гг.), однако во всех других рассмотретшх нами районах было либо небольшим, как например на Алтае, либо, как на Кавказе, в Средней Азии и па Полярном Урале, вообще не выразилось; здесь в это время, напротив, было тепло.

Похолодание начала 20 в. хорошо известно во многих горных странах, в том числе я по инструментальным данным и по описашям первых путешественников, отметившим наступание многих ледников. Однако это похолодание далеко не везде прослеживается по денситометрии: оно заметно jrnim. в диапазоне 51°-66° и 102й-113° b.^(Schwemgruber, Briffa, 1996). Понижение температур в 1960-х-1980х гг. на денситограммах, напротив, зафиксировано почти повсеместно.

Сравнивая эти дагагые с экстремумами, которые считаются глобальными (похолодания 1590-1610-х, 1690-1710-х, 1800-1810-х, 1880-1900-х гг.; потепления 1650-х, 1730-х, 1820-х, 1930-х, 1940-х гг.) (Bradley, Joncs, 1992) можно видеть, что некоторые из них - например похолодания конца 17 и начала 19 в. проявились в рассмотренных каш кривых ширины годичных колец, другие просматриваются лишь в отдельных сериях. Вполне объяснимо, что чаще всего похожи кривые, построенные для соседних регионов. Так, очень ясное сходство обнаруживают денд-рошкалы Камчатки и Сунтар-Хаяты. К ним близок ход кривой Алтая. Похожи между собой три среднеазиатские шкалы, построенные по можжевельнику, хот я масштабы экстремумов у них разные. Кавказская кривая заметно отличается от всех остальных; на ней различаются лишь два экстремума в коттце 17 и в конце 18-начале 19 вв., общие с остальными шкалами.

Сравнение хронологий Полярного Урала и Алтая показывает, что наблюдается два периода синхронного хода (1689-1899 - г=0,45,1400-1529 - г=0,68) и два периода противофазного (1900-1964 - г= -0,53, 1530-1690 - г= -0,28). Эти изменения могут быть объяснены в терминах смены циркуляционных эпох, так как во время эпох меридиональной циркуляции Алтай и Полярный Урал оказываются в зоне сходной климатической тенденции, а в период зональной - в разных (Solomina, 1996). Сходный феномен был указан для Полярного Урала и верховьев Колымы: кривые годичных колец здесь имеют сходный ход в 1750-1900 гг. и теряют его в 20 в. (Earle et al., 1994).

Максимальное понижение летних температур, но дендрохронологическим данным, оценивается следующим образом: -1,0 - -1,2°С на Полярном Урале (Шия-тов, 1981), -1,5 - -2,0°С на Кавказе (максимум до 3,0°С) (Туршнина, 1971), -1,0 -•2,0°С на Тянь-Шане (5о!отта й а1.,1992), -2,0 - -2,5°С на Алтае (Адамснко, Скь баев, 1977), -2,0 --3,0°С на Суптар-Хаяге (Некрасов и др., 1973), -2,0°С в верховьях Колымы (Еаг1с сг а1., 1994). Следует однако заметить, что для рассмотренных нами горных территорий, за редкими исключениями, эта оценки могут рассматриваться лишь как сугубо ориентировочные.

Колебания ледников. Наиболее массовые данные о колебаниях ледников в малом ледниковом периоде получепы с помощью лихенометрии. Для этого потребовались многолетние полевые исследования автора, в том числе и методические. Одним из основных результатов было построение кривых скорости роста лишайников-индикаторов в альпийской и субальпийской зоне гор Средней Азии, Алтая и Камчатки (рис. 2).

80

Го ды,л.н.

Рис.2. Кривые роста лишайников секции К/тосагроп рода ЕЫгосагроп.

На рис. 2 показаны также кривые, построенные для Кавказа I I-Л.Голодковской (Серебрятгный и др., 1984), и для Полярного Урала Ю.Л.Мартином (1966, 1987). Скорости роста лишайников секции Rhizocarpon рода Rhizocarpon максимальны в районах влажного умеренного климата - на Кавказе и на Камчатке - и минимальны в аридных районах. Меняется не только скорость роста лишайников, но и время заселения поверхности: так, в континентальных аридных районах колонизация морен лишайниками секции Rhizocarpon рода Rhizocarpon начинается примерно через 100 лет после ее формирования, а в "морских" лишайники поселяются на моренах уже через 15-20 лет.

Наиболее надежные лихеномегрические датировки морен получены на Кавказе (Серебрянныйи др., 1984), где на моренах широко распространены лишайники-индикаторы, выборки максимальных диаметров лишайников наиболее однородны, кривые роста основаны па достаточном количестве точек. В Средней Азии на базе нескольких лишайников-индикаторов удалось получить много датировок, однако объективно условия для лихеиометрин в аридных районах менее благоприятны и точность датировок ниже. На Алтае, Полярном Урале и Камчатке лихеио-метрический метод очега, перспективен, однако исследования здесь только начинаются. Для Полярного Урала кривая роста фактически не построена, а известны лишь примерные скорости роста лишайников.

Па рис. 3 показаны гистограммы морен последнего тысячелетия, датированных лихенометрическим методом в разных горно-ледниковых районах Северной Евразии. Максимальное количество морен во всех без исключения горных странах относится к 19-20 вв. Это - яркое свидетельство отступания ледников и лучшей сохранности морен этого времени. Морены конца 19-20 вв.- рецессиошпле, относящиеся к 19 в. - зачастую представляют собой следы максимального настуна-ния ледников. Морен 16-18 вв. меньше, но они также обнаружены во всех районах. Следы иастуланвй первой фазы малого ледникового периода (13-15 вв.), пока

не найдены на Камчатке и Памиро-Алае, однако в остальных горных странах отложения этого возраста встречаются - чаще всего в виде полудагрсбенных фрагментов береговых морен. Их положение свидетельствует о том, что это наступа-ние ледников в большинстве районов было меньшим но масштабам, чем в 16-19 вв. Лишь на Кавказе морены 13 века сохранились в виде конечно-моренных валов и лежат существенно ниже более поздних.

О-

-шш ацЦ1|Н1ЦЦ||!Ц1-

_ Полярный У рал Ь -•■¿дЛ -

" V П- -1-

? 1:: 1: , I 1

-цт -н У 4КЙ ш т

1000 1200 1400 1600 1800 2000 1000 1200 1400 1600 1800 2000

Ез 504

о А

о

а л

V 2-

цитнииштшиишшшнш

Шмнро-Алап

0 1000

11М1Ш

1

2 50

I4

1

1200 1400 1600 1800 2000

111111111111111111ШП1111111П1

Гяль-Щинь

К 30.;.. V 20-10#

:ж\ШЫ\\\Ш\

01000

1600 1800 2000

пнпшпнпщнцтиипнш

- '=>■ Камчатка

1200 1400 1600 1800 2000 1000 Годы, л.н.

111111111111111НШ111Ш1Ш

1200

1400 1600 1800 2000 Годы, л.н.

Рис.3. Гистограммы морен, датированных по лихенометрии.

Максимум таступаний ледников в большинстве рассмотренных районов относится к 17-19 вв. Характерно, что два пика наступаний ледников во второй по-

757525

лов икс 17 в. и в первой половило 19 в. совпадают с отмеченными выше двумя главными депрессиями на кривых ширины годичных колец.

Надежность лихснометрического датирования в целом умет>тается по мере удревнения поверхностей, особешю в тех районах, где кривые роста лишайников экстраполированы в своей древней част. Однако, несмотря на эту возрастающую с возрастом погрешность, можно констатировать, что между первой и второй холодными фазами малого ледникового периода, видимо, отмечался довольно теплый интервал, для которого либо вовсе не зафиксировано морен, либо их количество невелико. Однако, это потепление было не столь значительным как средневековый оптимум, который на наших гистограммах также ясно читается и характеризуется почти полным отсутствием морен (10-12 вв.).

Баланс массы ледников и его составляющие. Попытки восстановить баланс массы ледыжов в малом ледниковом периоде предпринимались неоднократно. Для этого обычно использовались датеше дендрохронологии (Адаменко, 1963; Лове-лиус , 1979; Соломина, Поморцев, Бадаева, 1987). Однако такие оценки пока нельзя считать очень надежными из-за ire достаточно высокой корреляции параметров. Поэтому для более детальных реконструкций приходится довольствоваться короткими рядами инструментальных метеонаблюдений. Анализ этих данных был проведен нами совместно с В.Н.Михаленко (Mikhalenko, Solomina, 1996).

Аккумуляция. Ледники Кавказа (Джанкуат) имели повышенную норму аккумуляции в 1870-х гг., которая потом уменьшалась вплоть до 1970-х гг. Затем тренд сменился на положительный, что привело к увеличению баланса массы и стабилизации фронта многих ледников. На Полярном Урале максимум снегонакопления наблюдался в 1830-е гг. Тенденция к уменьшению аккумуляции прослеживается до 1940-х гг., затем аккумуляция начитает увеличиваться, и этот положи-тельныйтренд сохраняется , по крайней мере, до 1980-х гг. На Алтае аккумуляция сокращалась в 1850-1860-х гг., а с 1870-х начала неуклонно расти. Для трех

среднеазиатских ледников - Туюксу, Карабаткак и Абрамова отмечается уменьшение аккумуляции с конца 1930 до конца 1940-х гг. Небольшой гшк аккумуляции наблюдался здесь в 1970-е гг. В это время баланс массы был положительным, а отступание концов замедлилось. У ледников Камчатка начиная с конца прошлого века до 1940-х гг., аккумуляция была стабильной, затем после короткого периода понижения в 1960-х гг., наметилась тенденция ее увеличения.

Измеренная за последние 40 лет величина аккумуляции на этих ледниках уменьшается ио мере продвижения вглубь континента вплоть до Алтая. Наиболее высокие значении аккумуляции (до 3000 мм водного эквивалента) зафиксированы на побережье Тихого океана, на ледниках Камчатки.

Абляция. Синхронные изменения абляции в 19 в. реконструированы для Алтая и Полярного Урала. В 20 в. при сохранении общего сходства эта синхронность несколько нарушилась. Ход абляции в целом подобен у ледников Кавказа и Камчатки, несмотря па значительную удаленность этих районов друг от друга. Абляция среднеазиатских ледшгков менялась сходным образом: в 1930-1940-х гг. таяние на этих ледниках увеличивалось, затем до середины 1970-х - уменьшалось, а в последние 20 лет снова увеличивается.

Распределение абсолютных величин измеренной на ледниках абляции подобно распределению аккумуляции: они максимальны в "морских" районах и минимальны во внутрикоштшентальных.

Баланс массы. До 1880-х гг. ход кумулятивных кривых баланса ледников подобен: он относительно стабилен и близок к пулю (рис. 4). После 1880-х гт. па графике видны две группы кривых. Баланс массы отрицателен у обеих групп, но у ледников с большой энергией оледенения (л.Джанкуат, Абрамова, Козельский) градиенг падении баланса существенно больше. За последние 110 лет он составляет 540 мм водного эквивалента. Для ледников с малой энергией оледенения он существенно ниже - всего около 140 мм водного эквивалента для того же периода.

2000

и,

и 0

м

-2000

-4000

-6000

-8000

1800 1820 1840 1860 1880 1900 1920 1940 1960 1480 2000

Годы

Рис. 4. Куммулятивные кривые баланса массы ледников (реконструкции).

Изменения концом ледников за период реконструкции в целом отражают ход изменений баланса. Так, увеличение баланса массы, наблюдавшееся во многих горных странах в конце 19-начале 20 вв. сопровождалось наступанием ледников на Кавказе, в горах Средней Азии, па Алтае, на Камчатке. Этот, относительно благоприятный для ледников период сменился периодом низкой аккумуляции и усилившейся абляции: до 1960-х гг. ледники интенсивно сокращались. С середины 1960-х гг. наметилась тенденция, к положительному балансу массы, которая сохраняется и поныне. Многие ледники стабилизировались, некоторые (например, л.Джанкуат, Актру) наступили, образовав небольшую фронтальную морену. В то же время у ледников Средней Азии баланс массы был отрицательным, что привело к увеличению скорости отступания ледников. Измеренный баланс ледников за период 1957-1985 гг. он бьи отрицательным везде, кроме Камчатки.

1 ним ИТАК

2 -о- Козель ский

3 .......... Малый Астру

4 цщви Джаикузт -5---Сары-Тор

6 - Тукжсу

7 --- Карабаткак

8 -л- Сунтар-Хаята

д - Шумского

10 - Голубила

И - Абрамова

J_,_1_,_1

Отступание ледников после малого ледникового периода. В горах с обширным оледенением - на Кавказе, Памиро-Алае, Тянь-Шане, Корякском нагорье отступание ледников но длине (dU) составляет в среднем 600-800 м, высота концов (dH) увеличилась на 125-150 м (табл. 4). Большая величина сокращения ледников Тянь-Шаня по длине (около 1000 м) может бьггь связана с тем, что для этого района использовались самые поздние снимки; отступание концов ледников по высоте здесь примерно такое же, как в остальных перечислеш!ых районах. Несколько меньше сократились ледники Алтая и Камчатки (в среднем на 500-600 м по длине, и на 90-100 м по высот^ однако выборки для этих районов относительно небольшие, и, учитывая точность измерений, эти районы,возможно,относятся к той же группе, что Кавказ, Памиро-Алай и Тянь-Шань. Наименьшие абсолютные величины сокращения ледников отмечаются в горах Северо-Востока. Это может быть связано с несколькими причинами - с небольшими размерами самих ледников и более pamiefl аэросъемкой, использованной при дешифрировании ледников и морен в этих районах. Есть однако основания полагать, что за этим фактом стоят и некоторые общие закономерности. Так, при сравнении величин относительного (нормированного по длине ледников) сокращения ледников, получаем, что максимальное сокращение по длшге и по ш.геоге отмечается у ледников Корякского нагорья. Ледники Кавказа, Тянь-Шаня и Намиро-Алая по-прежнему составляют компактную группу - вторую по величине сокращения. Величины деградации ледников С.уптар-Хаяты и хр.Черского существенно меньше. Минимальные значения характеризуют ледники Кодара. Это могло бы показаться случайным, однако для относительно благоприятного существования ледников в этом районе имеются весьма основательные метеорологические причины, а именно увеличение зимних осадков и понижение летних температур в последнее столетие.

Как было показано выше, понятие "максимум малого ледникового периода" весьма неоднозначно, так как этот максимум отмечался неодновременно не только

Таблица 4. Основные статистические характеристики для выборок dL и dH.

Сред- Стан- Меди- Мода Стандарт- Экс- Асим- Диапа- Мини- Макси- Сумма Число Довери-

нее дартная ошибка ана нос отклонение цесс метрия зон мум мум измерений тельный интервал (95%)

Кавказ(к.1У-и.2и вв.] dl. oil $6 4ffi "Ш 471 9 3 2650 150 2Ш " 42700 70 Ш

dH 125 12 90 60 104 3 2 510 20 530 8750 70 25

Памиро-Алай dL 781 42 550 400 674 4 г 3570 30 3600 "204565" 262 82

dH 148 8 100 40 138 2 г 670 0 670 40330 273 16

Тянь-Шань dL 1049 29 950 500 583 2 1 4000 200 4200 425734 406 57

dH 149 7 120 80 124 17 3 1060 5 1065 51251 344 13

Алтай dl. 464 31 400 "W 404 5 2 2298 2 2300 81258 175 60

dH 92 14 80 50 59 1 1 240 10 250 1755 19 28

Кодар dl. 13Ó 30 100 100 143 2 2 500 0 500 3000 23 62

dH 19 4 20 20 21 9 3 100 0 100 440 23 9

Сунтар-Хаята dL 259 33 200 ISO 199 -1 0 700 0 700 9600 37 ' 66

dH 55 7 40 40 44 2 1 200 0 200 2040 37 1S

хр,Черского dL 278 26 250 300 185 4 1 1000 0 1000 14450 52 51

dH 74 7 60 100 50 2 1 240 0 240 3860 52 14

Корякское нагорье dL 686 68 600 0 537 0 0 2Ш0~ 0 2000 43200 63 135

dH 142 14 140 0 112 1 1 530 0 530 8960 63 28

Камчатка dl. 580 67 600 600 366 0 0 1440 -40 1400 1741Ö 30 137

dH 100 12 105 30 66 -1 0 250 0 250 3000 30 25

в разных горных странах, но и зачастую различен у ледников одной должны. Поэтому, сравнивая величины отступания ледников, мы рассматриваем малый ледниковый период как одну из голоценовых стадий в целом. Такое увеличение масштаба дает нам право пренебречь разновременностью максимума. Кроме того, на практике, мы в подавляющем большинстве случаев (за исключением Кавказа) имеем дело с настунадаями конца 17 шш первой трети 19 в., которые, к тому же, характеризуются примерно одинаковой амплитудой.

Таким образом, депрессия границы питания в малом ледниковом иериоде, рассчитанная как половина депрессии конца (Кренке, 1982) на ледниках с большой □нергией оледенения (северная периферия гор Средней Азии, Корякское нагорье) составляет около 60-75 м,т.е. столько же сколько в Альпах (Maisch, 1992) и в Скандинавии (Torsnes, Rye, Nesje, 1993). Сходные оценки были даны для гор умеренного пояса Северного полушария СПоргером (Porter, 1986). На Кавказе она несколько больше - до 80-100 м. По-видимому, чем ближе к низким широтам, тем сильнее деградация оледенения. Для сравнения укажем, что в тропической зоне Восточных и Западных Кордильер, 1рашца питания с середины 18 в. по 1975 г. повысилась соотаетствешю на 300 и на 250 м (Hastenrath, 1981). В Сибири депрессия границы питания существенно меньше: у ледников хр. Кодар, Сунтар-Хаята и Черского, по нашим данным, она оценивается всего в 10-40 м.

Известно, что причины повсеместного отступания ледников связаны главным образом с потеплением 20 в. На это указывал еще С.В.Калесник (1937), который писал, что "наблюдавшееся в последние 80-90 лет общее сокращение ледников и отдельные осцилляции на фоне этого сокращения обусловлены главным образом температурными колебаниями, при неизменном (т.е. с амплитудой не свыше 15%), в среднем, количестве атмосферных осадков" (с.161).

ВЫВОДЫ

1. В свете новых аналитических данных положения теории стадиальной деградации ледгалсов в голоцене требуют пересмотра; в большинстве горных районов они в какой-то степени приложимы лишь к тзднелед1П1ковыо, в то время как для голоцена характерны настунания ледников примерно одного масштаба.Уже в начале голоцена в большинстве горных стран Северной Евразии, как и во всем мире, ледники сократились до своих современных размеров или близких к ним. С этих позиций ледники неоднократно наступали в раннем и среднем голоцене, однако масштабы этих наступашш, вероятно, были относительно небольшими.

2. После климатического оптимума начался новый этап голоценовой истории оледенения - неогляциальный. Первые насту палия ледников отмечались около 4500 л.н. Кроме того, ледники во многих районах наступали в интервале 30002500 л.н. и повсеместно - в малом ледниковом периоде - 700-100 л.н. Во многих горных странах неогляциалыше наетупания ледников были максимальными за весь голоцен. Исключение из этого правила, возможно, составляют ледники с большой энергией оледенения - масштабы их колебаний обычно больше и более дифференцированы. Исследования морен малого ледникового периода подтверждают это предположение.

3. Во время малого ледникового периода ледники наступали во всех рассмотренных нами горных странах неоднократно. Этот факт свидетельствует о том, что, вероятно, и многие более ранние голоценовые настунапия ледников были синхронными, и эта синхронность не обнаруживается лишь из-за недостатка аналитических данных. Наетупания ледников, вероятно, были вызваны похолоданием: во время максимума малого ледникового периода летняя температура, по данным дендрохронологии, снижалась на 1-3°С.

4. Согласно данным лихспометрического датирования, максимальное число морен относится к 16-20 вв. Морены конца 19-20 вв. - рецессиошше. Судя по по-

ложеишо морен, размеры ледников в 13-15 вв. были больше современных, но меньше, чем в 16-19 вв. Исключение из этого правила составляет Кавказ, где морены 13 в. расположены существенно ниже более молодых. Между первой и второй фазами малого ледникового периода был относительно теплый интервал, для которого следов наступалшя ледников почти ис обнаружено.

5. Депрессия границы питания в 17-19 вв. составляла в среднем 60-75 м в Средней Азииина Корякском нагорье, 50-60 мна Алтае и Камчатке. На Кавказе она была несколько башне -до 80-100 м, а в Сибири - существенно меньше - 1040 м. Очевидно, депрессия границы питания связана с хонтинептальностью климата: чем выше контииеотальность, тем меньше депрессия. Этот же факт подтверждается при анализе распределения величины дигрессии в пределах одной горной страны: депрессия всегда больше иа внешней периферии гор (Средняя Азия, Кавказ, Алтай) и уменьшается по мере продвижения вглубь горной страны.

ОСНОВНЫЕ ПУБЛИК АЩИ

1. Биоиндикациошше исследования стадиальных морен Центрального Тянь-Шаня //Материалы гляциологических исследований. 1984. Вып. 51. С. 91-97.

2. Реконструкция раззятия растительности в высокоширотной Арктике// Известия АН СССР. Серия географическая. 1984. № 6. С. 75-84 (соавторы: Л. Р. Сере-брянный, A.A. Тишков, Е.С. Малясова, Э.О.Ильвес).

3. Лихепометрия морен Тянь-Шаня // Материалы гляциологических исследований. 1985. Вып. 53. С. 186-191.

4. Reconstruction of the Development of vegetation in Arctic High Latitudes // Polar geography and geology. 1985. V. 9. P. 308-321 (соавторы: L. R. Serebryanny, A.A. Tish-kov, E.S.Malyasova, E.O.Ilves).

5. I Трименение ботанического анализа составаторфа при палеогляциологических реконструкциях // Материалы гляциологических исследований. 1985. Вып. 53. С 155-160.

6. Дендроиндикацпя климатических условий существоватм ледников в долине Чон-Кызыл-су за последние 600 лет II Материалы гляциологических исследований. 1986-Вып. 56. С. 106-112.

7. Советские гляциологические исследования в 1987 г. //Материалы гляциологических исследований.1988. Выи. 64. с. 202-220 (соавтор В.М.Котляков).

8. Лихенометрия долины Актру II Ледники и климат Сибири. Томск, 1987. С. 100102.

9. Плотность г одичных колец древесины как показатель климатических условий высокогорий Центрального Кавказа //Временные и пространственные изменения климата и годичные кольца деревьев, ч. 2. Каунас, 1987. с. 91-103 (соавтор ВЛ1.Бальчунас).

10. Дендрохронология высокогорий Центрального Кавказа // Дендропгкалм Советского Союза ч.4. Каунас, 1987. С. 52-63 (соавторы: БВ.П.альчупас, В.И.Брук-штус).

11. Реконструкция условий существования ледников северного склона хр. 'Гер-скей Ала-тау па основе дендрохронологического анализа // Известия ВГО. 1987. Т. 119. С. 235-242 (соавторы: О.А.Поморцев, В.Л.Баласва).

12. Методы изучения динамики горного оледенения в голоцене на основе биоиндикации // Автореферат дисс. на соискание уч.степени канд.геогр.наук. М., 1987. 24 с.

13. Лихенометрия морен горного узла Биш-Иирду I! Материалы гляциологических исследований. 1988. Вып. 61. С. 118-123.

14. Перспективы развития оледенения Тянь-Шаня//Доклады АН СССР. 1988. Т. 103. С. 925-928 (соавторы: Л. Р.Ссребрянный, А.В.Орлов) .

15. Дендрохронологические исследования на северном склоне хребта Терсксй-Ала-тау // Итоги и перспективы физико-географических исследовашй в Киргизии. 1988. Фрунзе, Илим. С. 54-56 (соавтор: А.Ф.Глазовский).

16. Динамика ледников северного склона хребта Терскей-Ала-тау по лвхеномст-рическим данным// Материалы гляциологических исследовашй. 1988. Вып. 62. С. 113-119 (соавтор: А.Ф.Глазовский).

17. Прогноз развития оледенения Тянь-Шаня // Итоги и перспективы физико-гео-1рафических исследований в Киргизии. 1988. Фрунзе, Илим. С. 11-12 (соавторы: J1. Р.Ссрсбрянный, А.В.Орлов).

18. Лихепометрия морен горюго узла Биш-Иирду II Материалы гляциологических исследований. 1988. Вып. 61. С. 118-123.

19. Конференция в Томске по проблемам гляциоклиматологии // Материалы гляциологических исследований. 1988. Вып. 62. С. 157-158.

20. Советские гляциологические исследования в 1988 г. // Материалы гляциологических исследований. 1989. Выл. 66. С. 211-222 (соавтор В.М.Котляков).

21. Glacial changes in Tien Shan Mts revealed by bioindication: time series analysis and interpretation// ÏAHS Publ..l989. P. 81-87 (соавтор L. R.Serebryanny).

22. Некоторые закономерности колебаний ледников Тянь-Шаня, установленные лихенометрическим методом // Тезисы докладов научно-практической конференции Снежно-ледовые ресурсы и щдроклиматический режим внутриконтипенталь-ных горных районов. Алма-Ата, 1989. С. 52-54.

23. Морены - источник гляциологической информации. М, Наука. 1989. 240 с. (соавторы: Л. Р.Серебрянныи, А.В.Орлов и др.)

24. Изучение колебаний ледников Тянь-Шаня как направление гляциологического прогнозирования // Материалы гляциологических исследований. 1989. Вып. 67. С. 87-91(соавторы: J1. Р.Серебряшшй, А.В.Орлов).

25. Прирост годичных колец ели Шренкаи колебания леднике, в па северном склоне хр.Терскей Ала-тау II Материалы гляциологических исследований. 1989. Вып. 65. С. 103-110 (соавтор: А.Ф.Глазовский).

26. Сводка лнапий по дендрохронологии//Известия АН СССР. № 1. 1990. С. 143144.

27. Колебания ледников Внутреннего Тянь-Шаня по лихенометрическим данным // Материалы гляциологических исследований. 1990. Вып. 68. С. 142-149.

28. Shnitnikov's theory of glacial stadia! degradation and new data on glaciers fluctuations inllolocene //Proceedings of the Conference Glaciers-Ocean-Atmosphere interactions. Leningrad, 1990. P. 76-77.

29. Реконструкция условий увлажнения Восточного Приисыккулья за последние 390 лет по дащрохрополотческтдаттмИ Материалы гляциологических исследований. 1991. Вып.71. С. 80-86 (соавтор: II. Г.Мельникова).

30. Climate change and glacier fluctuations of the last millennium in the south mountains of USSR // Mountain Research and Development. 1991. V.ll. P.l-12. (соавторы: V. M.Kotlyakov , L.R.Serebryanny).

31. Research on glaciers and climate fluctuations in Turgen-Aksu Valley, Terskcy Ala-Too Range // Journal of Glaciology and Geocryology. Beijing, 1991. V. 13. P. 201-212. (соавтор: N.G.Melnikova).

32. Депдроиндикацня как один из методов мониторинга нивалъш-гляциальных явлений и процессов // Материалы гляциологических исследований. 1992. Вьш. 73. С. 169-176. (соавтор: Г.И.Олыпанский).

33. Изменения увлажненности Прииссыккулья за последние 300 лет но дендро-хронологическим дшшым // Водные ресурсы. 1992. № 4. С. 79-84 (соавторы: О.А.Поморцев, М.Н.Хейфсц).

34. Лихекометричсское датирование природных и антропогенных форм рельефа на Алтае // Геоморфология. 1992. № 3. С. 82-89. (соавторы: А.Н.Чайко, И. А.Чай-ко).

35. Стадиальная деградация горных ледников в голоцене // Известия АН СССР. Серия географическая. 1992. № 5. С. 13-24.

36. Климат Средней Азия в горах и на равшшах - палеоаналоги будущих изменений // Тезисы докладов 1 Международной конференции Экологические проблемы горных территорий. 20-24 окт. 1992. С. 108-109.

37. Колебания горных ледников в послеледниковое время // Природа. 1992. № 5. С. 55-56.

38. Климат Средней Азии в горах и на равнинах - палеоаналоги будущих изменений II Природа. 1993. № 2. С. 45-55.

39. Динамика ледника Турпакбель Нижний в голоцене и история оледенения Тянь-Шаня /У Материалы гляциологических исследований. 1993. Выи. 76. С. 47-53. (соавтор: О.С.Савоскул).

40. Палеоэкология Северной Атлантики в голоцене // Известия Академии наук. Серия географическая. 1993. № 2. С. 39-52. (Соавторы: JI. Р.Серебряшшй, А.А.Тигпков, ЕС.Малясова, Е.О.Ильвес).

41. Holocene Rapid Mass Movement in Former USSR: Avalanches, Mudüows// Proceedings of Workshop "Rapid mass movement and climatic variations during the Holocene". Mainz, 1993.

42. Палеогляциологические работы на Камчатке летом 1992 года // Материалы гляциологических исследований. 1993. Выл. 1976. С. 45.

43. Реконструкция метеорологических показателей северного склона Киргизского хребта по депдрохронологическим данным // Материалы гляциологических исследований. 1993. Вып. 77. С. 105-111. (соавтор В.Б.Айзин).

44. Climate, glaciers and lake level variations in Issik-Kul basin (Tien Shan) during the Little Ice Age // Proceeding of the meeting of INQUA Commission on Global Continental Palaeohydrology. GLOCOPH' 94.1994. P. 26.

45. Little Ice Age Glaciers in Kamchatka International // Proceedings of Symposium on the role of the eryosphere in global change. 1994. P. 110. (соавторы: Ya.D.Muravyev, L.I.Bazanova).

46. Glacier variations, mudflow activity and landscape development in the Aksay Valley (Tien Shan) during the late Holocene // Holocene. 1994. V. 4. P. 25-31. (соавторы: O.S.Savoskul, A.E.Cherkinsky).

47. Ледники и климат Срецпеп Азия за последние 2000 лет // Материалы гляциологических исследований. 1995. Вып. 79. С. 69-75.

48. Little Ice Age Glacicrs in Kamchatka // Annals of Glaciology. 1995. V. 21. P. 240244. (соавторы: Ya.D.Muravyev, L.I.Bazanova).

49. Long-term fluctuations of Grigorieva ice cap (Tien-Shan) revealed by lichenometry, structural, stratigrafic and geochemical characteristics // Proceedings of European Geophysical Society. XX General Assembly "Glacier fluctuations, pole to pole". 1995 (соавторы: V.N.Mikhalenko, S.M.Arkhipov).

50. Fluctuations of Tuyuksu glaciers (Northern Tien-Shan) revealed by lichenometry and dendrochronology // Proceedings of European Geophysical Society. XX General Assembly "Glacierfluctuations, pole to pole". 1995.

51. Holocene glacier fluctuations in Koksu valley (Alaiskii Range, Pamiro-Alay), revealed by lichenometry, dendrochronology and radiocarbon dating II Proceedings of XIV INQUA Congress. Berlin, 1995.

52. Ледники и климат гор бывшего СССР в леогляциале II Известия Российской академии наук. Серия географическая. 1995. № 5. С. 38-49. (соавтор Л. Р.Сереб-рянный).

53. Оледенение Камчатки в малом ледниковом периоде // Материалы гляциологических исследований. 1996. Вып.80. С. 54-60. (соавторы: Я.Д.Муравьев, Л.И.База-нова).

54. Glaciers and climate of the mountains of the former USSR during the Ncoglacial // Mountain Research and Development. 1996. V. 16. P. 157-166. (соавтор L. R.Scrcbryanny).

55. Late-Holocene glacier variations in the frontal and inner ranges of the Tian Shan, Central Asia // Holoccne. 1996. V.6. № 1. P. 25-35. (соавтор O.S.Savoskul).

56. Long-term variations of mountain glaciers in the former USSR (FSU). Part 1. Mass balance reconstructions //Zeitschrift fur Gletchcrkunde und Glazialgeologie. 1996. V. 32. P. 159-166. (соавтор V.N.Mikhalcnko).

57. Long-term variations of.Mountain Glaciers in the former USSR (FSU) Part 2. Dendrochronology and Lichenometry II Zeitschrift fur Gletcherkundc und Glazialgeologie. 1996. V. 32. P. 197-205.

58. Fluctuations of local glaciers in the Southern Ranges of the Former USSR // Quaternary International. 1997. V. 38/39. P. 103-108. (соавторы: L.G.Bondarev, R.G.Gobedzhishvili).

59. Equilibrium line altitude (ELA) shift of mountain glaciers in the former Soviet Union during the little ice age (LIA) // Материалы гляциологических исследований. 1997. Вын.81. С. 80-87.