Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Изменения растительности и климата умеренных широт Южного полушария за последние 130000 лет

ВАК РФ 25.00.25, Геоморфология и эволюционная география

Автореферат диссертации по теме "Изменения растительности и климата умеренных широт Южного полушария за последние 130000 лет"

На правах рукописи

00305Т444 — «и/

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, 2007

003057444

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 "Ющтх 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 межледниково-ледникового макроцикла позволяют выявить специфические репиональные 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 вчетропическим 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 межледниково-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 500-1000 лет раньше, чем в Северном полушарии

Научная новизна.

На основе сравнительного анализа палинологических и других палеогеографических данных впервые проведена реконструкция ландшафтно-климатических 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 межледниково-ледниковом 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 0,7-1°С, а в оптимум последнего межледниковья - как палеоаналог потепления на 1,7-2°С 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 межледниково-ледниковый цикл и голоцен необходимо для установления степени синхронности, амплитуды и основных трендов естественных изменений климата и их сочетания с происходящим и ожидаемым в XXI 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, X 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 (724 наименования) и содержит 295 страниц текста, 110 рисунков и 8 таблиц

Благодарности.

Автор выражает искреннюю благодарность научному консультанту данного исследования, дгн профессору А А Величко за постоянную поддержку и ценные рекомендации Автор благодарит своих коллег и соавторов многих публикаций кгн ЭМЗеликсон, кг-мн ЕЕ Гуртовую, кгн И И Спасскую, дгн ТД Морозову, кгн ЕЮНовенко, кгн К В Кременецкого, кгн В П Нечаева и других сотрудников Лаборатории эволюционной географии ИГРАН, а также сотрудников Географического факультета МГУ кгн 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 учитетям и наставникам - к б н МП 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

БИОСТРАТИГРАФИЯ

РАСТИТЕЛЬНОСТЬ

РАСТЕНИЯ

ПРОДУЦИРОВАНИЕ ПЫЛЬЦЫ И СПОР

РАССЕИВАНИЕ ПЫЛЬЦЫ

ТРАНСПОРТИРОВКА

ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ РАСТИТЕЛЬНОСТИ

ЛАНДШАФТНО-КЛИМАТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ

ИНТЕРПРЕТАЦИЯ (РЕКОНСТРУКЦИЯ)

ОПРЕДЕЛЕНИЕ И ПОДСЧЕТ

ЗАХОРОНЕНИЕ ИЗБИРАТЕЛЬНОЕ РАЗРУШЕНИЕ

ВЫДЕЛЕНИЕ ПЫЛЬЦЫ ИЗ ОСАДКА

ПЕРЕОТЛОЖЕНИЕ ■

ИСКОПАЕМЫЙ ПЫЛЬЦЕВОЙ КОМПЛЕКС

ОБЪЕКТИВНЫЕ (ПРИРОДНЫЕ) ФАКТОРЫ

СУБЪЕКТИВНЫЕ (АНАЛИТИЧЕСКИЕ) ФАКТОРЫ

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 раститечьности 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, Вопбоуэ, 2005)

Изучение микрофоссилий растительного происхождения (фрагменты растительных тканей, отдельные специализированные клетки и тп), которые встречаются в препаратах совместно с пыльцой и спорами высших растений, дает дополнительную информацию о фациальной обстановке и о ландшафтно-климатических 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, Б>креева и др , 1984, Пузаченко и др , 2006) В зарубежной литературе наибольшее распространение получили методы реконструкций климата, основанные на использовании функций трансформации {transfer functions) (Bartlem, Webb, 1985, Huntley, Prentice, 1988), "поверхностей соответствия" (response surfaces) (Bartlem 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 ареалогралшы, 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 (клгшатограммы), 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 (ЭкЗогсИик, Вогаоуа, 2000, Сидорчук и др, 2000, Вошоуа ег а1,2006)

Принцип использования видов растений как индикаторов климата получил дальнейшее развитие и в трудах зарубежных исследователей (Zagwyn, 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 (Kühl et al, 2002, Kühl, 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 И Просс 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 Araucanaceae, Podocarpaceae, Lauraceae, Myrtaceae, Cunomaceae 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 изотопно-кислородной шкалы SPECMAP (Imbne et al, 1984, Martinson et al, 1987) Последующие теплые подстадии морской изотопной стадии (МИС) 5 (5с и 5а) отделялись от межледниковья и друг от друга значительными похолоданиями и уступали МИС 5е по теплообеспеченности, что позволяет отнести подстадии 5d-5а 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 тенигляииал), 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 1°С)

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 21° 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 Эги климатические колебания второго порядка происходи™ на фоне похолодания от оптимума межледниковья до первого термического минимума последующей ледниковой эпохи (ранний пленигляциал, МИС 4), которое в целом составило ~4°С (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 данньм (Heusser, 1983, HeusserL et al, 1999), в раннем пленигляциале (оледенение раннее пъянкиуэ) в Озерном крае Чили и на о-ве 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 пъянкиуэ 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 (Inondo, 1999) Климат в пампе был близок к современному климату северо-восточной Патагонии, то есть значительно холоднее и суше современного На Ла-Ппатской 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 континенталыюсти 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 (Inondo, 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

Шкала SPECMAP

6 180 (%oPDB) -1 0 1

Озерный край Чили и о Чилоэ

Тасмания

Оз Селина % AP/NAP

Отклонения Т января от современной 100 -6 -4 -2 0°С

Условные обозначения

1 - морская изотопно-кислородная шкала SPECMAP (Imbrie et al, 1984),

2 - палинологические данные по разрезу оз Таикуэмо (HeusserL et al, 1999) и реконструкция ТЯ1,В по этим данным (Denton et al, 1999),

3 - главные стадии очедснения в Озерном крае Чили (Andersen et al, 1995, Lowell et al ,1995, Denton et al, 1999),

4 - соотношение пыльцы деревьев (АР) и трав (NAP) в разрезе оз Селина (Colhoun, 2000) и реконструкция Тянв по сдвигу высотных поясов растительности (по палинологическим данным) (Colhoun et al, 1999),

5 - изотопный состав кислорода в панцирях фораминифер по колонке S036-7SL вблизи западного побережья Тасмании (van de Geer et al, 1994),

6 - главные стадии оледенения на Тасмании (Colhoun, Fitzsimmons, 1990, Hopf et al, 2000, Barrows et al, 2002),

Новая Зеландия ст Восток, фазылессо.-1 Антарктида

®

7 - папиноюгические данные по колонке DSDP 594, в 250 км к востоку от Южного о-ва Новой Зеландии (Heusser L , van de Geer, 1994),

8 - реконструкции Тянв и Тиюля по составу комплексов фораминифер по колонке Р69, в 115 км к востоку от Северного о-ва (Nelson et al, 2000),

9 - основные фазы лессонакоплсния в Новой Зеландии (Palmer, Pillans, 1996, Shulmeister et al, 2004),

10 - стадии отеденения в Южных Альпах (Shulmeister et al, 2004), снижение снеговой линии для позднич стадий - по Denton et al, 1999,

11 - изменения содержания пыли и дейтерия в ледяном керне со ст Восток в

Антарктиде и реконструкция отклонений изотопной температуры Еоздуха на

границе слоя инверсии от современной Т (Когляков, Лориус, 2000)

Примечание На шкале времени в верхней части показан 14С возраст

похолодание На его фоне выделялись краткие еще более холодные фазы, когда южнобуковые леса сменялись редколесьями с большим участием злаков в наземном покрове, а средняя Т„,,„ 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 ты с л н На севере региона еще один этап возрастания влажности начался 28-24 тыс 14С 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 (Inondo, 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 14С 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 пъянкиуэ, 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 et 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 |4С л н, когда средняя 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 Тгад 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 |4С 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, HeusserL et al, 1999, Iriondo, 1999, Sayago et al, 2001, Zarate, 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, 12 - 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 et 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) Палеогляциолошческие исследования позволили выделить несколько стадий наступания Магелланова ледника, из которых наиболее значительные развивались 28-25 и 15,7-14,8 тыс 14С л н (Benn, Clapperton, 2000) Последняя небольшая подвижка произошла 12-10 тыс 14С 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°С, 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 лъянкиуэ 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 северо-восток, на территорию пампы (Inondo, 1999) Комплексные исследования лессов и лессовидных отложений в пампе (Sayago et al, 2001, Zarate, 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 Адд, покрытых обширными ледниками, и равнин Патагонии юго-западные 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 (Inondo, 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 (Pneto, 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 10 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 14С л н, продолжалось -2000 лег 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 4С 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 похотодание 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 14С 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 часта Пагагонских 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, Blanchi, 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 гопоцена 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 9,0-8,5 тыс 14С л н Тяш превысила современную на ~4°С, при годовом количестве осадков, близком к современному Похолодание 8,5-7,5 тыс 14С л н сопровождалось наибольшим сокращением количества осадков за весь готоцен 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 Тик,™ 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, Stme, 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)

Ч-t-

Г) Первичное Стадия

похолодание хэльмо/маскарди

9 Тыс "Спи

Рис 4 Проявление финального похолодания позднеледниковья

(ФПП) в умеренных широтах Южной Америки А) Изменения теплообеспеченности по Б) Границы ФПП во времени

■ похолодание по палинологи-

сравнению с предшествующим этапом

10-

1 - современное оледенение, ческим данным,

2 - границы максимальной стадии послед- ц - изменения увлажнения

него оледенения (Benn, Clapperton, 2000), по палинологическим данным,

3 - значительное похолодание, 12 - фазы наступания ледников

4 - слабое похолодание,

5 - похолодание не установлено

10 Тыс календ л м 9 Тыс 14С л н

В) Распределение проявлений ФПП во времени 13 - похолодание и 14 - изменения увлажнения

(по палинологическим данным), 15 - фазы наступания ледников (по палеогеомор-

фологическим данным) Г) Хронологические рамки холодной стадии

хэльмо/маскарди (На^аэ е( а1, 2003) Д) Изменения изотопного состава кислорода по данным изучения ледяного керна из скважины (315Р-2, Гренландия (Сгойеэ е! а|, 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 4-3,3 тыс 1 С л н при значительном увеличении количества осадков (Heusser, 1983) Более слабые похолодания имели место 2-1 тыс |4С л н и в последние 350 лет Им примерно соответствуют по времени фазы наступают 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 (элъ-нинъо) в этот период (McGlone et al, 1992, Rodbell et al, 1999, Markgraf, Diaz, 2000)

Данные исследований лессово-почвенной серии (Inondo, 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 14С 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 14С л н) Состав фауны млекопитающих из формации татан 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 происходите 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 (Tonnt et al, 1999) После 1,5-1 тыс 14С л н в пампе прослеживается продвижение на юг субтропических видов животных, нуждавшихся в более влажном климате, чем современный В эоловых отложениях с 14С датировкой -440 л н обнаружена фауна млекопитающих, характерная для семиаридных/аридных условий Этот эпизод условно сопоставляется с малым ледниковым веком в Северном полушарии (Топш et al, 1999) По палеофаунистическим данным, до недавнего прошлого климатические условия в пампе существенно отшиались 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 |4С л и 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 14С л н и сопровождался кратковременными резкими климатическими колебаниями После 5 тыс 14С 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 !4С 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 14С л н, что свидетельствует о прохладных и сравнительно влажных климатических условиях в раннем голоцене (Mancmi, 1998) Возрастание роли кустарниковых степей с 8 до 6 тыс 14С л н указывает на повышение Т, происходившее при осадках -200 мм/год В среднем голоцене (—5 тыс 14С 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 14С 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 14Сл 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 Casuannaceae 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 посте 7 тыс |4С 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 (Smgh, Geissler, 1985)

Изменения в составе спорово-пыльцевьгх 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 Pomaderns 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 14С 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) Спорово-пыльцевые 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 (Imbne 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 Casuanna и злаков возрастают В настоящее время казуарина широко распространена в юго-восточной 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 Е27-30 (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 Globigermella 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 юго-восточной Австралии превалировала реакция растительности на изменения втажности (Harle et al, 1999) Глубокие изменения в составе спектров при переходе от межледниковья (МИС 5е) к ледниковой эпохе (рост содержаний пыльцы Casuarina, Роасеае и Asteiaceae и максимум пыльцы субальпийского хвойного кустарника Microstrobos mphophilus) 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 Casuannaceae в разрезе оз Селина коррелируется с потеплением в МИС 5с Раститетьность этого интерстадиала была близка к современным влажным горным лесам МИС 5Ь, как и МИС 5d, соответствуют пики пыльцы субальпийских кустарников Microstrobos и Nothofagus gunnu (Colhoun et al, 1999) Во время интерстадиала МИС 5а содержания пыльцы Phyllocladus и Nothofagus достигали уровня, свойственного МИС 5с Высокие содержания пыльцы Lagarostrobos, N gunmi 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 5Ь) 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 0,65°С на 100 м (Nunez, Colhoun, 1986) Оценки сдвигов поясов раститедьности 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 2°С ниже, чем в оптимум последнего межледниковья (5е) (рис 2 4) В разделяющие их холодные стадии (5d и 5Ь) Тякв была ниже межледниковой (и современной) более чем на 3°С, но оставалась более высокой, чем в типично ледниковых условиях МИС 4 и 2 (Colhoun et al, 1999) Результаты палинологических исследований морской колонки S036-7SL, 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 (Smgh, Geissler, 1985) При

испаряемости, близкой к современной, для этого требовалось существенное возрастание атмосферных осадков в юго-восточной Австралии Данные по соседним регионам Австралии (результаты ТЛ 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) ТЛ 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 5-6°С, 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 Роасеае 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 ТЯ1Ш 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) 14С датировка по пню Nothofagus cf cunninghamii (-35 тыс л н) показывает, что в интерстадиале дождевые леса здесь росли до высоты 1780 м, что соответствует ТЯ1Ш 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 4-5°С 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) TJI 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 Юго-Восточные 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 ТЯ|Ш 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 ~6°С (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, 25-20 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 14С 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 14С л н) связано также формирование поперечных эоловых дюн Об аридном климате в МИС 2

косвенно свидетельствует почти троекратное (по сравнению с голоценовым уровнем) увеличение содержания пычеватых 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 10Ве 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 юго-западе 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 |4С (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 !4С л н)до 21,9-21,0 тыс календ л н (18,5-17,7 тыс |4С 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 австралийском регионе, определенный по изотопам |0Ве и 36С1, меньше 20-17 тыс календ л н (16,7-14,2 тыс 14Сл 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 12 тыс 14С л н рост Тянв составил 5-6°С (Colhoun, 2000) Это потепление, по-видимому, протекало неуклонно В наиболее высоких горных массивах Тасмании каровые ледники, возможно, сохранячись до 12-10 тыс 14С 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 14С 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 14С 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 (эпь-нинъо) в этот период

Увеличение осадков в раннем и среднем голоцене, установленное для юго-восточной Австралии, включая район оз Джордж (Smgh, Geissler, 1985), совпадает по времени со смягчением аридности климата на юго-востоке Южной Австралии за счет возрастания летних осадков до уровня, превосходившего современный (Smgh, 1981) Дляоз 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 - таш) -3-4 тыс л н (Magee, Miller, 1998)

Глава 4. Изменения климата и ландшафтов в Новой Зеландии за последний межледниково-ледннковый макроцикл и голоцен. 41. 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 катину) 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 (HeusserL, 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 sapidá) 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 (Моаг, 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 Dicksoma) 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, Ascarma 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 (Магта, 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 T„k,m - на 2,3-3,2°С выше Фаунистический район-аналог для заключительной части под стадии 5е включает в себя район разреза, что свидетельствует о похолодании, достигшем в конце межледниковья современного термического уровня Реконструкции Т по палеоэнтомологичес-ким данным для межледниковья раннее кашту (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 (Моаг, 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 menziesu на месте полидоминантных вечнозеленых лесов, характерных для последнего межледниковья (Моаг, Suggate, 1996) Климат стал прохладным и влажным, близким к современному климату субальпийского пояса гор Возрастание роли Dacrydium cupressinitm в фазу 5с 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 5с 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 (Моаг, 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 (Опо 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 б (Wilhams, 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 menziesu 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 pama, начавшемся на юге Северного о-ва -40 тыс л н и достигшем максимума ~30 тыс л н (Palmer, PiHans, 1996) 45-40 тыс л н на востоке Южного о-ва также формировались покровы лессов В горах Фьордленда холодным фазам внутри МИС 3

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 14С л н ) (Shulmeister et al, 2004) Депрессия снеговой границы относительно ее современного положения составляла 800830 м, что соответствует среднегодовой Т воздуха на 5°С 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 ,4С 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 ',4С л н (рис 2 10), то есть за 4-5 тыс лет до глобального максимума аккумуляции материковых льдов, соответствующего пику МИС 2 шкапы SPECMAP (Hellstrom et al, 1998, Shulmeister et al, 2001 и др )

Как показывают палеоботанические данные (McGlone, 1988, McGlone et al, 1993, HeusserL, 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 menziesn 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 3,5-4°С, 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 |4С 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 (10-8 тыс 14С л н ), когда Тгод воздуха превосходила современную на 1-2°С (McGlone, 1995 и др) Похолодание, начавшееся ~7,5 тыс 14С л н, достигло максимума -2,5 тыс 14С л н Количество осадков на востоке обоих островов Новой Зеландии в это время возросло, что подтверждается распространением лесов из Nothofagus menziesn 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 1,5 тыс 14С 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

межледннково-ледпиковый макроцикл и голоцен. 5.1 Позднешгейстоценовое меэкледниковъе. Сравнение ландшафтно-климатических особенностей последнего межледниковья в умеренных широтах

обоих полушарий требует предварительного рассмотрения наиболее важных результатов палеогеографических исследований, полученных для этой эпохи в Северном полушарии

511 Последнее межледниковье известно как эемское на территории Западной Европы, микучипское 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 подегадией 5е и климатическим оптимумом земского 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 микрофаунистическич 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, Gnchuk, 1992) В это время в среднеширотной полосе Европы господствовали широкотиственные 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 ТЯ1„ и Тиюта в оптимум земского межледниковья для севера Западной Европы были проведены также В Загвийном (Zagwijn, 1996), применившим близкую методику, основанную на палинолог ических данных

Как показывают наши расчеты, в оптимум последнего межледниковья средняя Т воздуха для Северною полушария превышала современную на 1 7-1,8°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 Ткк)п>! (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 Т,«,™ 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 T„„B запаздывал относительно максимума Т,«™ Период с положительными отклонениями Тик,,,, от современных значений был более продолжительным, чем аналогичный период для Тяш

512 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, HeusserL, 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 палеоэнтомолошческим 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 AT 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 потушарии температурный градиент полюс/экватор в оптимум межледниковья бьп меньше современного, хотя это сокращение, вероятно, было не столь значительным, как в Северном полушарии

Уменьшение меридионального температурного градиента в межледниковье приводило к ослабеваншо 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 лапдшафтно-климатических изменений в умеренных широтах Северного и Южного полушарий в последнюю ледниковую эпоху.

521 Раннее ледниковъе 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 земского 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 бреруп 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 земского 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 определенном)' стратиграфическому положению, эти теплые интервалы сопоставляются с

интерстадиалами бреруп и оддераде (с подстадиями 5с и 5а по шкале SPECMAP), когда на северо-западе Европы были развиты таежные леса (Gruger, 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 (Bonsova, 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, Satkunas et al, 2003 и др )

Реконструкции по палинологическим данным (Палеогеографическая основа , 1994) показывают, что во время первою похолодания раннего еалдая (кургочовского - 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 еалдая средняя Tsim 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 бреруп 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 потецления было характерно присутствие сибирских древесных пород кедра, пихты4" и лиственницы (Гричук, Гричук, 1959, Малаховский, Спиридонова, 1981 и др) Как показывает анализ данных по различным регионам Европы, второе интерстадиальное потепление раннеледниковья (оддераде—круглицкое=ЬАИС 5а) по своим масштабам, как правило, не превосходило интерстадиала бреруп или уступало ему

Согласно палинологическим данным (HeusserL, 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 (HeusserL, van de Geer, 1994, Passlow et al, 1997) Последующие теплые подстадии МИС 5 (5а и 5с), разделенные похолоданием (5Ь), имели интерстадиальный облик даже в самом океаническом из всех рассмотренных, новозеландском регионе, где условия поздних потеплений МИС 5 были наиболее близки к межледниковым (Моаг, Suggate, 1996, Okuda et al, 2002) На этом основании можно заключить, что, как и в Северном полушарии, подстадии 5d-5a 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 ТЯ11В была ниже современной на 6-8°С (Denton et al, 1999), а на Тасмании - не менее, чем на 5-6°С (Colhoun, 2000) В Новой Зеландии глубокое похолодание в МИС 4 вызвало деградацию лесов и широкое распространение травянисто-кустарниковых сообществ (Моаг, Suggate, 1996, McGlone, 1988, HeusserL, van de Geer, 1994) Размеры оледенения в раннем пленигляциале и в Патагонских Андах (Denton et al, 1999), и в Австралазии (Опо 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 ландшафтно-климатической 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 3 отчетливо прослеживается по палинологическим данным по Патагонским Андам (HeusserL 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 14С 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 14С 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 травянисто-кустарничковые 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 континент альность климата сохранялись в большинстве регионов северной Евразии вплоть до начала позднеледникового потепления (-13 тыс 14Сл н)

Как палеоботанические материалы (HeusserL, van de Geer, 1994, Harle, 1997, HeusserL 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 |4С датировок установлено, что соседние лопасти ТТдтагонского 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 6-8°С в австралийском регионе и в Патагонии (Colhoun, 1985, Denton et al, 1999) и ~5°C 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 (Shulmeistei 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, HeusserL 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, Zárate, 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 иленигляциале, в целом были сходны с описанными для перигляциальной гаперзоны 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

52 3 Позднеледниковое потепление в умеренных широтах Южного полушария началось -14,5 тыс ,4С л н, до восстановления систехмы 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 |4С л н составило 5-6°С (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, Isarm, 1997 и др) В этих регионах с 13 до 11 тыс ,4С л н (интерстадиалы беллинг и аллеред, разделенные кратковременным похолоданием среднего дриаса) развивалось потепление, вызвавшее широкое распространение древесной растительности Это потепление было прервано резким похолоданием 11-10 тыс 14С 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 НА Хотинским (1977) были выделены три основных термических максимума голоцена бореалъный (8,9-8,3 тыс ,4С л н ), атлантический (6-5 тыс 14С л н) и суббореачьный (4,2-3,4 тыс 14С ч н), из которых бореалъный максимум ярче проявился в Сибири и на Дальнем Востоке, а атлантический и

суббореалъный — 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 МП Гричук, 1960) (Vehchko 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 14С л н), тогда как "бореальный термический максимум" имел подчиненное значение (Андреев, Климанов, 1999, MaeDonald 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 3-5°С выше современной были распространены полидоминантные широколиственные леса (Короткий и др , 1999) В большинстве умеренных регионов Северной Америки оптимум голоцена соответствовал интервалу 9-7 тыс |4С 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, Vehchko 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 |4Сл 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 10 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 14С л н начался направленно-колебательный 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 -Pneto, 1996,2000, Mancini, 1998, Аргентинская пампа - Iriondo, 1999, Топш et al, 1999, юго-восточная Австралия - Smgh, 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 сисгем, 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 гиирокомасштабньши 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 500-1000 лет 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 14С л н Для умеренных гумидных регионов Южного полушария (Патагонские Анды, о Тасмания, Новая Зеландия) характерно раннее положение оптимума (с 10-9 до 8 тыс 14С 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 ,4С 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 14Сл н

Список основных публикаций по диссертации Разделы монографий:

1 Величко А А, Гричук В П, Гуртовая Е Е , Зеликсон Э M, Борисова O.K. Карты распределения некоторых элементов климата на территории Европы в микулинское (земское) межледниковье // Палеогеография Европы за последние 100000 лет (Атлас-монография) M Наука 1982

2 Борисова O.K., Гуртовая ЕЕ Флора и растительность перигляциальной части Русской равнины в позднем плейстоцене // Палеогеографическая основа современных ландшафтов M Наука 1994 С 99-105

3 Борисова O.K., Фаустова M А Последовательность природных фаз валдайской ледниковой эпохи европейской части России // Палеогеографическая основа современных ландшафтов M Наука 1994 С 17-25

4 Grichuk V Р, 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 Umv 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 ЮН 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 O.K. 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 потушария // Известия АН СССР, серия геогр, № 3,1990, с 66-74

3 Величко А А, Гричук В П, Зеликсон Э М, Борисова O.K. 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 O.K., Зеликсон Э М Растительность в изменяющемся климате//Вестник АН СССР №3 1991 С 82-94

5 Velichko А А, Borisova О.К, Gurtovaya Ye Ye, Zelikson E M Climatic Rhythm of the Last Interglacial m Northern Eurasia // Quaternary International Vol 10-12 1991 P 191-213

6 Борисова O.K. Растительность и климат позднего дриаса внетропической области Северного полушария // Автореф дис канд геогр наук М ИГ АН 1992 20 с

7 Величко А А, Борисова O.K., Зеликсон ЭМ 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 А А, Borisova О.К, Zelikson Е М, Faure Н, Adams J М, Branchu Р , and Faure-Denard L Greenhouse warming and the Eurasian biota are there any lessons from the past7 // Global and Planetary Change Vol 7 1993 P 51-67

9 Борисова O.K. Палеогеографические реконструкции для зоны перигляциальных лесостепей Восточной Европы в позднем дриасе // Короткопериодные и резкие ландшафтно-климатические изменения за последние 15000 лет М ИГРАН 1994 С 125-149

10 Борисова O.K. К характеристике растительности и климата Дунаевского интерстадиала по палинологическим данным // Палинология в России Т 1 М 1995 С 124-134

11 Borisova О.К., Zelikson Е М 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 О К., Zehkson E M, Nechayev V P Permafrost and vegetation response to global warming m North Eurasia // Biotic Feedbacks m the Global Climatic System Will Warming Feed the Warming'? New York, Oxford Oxford Umv Press 1995 P 134-156

13 Величко А А, Борисова ОК., Зеликсон ЭМ, Климанов В А, Морозова ТД, Нечаев ВП, Спасская ИИ 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 O.K., Кременецкий К В Миграция границы тундра -лес при изменяющемся климате//Природа №2 1997а С 34-47

15 Величко А А, Макдональд ГМ, Кременецкий KB, Андреев А А, Борисова O.K. 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 A A, Борисова O.K., Дренова A H, Зеликсон Э M, Климанов В A и др Палеогеографическое картографирование — подходы, методы и результаты //Изв РАН Сер геогр №5 1998 С 30-43

18 Величко А А, Борисова O.K., 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 АЮ, Борисова O.K., Ковалюх НН, Панин АВ, Чернов А А Палеогидрология нижней Вычегды в позднеледниковье и голоцене // Вестник Моек Ун-та Сер 5 География № 5 1999 С 35-42

20 Velichko А А, Zehkson Е М , Borisova О К. Vegetation, phytomass and carbon storage m Northern Eurasia dunng the last glacial-mterglacial cycle and the Holocene // Chemical Geology Vol 159 1999 P 191-204

21 Сидорчук АЮ, Борисова O.K., Панин А В Поздневалдайские палеорусла рек Русской равнины//Изв РАН Сер геогр №6 2000 С 1-7

22 Kremenetski К V, Borisova O.K., Zehkson Е М The Late Glacial and Holocene history of vegetation m the Moscow region // Paleontological Journal Vol 34 Suppl 1 2000 P S67-S74

23 MacDonald GM, Velichko A A, Kremenetski CV, Borisova O.K., Goleva A A, et al Holocene treelme history and climate change across Northern Eurasia // Quaternary Research Vol 53 2000 P 302-311

24 Sidorchuk A Yu, Borisova О К. Method of paleogeographical analogues in paleohydrological reconstructions // Quaternary International Vol 72 No 1 2000 P 95-106

25 Величко A A, 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 O.K. и др Позднечетвертичная история растительности Костромского Заволжья по данным палинологического изучения донных осадков Галичского озера // Бюлл Комиссии по изучсншо четвертичного периода №64 2001 С 5-2О

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 С 19-34

28 Sidorchuk AYu, Bonsova O.K., Paran AV 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 O.K., Новеько E Ю Определение концентрации пыльны 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 O.K., Зеликсон ЭМ Парадоксы климата последнего межледниковья // Пути эволюционной географии (итоги и перспективы) М ИГ РАН 2002 С 207-239

31 А А Величко, O.K. Борисова, ЭМ Зеликсон, ТД Морозова К оценке изменений в состоянии растительного и почвенного покровов ВосточноЕвропейской равнины в XXI веке вследствие антропогенного изменения климата // Проблемы экологического мониторинга и моделирования экосистем Т XVIII СПб Гидрометеоиздат 2002 С 208-220

32 Bonsova O.K. The Holocene flora and vegetation of the northern Russian Plain (the Vychegda River basm) // 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 KV, Vehchko A A, Borisova O.K., MacDonald GM 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 A A , Зеликсон Э M , Борисова О К., Грибченко ЮН 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 O.K., 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 К V, MacDonald G М, Gervais В 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

3 8 Smith L С , MacDonald G M, Vehchko A A, ВеЛтап 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 Vehchko A A , Borisova O.K., Zelikson E M, Morozova T D Changes m vegetation and soils of the East European Plain to be expected in the 21st century due to the anthropogenic change m climate // Geographia Polomca Vol 77 No 2

2004 P 35-45

40 Борисова O.K. 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 2005а С 45-46

41 Борисова O.K. Позднеледниковое похолодание в умеренных широтах Южной Америки как возможный аналог позднего дриаса // "Горизонты географии" К 100-легию К К Маркова Тр Всероссийской науч конф М Географ ф-тМГУ 2005b С 182-191

42 Борисова O.K. Растительные микрофоссилии в пыльцевых препаратах как источник дополнительной палеоэкологической информации // "Палинология теория и практика" М-лы XI Всероссийской палинологической конф, М ПИН РАН, 2005с, с 33-34

43 Борисова O.K., 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 O.K., 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

45 Величко А А, Борисова О.К., Дренова А Н, Зеликсон Э М , Климанов В А и др Палеогеографическое картографирование // Многоликая география Развитие идей ИП 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 O.K. 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-тМГУ 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 O.K. Климатические условия последней межледниковой эпохи в Южном полушарии//Изв РАН Сер геогр №4 2006 С 29-39

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

34-35

Подписано в печать 05 04 2007 г Исполнено 09 04 2007 г Печать трафаретная

Заказ № 253 Тираж 150 экз

Типография «11-й ФОРМАТ» ИНН 7726330900 115230, Москва, Варшавское ш , 36 (495) 975-78-56 www autoreferat ru

Содержание диссертации, доктора географических наук, Борисова, Ольга Кимовна

Ввсдеппе

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

1.1. Спорово-пыльцевой анализ как источник палеогеографической информации.

1.2. Реконструкции растительности и климата по палинологическим данным.

Глава 2. Ландшафтно-климатические изменения в умеренных широтах

Южной Америки в позднем плейстоцене и голоцене.

2.1. Современные ландшафтно-климатические условия внетропической

Южной Америки.

2.2. Ландшафтно-климатические реконструкции по длинным осадочным сериям в низких широтах западного (Притихоокеанского) сектора Южной

Америки.

2.3. Ландшафтно-климатические изменения в умеренных широтах Южной

Америки за последний климатический макроцикл и голоцен.

2.4. Ландшафтно-климатические изменения в умеренных широтах Южной

Америки за последний климатический макроцикл и голоцен: резюме.

Глава 3. Ландшафтно-климатические изменения в юго-восточной

Австралии и на Тасмании в позднем плейстоцене и голоцене.

3.1. Современные ландшафтно-климатические условия австралийского региона.

3.2. Ландшафтно-климатические изменения во внетропической области Австралии за последний межледпиково-ледниковый цикл и голоцен.

3.3. Изменения климата в умеренных широтах Австралийского региона в позднем плейстоцене и голоцене: резюме.

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

4.1. Географическое положение и современные природные условия Новой

Зеландии.

4.2. История развития растительности и климата Новой Зеландии на протяжении последнего климатического макроцикла и голоцена.

4.3. Основные особенности ландшафтно-климатических изменений в

Новой Зеландии за последние 130 тысяч лет (резюме).

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

5.1. Место последнего межледниково-ледникового цикла (130-10 тыс. л. и.) в общей структуре климатических колебаний в плейстоцене.

5.2. Позднеплейстоценовое межледниковье (МИС 5е).

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

5.4. Современное межледниковье (голоцен) в умеренных широтах Северного и Южного полушарий.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Изменения растительности и климата умеренных широт Южного полушария за последние 130000 лет"

За последнее десятилетие большой объем новых палеогеографических данных, характеризующих последний межледниково-ледниковый макроцикл и голоцен на территории северной Евразии и в высоких и средних широтах Северного полушария в целом, получен большими коллективами исследователей в рамках ряда международных проектов: проектов PANASH (Palaeoclimates of the Northern and Southern Hemispheres) и CAPE (Circum-Arctic PalaeoEnvironments), осуществляемых в рамках Международной Геосферно-Биосферной программы (IGBP); проекта Европейского научного фонда QUEEN (Quaternary Environment of the Eurasian North); российско-канадского проекта PACT (Palaeoecological Analysis of Circumpolar Treeline); российско-норвежского проекта PECHORA (Paleo Environment and Climate Hystory of the Russian Arctic) и других. Большое значение для палеоклиматических реконструкций и межрегиональных корреляций основных климатических событий внутри последнего межледниково-ледникового макроцикла имеют результаты исследований глубоководных океанических осадков и ледниковых кернов из Гренландии и Антарктиды.

Изученность последнего климатического макроцикла в умеренных широтах Южного полушария 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/асинхроиности основных климатических событий и рубежей имеют принципиальное значение для понимания общих закономерностей функционирования глобальной климатической системы и реакции экосистем на изменения климата с различными характерными скоростями и амплитудами.

Проблема соотношения синхронности и метахронности в развитии ландшафтно-климатических изменений в плейстоцене была подвергнута всестороннему анализу в фундаментальных трудах И.П.Герасимова и К.К.Маркова (1939), К.К.Маркова и А.А.Величко (1967) и А.А.Величко (1973). По мнению названных исследователей, помимо событий, которые происходят единообразно во времени и в пространстве (изохронных или синхронных), в то же самое время могут происходить события, имеющие различную или даже противоположную направленность (например, разрастание оледенения в одном регионе и сокращение - в другом в процессе общего похолодания -Величко, 1973, с. 238). При этом синхронность является более общей, генеральной категорией, метахроиность же имеет подчиненное значение и отражает многообразие процессов и явлений в пределах той или иной природной зоны и географическую дифференциацию в отклике ландшафтных компонентов на климатические изменения. На основе полученных к настоящему времени палеогеографических и геохронологических данных предпринимаются все новые попытки установления степени синхронности природно-климатических событий с разным характерным временем проявления и, в частности, короткопериодных колебаний климата, в обоих полушариях Земли (например, Bard et al., 1990; Blunier et al., 1998; Steig et al., 1998; Denton et al., 1999; Борзенкова, 2005).

Палеогеографические реконструкции для последнего межледниково-ледникового 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 па эти изменения при глобальном потеплении, вызванном парниковым эффектом.

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 (в сопоставлении с данными исследований морских донных отложений);

• выявить региональные особенности квазиравповесных состояний природной среды и климата (оптимум последнего межледниковья, максимум последнего оледенения, оптимум голоцена) для названных территорий;

• 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.

В основу реконструкций по внетропическим регионам Южного полушария были положены опубликованные палеогеографические данные по территории Патагонии, юго-восточной Австралии, Тасмании и Новой Зеландии, среди которых главная роль отводилась 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 были 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.

Новизна предлагаемой работы состоит в том, что путем сравнительного анализа палинологических и других палеогеографических данных:

• впервые реконструированы ландшафтно-климатические изменения, происходившие в умеренных регионах суши Южного полушария на протяжении последнего межледниково-ледникового макроцикла и голоцена, проведено межрегиональное сопоставление этих изменений и их сравнение 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;

• выявлено 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) при частичной асинхронности колебаний;

• на примере переходного этапа от последнего оледенения к голоцену показано, что амплитуда климатических колебаний и отклика ландшафтных систем на такие колебания в Южном полушарии была меньше, чем в Северном полушарии.

Анализ палеогеографических данных о последнем межледниково-ледниковом 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 0,7-1°С, а в оптимум последнего межледниковья - как палеоаналог потепления на 1,7-2°С. 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 межледниково-ледниковый цикл и голоцен необходимо для установления степени синхронности, амплитуды и основных трендов естественных изменений климата и их сочетания с происходящим и ожидаемым в XXI в. развитием глобального потепления.

Основные 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 интерстадиалыюго 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 500-1000 лет раньше, чем в Северном полушарии. * *

Предваряя анализ палеогеографических данных по главным регионам суши, расположенным в умеренных широтах Южного полушария, кратко упомянем основные хронологические и климатостратиграфические подразделения позднеплейстоденового макроцикла.

Последний климатический макроцикл (приблизительно со 130 до 10 тыс. л. н.) состоит из межледниковья, соответствующего подстадии 5е, и ледниковой эпохи, включающей в себя поздние подстадии морской изотопной стадии (МИС) 5 (5d-a) и стадии 4-2 морской изотопно-кислородной шкалы SPECMAP (Imbrie et al., 1984; Martinson et al., 1987). Современное межледниковье (голоцен, МИС 1) началось около 10 тыс. 14С л. н. (11,5 тыс. календ, л. п.). В Северном полушарии последнее межледниковье известно как земское на территории Западной Европы, микулинское в европейской части России, казаицевское в Сибири и саигамонское в Северной Америке. Оно сопоставляется с подстадией 5е по шкале SPECMAP, то есть с наиболее теплым интервалом за последние 150 тыс. лет. Первоначально соответствие между подстадией ■ 5е и земским межледниковьем было установлено на основании пыльцевого анализа морских осадков в разрезе Фьозангер (Mangerud et al., 1979). Соответствие оптимума межледниковья основному пику стадии 5е было подтверждено результатами исследований изменений температуры океана в течение последнего климатического макроцикла, проведенных в рамках проекта CLIMAP (CLIMAP Project Members, 1984). Исследования, посвященные уточнению соотношения границ морской изотопной подстадии 5е и земского межледниковья, продолжаются по сей день (см., например, Kukla et al., 2002; Shackleton et al., 2003).

В пределах последней (позднеплейстоценовой) ледниковой эпохи (вислинской -валдайской - зырянской - висконсинской) отчетливо выделяются две главных холодных фазы и два этапа развития оледенения (МИС 4 и 2), разделенные продолжительным периодом с преобладанием интерстадиальных условий (МИС 4). Анализ кислородно-изотопной кривой показывает, что глобальный максимум аккумуляции льда был достигнут приблизительно 20-18 тыс. 14С л. н. (т. паз. LGM - Last Glacial Maximum), в пределах МИС 2.

Поскольку ранние этапы последнего климатического макроцикла лежат за пределами применения радиоуглеродного метода, недостаточное количество абсолютных датировок, полученных для этого интервала, и их неточность затрудняют проведение широких межрегиональных корреляций на хронологической основе и оставляют открытой проблему синхронности экстремумов и границ основных климатических фаз в глобальном масштабе. Тем не менее, во многих аспектах позднеплейстоценовый макроцикл изучен весьма детально. Наиболее значительный объем палеогеографических данных по этому периоду собран для территории Европы, включая европейскую часть России.

Автор выражает искреннюю благодарность научному консультанту данного исследования, 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. ЕЛО. Новенко, к.г.н. К.В. Кремеиецкого, к.г.н. В.П. Нечаева и других сотрудников Лаборатории эволюционной географии ИГРАН, 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.

Заключение Диссертация по теме "Геоморфология и эволюционная география", Борисова, Ольга Кимовна

Заключение

Ландшафтно-климатические изменения на протяжении последнего климатического макроцикла и голоцена в умеренных широтах Южного и Северного полушарий были сходными и в целом однонаправленными. Установлено подобие структуры климатических колебаний в умеренных широтах обоих полушарий и общее соответствие климатических экстремумов (оптимальной фазы последнего межледниковья, главного термического минимума последней ледниковой эпохи и климатического оптимума голоцена).

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. Как и в Северном полушарии, климатический оптимум последнего межледниковья был наиболее теплой фазой за последние 130 тысяч лет, однако температуры в эту фазу ненамного (приблизительно на 1°С) превышали термический уровень оптимума голоцена

В умеренных широтах Южного полушария морской климат последнего межледниковья отличался высокой устойчивостью, отсутствием заморозков и засух, вызванных вторжениями антарктических воздушных масс, и сглаженными широтными градиентами в распределении атмосферных осадков в связи с ослабеванием западного переноса и отступанием его северной границы на юг. В оптимальную фазу межледниковья лесные формации достигали наиболее широкого распространения и видового разнообразия за последние 130 тысяч лет.

Как и в Северном полушарии, теплой эпохе позднего плейстоцена была свойствешт ярко выраженная асимметрия: климатическому оптимуму предшествовало быстрое потеплепие, тогда как постоптимальное похолодание протекало более медленно. Значительное похолодание, последовавшее за межледниковьем и сопоставляемое с подстадией 5d морской изотопно-кислородной шкалы, отчетливо прослеживается по комплексу палеогеографических данных по морским и континентальным осадочным сериям Южного полушария. Поздние теплые подстадии МИС 5 (5с и 5а) в умеренных широтах Южного полушария существенно уступали последнему межледниковыо (МИС 5е) по уровню теллообеспеченности.

Развитие похолодания в последнюю ледниковую эпоху сопровождалось сокращением испарения с поверхности океана, активизацией западного переноса и сдвигом зоны его влияния в сторону экватора. Эти процессы приводили к общему сокращению атмосферных осадков, усилению ветров, учащению засух и заморозков и возрастанию широтных градиентов в распределении осадков в умеренном поясе Южного полушария. В южной части субтропического пояса смещение зоны западного переноса к северу привело к значительному увеличению атмосферных осадков, особенно в зимний сезон, и вызвало быстрый рост оледенения. В зоне достаточного увлажнения наибольшее развитие оледенения совпадало с максимальным похолоданием. В растительном покрове ледниковой эпохи преобладали травянисто-кустарниковые сообщества, не имеющие прямых аналогов в современной растительности. Разреженная растительность, активизация процессов физического выветривания и эрозии при возрастании скорости ветра вызвали широкое распространение эоловых процессов, формирование дюн и накопление лессов в умеренных широтах Южного полушария. В МИС 2 эти процессы были развиты шире, чем в МИС 4.

В период с 60 до 40-35 тыс. л. н. в умеренных широтах Южного полушария, как и в умеренных регионах Северного полушария, преобладали интерстадиальные (прохладные и относительно влажные) условия. По палинологическим и другим палеогеографическим данным, для этого интервала, сопоставляемого в целом с МИСЗ, реконструирован направленно-колебательный процесс похолодания. Значительное похолодание, развитие крупных ледниковых стадий и формирование лессов показывает, что в Южном полушарии заключительная часть МИС 3 в климатическом отношении была близка к позднему пленигляциалу.

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 в целом были выражены слабее, чем в Северном полушарии.

Финальное похолодание позднеледниковья, сопоставляемое со стадией позднего дриаса в Северном полушарии, наиболее отчетливо проявилось в Южных (Патагонских) Андах. Глубина этого похолодания (2-3 °С) была значительно меньше, чем глубина похолодания в приатлантических регионах Европы и Северной Америки в позднем дриасе. На территории Новой Зеландии конечно-моренные гряды, указывающие на подвижки горных ледников в том же временном диапазоне, обнаружены лишь в нескольких пунктах, тогда как палинологические данные по этому региону в целом отражают неуклонное развитие потепления в позднеледниковое время. Следов аналогичного похолодания на территории Тасмании и Юго-Восточной Австралии не найдено.

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 500-1 ООО лет раньше, чем в Северном полушарии.

В умеренных широтах Северного и Южного полушарий максимальная теплообеспеченность была достигнута в первой половине голоцена. При этом для гумидных умеренных регионов Южного полушария (Патагонские Анды, о. Тасмания, Новая Зеландия) было характерно более раннее положение термического оптимума голоцена: с 10(9) до 8 тыс. 14С л. н. После 5-4,5 тыс. 14С л. п. повсеместно начался направленно-колебательный процесс похолодания, продолжающийся до настоящего времени.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора географических наук, Борисова, Ольга Кимовна, Москва

1. Андреев А.А., Климанов В.А., 1999. Восточная Сибирь (на примере Центральной Якутии). Позднеледниковье и голоцен // Изменение климата и ландшафтов за последние 65 миллионов лет (кайнозой: от палеоцена до голоцена). Гл. 5. М.: ГЕОС, с. 122-127.

2. Антропоген Таймыра, 1982. Ред.: Н.В. Кинд, Б.Н. Леонов. М.: Наука, 184 с.

3. Ареалы деревьев и кустарников СССР, т. I-III, Л.: Наука, 1977-1986.

4. Арсланов Х.А., Бреслав С.Л., Заррина Е.П. и др., 1981. Климатостратиграфия и хронология среднего валдая северо-запада и центра Русской равнины // Плейстоценовые оледенения Восточно-Европейской равнины. М.: Наука, с. 12-27.

5. Арсланов Х.А., Вознячук Л.Н., Величкевич Ф.Ю. и др., 1971. Возраст максимальной стадии последнего оледенения на междуречье Западной Двины и Днепра. ДАН 196 (1): 901-909.

6. Архипов С.А., 1990. Объяснительная записка к региональной стратиграфической схеме Западно-Сибирской равнины. Новосибирск: ИГиГ СОАН СССР, 95 с.

7. Архипов С.А., Левина Т.П., Панычев В.А., 1980. Палинологическая характеристика двух голоценовых торфяников из долины средней и нижней Оби // Палинология Сибири. М.: Наука, 123-127.

8. Архипов С.А., Волкова B.C., Зольников И.Д. и др., 1999. Западная Сибирь // Изменение климата и ландшафтов за последние 65 миллионов лет (кайнозой: от палеоцена до голоцена). Гл. 4. М.: ГЕОС, с. 84-109.

9. Астахов В.И., Исаева Л.Л., 1985. О радиоуглеродном возрасте последнего оледенения на нижнем Енисее. ДЛЯ283 (2): 438-440.

10. Астахов В.И., Арсланов Х.А., Максимов Ф.Е. и др., 2005. Возраст межледникового торфяника на Нижней Оби. ДАНШ (1): 95-99.

11. Астахов В.И., Мангеруд Я., 2005. Возраст каргинских слоев и климат океанической изотопной стадии 3 (ОИС 3) на севере Сибири. "Квартер 2005". М-лы IV Всеросс. совещ. по изучению четвертичного периода. Сыктывкар: Геопринт, с. 24-25.

12. Атлас ареалов и ресурсов лекарственных растений СССР. М.: ГУГК, 1976.

13. Бараш М.С., Купцов В.М., Оськина Н.С., 1987. Атлантический океан: новые данные по хронологии событий позднего плейстоцена и голоцена. Бюлл. Комисс. по изуч. четвертичного периода 56:3-16.

14. Барри Р.Г., 1986. Климатология позднего плейстоцена // Природные условия в США в позднечетвертичное вреш. Поздний плейстоцен. Л.: Гидрометеоиздат, с. 305-320.

15. Березина Н.А., Тюремнов С.Н., 1973. Сохранность и разрушение пыльцы важный фактор формирования спорово-пыльцевого спектра // Методические вопросы пашпологии. М.: Наука, с.5.8.

16. Блюм Н.С., Николаев С.Д., Оськина Н.С., Бубенцова Н.В., 1999. Акватории Северной Атлантики и Северной Пацифики // Изменение климата и ландшафтов за последние 65 миллионов лет. Гл. 9. М.: ГЕОС, с. 192-218.

17. Бобров А.Е., Куприянова Л.А., Литвинцева М.В., Тарасевич В.Ф., 1983. Споры папоротникообразных и пыльца голосеменных и однодольных растений флоры европейской части СССР. Л.: Наука, 208 с.

18. Болиховская Н.С., 1995. Эволюция лёссово-почвенной формации Северной Евразии. М.: Изд-во Моск. ун-та, 270 с.

19. Большияпов Д.Ю., 1999.0 новом понимании рельефоформирующей роли ледников покровного типа в полярных областях Земли. М-лы гляциологич. исслед. 87:158-164.

20. Большиянов Д.Ю., Макеев В.М., 1995. Архипелаг Северная Земля. Оледенение, история развития природной среды. СПб: Гидрометеоиздат, 217 с.

21. Борзепкова И.И., 1992. Изменение климата в кайнозое. СПб: Гидрометеоиздат, 247 с.

22. Борзенкова И.И., 2005. Климатические события позднего плейстоцена в северном и южном полушариях: синхронность или асинхронность? Симпозиум по полярной гляциологии, СПб, 12-15 октября 2005 г. Тез. докл.

23. Борзенкова И.И., Зубаков В.А., 1984. Климатический оптимум голоцена как модель глобального климата начала XXI века. Метеорология и гидрология 8: 69-77.

24. Борисова О.К., 1990. Климат позднего дриаса внетропической области Северного полушария. Изв. АН СССР, сер. геогр. 3: 66-74.

25. Борисова O.K., 1992. Растительность и климат позднего дриаса внетропической области Северного полушария. Автореф. дисс. . канд. геогр. паук, М., 20 с.

26. Борисова O.K., 1994. Палеогеографические реконструкции для зоны перигляциальных лесостепей Восточной Европы в позднем дриасе // Короткопериодные и резкие ландшафтно-климатические изменения за последние 15000лет. М.: ИГ РАН, с. 125-149.

27. Борисова O.K., 1995. К характеристике растительности и климата дунаевского интерстадиала по палинологическим данным // Палинология в России, т. 1. М., с. 124-134.

28. Борисова O.K., 2005а. Особенности проявления последнего климатического макроцикла в умеренных широтах Южного полушария (на примере Новой Зеландии). "Квартер 2005". М-лы IVBcepocc. совещ. по изуч. четвертичного периода Сыктывкар: Геопринт, с. 45-46.

29. Борисова O.K., 2005b. Позднеледниковое похолодание в умеренных широтах Южной Америки как возможный аналог позднего дриаса. Горизонты географии. К 100-летию ККМаркова. Тр. Всеросс. науч. конф. М.: Геогр. ф-т МГУ, с. 182-191.

30. Борисова O.K., 2005с. Растительные микрофоссилии в пыльцевых препаратах как источник дополнительной палеоэкологической информации. "Палинология: теория и практика". М-лы XI Всеросс. палинологической копф. М.: ПИН РАН, с. 33-34.

31. Борисова O.K., 2006. Климатические условия последней межледниковой эпохи в Южном полушарии. Изв. РАН, сер. геогр. 4: 29-39.

32. Борисова O.K., Гуртовая Е.Е., 1994. Флора и растительность перигляциальной части Русской равнины в позднем плейстоцене // Палеогеографическая основа современных ландшафтов. М.: Наука, с. 99-105.

33. Борисова O.K., Зеликсон Э.М., Кременецкий К.В., Новенко Е.Ю., 2005. Ландшафтно-климатические изменения в Западной Сибири в позднеледниковье и голоцене в свете новых палинологических данных. Изв. РАН, сер. геогр. 6: 38-49.

34. Борисова O.K., Новенко Е.Ю., 2002. Определение концентрации пыльцы и спор в осадках как инструмент реконструкций растительности // Методические аспекты палинологии. М-лы X Всеросс. палинологической конф. М.: ИГиРГИ, с. 26-27.

35. Борисова O.K., Фаустова М.А., 1994. Последовательность природных фаз валдайской ледниковой эпохи европейской части России // Палеогеографическая основа современных ландшафтов. М.: Наука, с. 17-25.

36. Букреева Г.Ф., Вотах М.Р., Бишаев А.А., 1984. Методика определения палеоклимата по информативным системам признаков спорово-пыльцевых спектров. Геология и геофизика 6: 1628.

37. Бурашникова Т.А., Муратова М.В., Суетова И.А., 1982. Климатическая модель территории Советского Союза во время голоценового оптимума // Развитие природы территории СССР в позднем плейстоцене и голоцене. М.: Наука, с. 245-251.

38. Васильчук Ю.К., Васильчук А.К., Трофимов В.Т., 1984. Новые данные об условиях накопления каргинских отложений на севере Западной Сибири. Бюлл. Комисс. по изуч. четвертичного периода 53: 28-35.

39. Величко А.А., 1973. Природный процесс в плейстоцене. М.: Наука, 256 с.

40. Величко А.А., 1980. Широтная асимметрия в состоянии природных компонентов ледниковых эпох в Северном полушарии, гипотеза ее климатической обусловленности. Изв. АН СССР, сер. геогр. 5: 5-18.

41. Величко А.А., 1981. К вопросу о последовательности и принципиальной структуре главных климатических ритмов плейстоцена // Вопросы палеогеографии плейстоцена ледниковых и перигляциальных областей. М.: Наука, с. 220-246.

42. Величко А.А., 1987. Современное состояние концепции покровных оледенений Земли. Изв. АН СССР, сер. геогр. 3: 21-34.

43. Величко А.А., 1999. Основные закономерности эволюции ландшафтов и климата в кайнозое. Изменение климата и ландшафтов за последние 65 миллионов лет. М.: ГЕОС, с. 234-240.

44. Величко А.А., Баулин В.В., Данилова Н.С., Нечаев В.П., 2002а. Криолитозона // Динамика ландшафтных компонентов и внутренних морских бассейнов Северной Евразии за последние 130000лет. Гл. 3. М.: ГЕОС, с. 38-55.

45. Величко А.А., Бердников В.В., Нечаев В.П., 1982. Реконструкции зоны многолетней мерзлоты и этапов ее развития. Палеогеография Европы за последние сто тысяч лет (Атлас-монография). М.: Наука, с. 74-81.

46. Величко А.А., Борисова O.K., Зеликсон Э.М., 2002b. Парадоксы климата последнего межледниковья // Пути эволюционной географии (итоги и перспективы). М.: ИГ РАН, с. 207-239.

47. Величко А.А., Борисова O.K., Кременецкий К.В., 1997. Миграция границы тундра лес при изменяющемся климате. Природа 2: 34-47.

48. Величко А.А., Борисова O.K., Светлицкая Т.В., 1995. Климат безледной Земли (количественные реконструкции для оптимума эоцена). Изв. РАН, сер. геогр. 1: 31-42.

49. Величко А.А., Гричук В.П., Гуртовая Е.Е. и др., 1982. Карты распределения некоторых элементов климата на территории Европы в микулинское (эемское) межледниковье. Пачеогеография Европы за последние сто тысяч лет (Атлас-монография). М.: Наука, карта 15.

50. Величко А.А., Гричук В.П., Гуртовая Е.Е. и др., 1984. Климат северного полушария в эпоху последнего микулинского межледниковья. Изв. АН СССР, сер. геогр. 1: 5-18.

51. Величко А.А., Гричук В.П., Гуртовая Е.Е., Зеликсон Э.М., Борисова O.K., 1982. Палеоклиматические реконструкции для оптимума микулинского межледниковья на территории Европы. Изв. АН СССР, сер. геогр. 1: 15-27.

52. Величко А.А., Зеликсон Э.М., Борисова O.K. и др., 2004. Количественные реконструкции климата Восточно-Европейской равнины за последние 450 тыс. лет. Изв. РАН, сер. геогр. 1: 7-25.

53. Величко А.А., Кононов Ю.М., Фаустова М.А., 2000. Геохронология, распространение и объем оледенения Земли в последний ледниковый максимум в свете новых данных. Стратиграфия. Геол. корреляция 8 (1): 3-16.

54. Величко А.А., Кременецкий К.В., Негенданк Й. и др., 2001а. Позднечетвертичная палеогеография северо-востока Европы (по данным комплексного изучения осадков Галичского озера). Изв. РАН, сер. геогр., № 3, с. 42-54.

55. Величко А.А., Кременецкий К.В., Негенданк Й., и др., 2001b. Позднечетвертичная история растительности Костромского Заволжья по данным палинологического изучения донных осадков Галичского озера. Бюлл. Комисс. по изуч. четвертичного периода 64: 5-20.

56. Величко А.А., Фаустова М.А., 1989. Реконструкции последнего позднеплейстоценового оледенения Северного полушария (18-20 тыс. лет назад). ДАН, 309 (6): 1465-1468.

57. Вознячук JI.H., 1972. Аллювий погребенной усвячской и мостовской террас Западной Двины и Немана. ДАН 16 (3): 256-259.

58. Волкова B.C., 1991. Колебания климата в Западной Сибири в позднеплиоценовое и четвертичное время // Эволюция климата, биоты и среды обитания человека в позднем кайнозое Сибири. Новосибирск: Наука, с. 3040.

59. Волкова B.C., 1999. Позднеледниковье и голоцен // Изменение климата и ландшафтов за последние 65 миллионов лет (кайнозой: от пачеоцена до голоцена). Гл. 4. Западная Сибирь. М.: ГЕОС, с. 105-109.

60. Волкова B.C., Архипов С.А., Бабушкин А.Е., Кулькова И.А., 2002. Кайнозой Западной Сибири. Новосибирск: Изд-во СО РАН "ГЕО", 246 с.

61. Волкова B.C., Белова В.А., 1980. О роли широколиственных пород в растительности голоцена Сибири // Пачеопачинология Сибири. М.: Наука, с. 112-117.

62. Волкова B.C., Гуртовая Е.Е., Левчук Л.К., 1988. Палинология морских отложений казанцевского горизонта в низовьях Енисея // Микрофоссичии и стратиграфия мезозоя и кайнозоя Сибири. Новосибирск: Наука, с. 3641.

63. Гей В.П., Малаховский Д.Б., 1998. О возрасте и распространении максимального верхнеплейстоценового ледникового надвига в западной части Вологодской области. Известия ВГО 1:43-53.

64. Геоморфология и четвертичные отложения северо-запада европейской части СССР, 1969. Л.: Наука, 256 с.

65. Герасимов И.П., Марков К.К., 1939. Ледниковый период на территории СССР. М.: Изд-во АН СССР, 462 с.

66. Гричук В.П., 1942. Опыт характеристики состава пыльцы и спор в современных отложениях различных растительных зон Европейской части СССР. Проблемы физ. геогр. 11:101-129.

67. Гричук В.П., 1950. Растительность Русской равнины в нижне- и среднечетвертичное время. Тр. ИГАНСССР, т. 46 (Ы-лы по геоморфологии и пачеогеографии СССР, вып. 3), с. 5-202.

68. Гричук В.П., 1961. Ископаемые флоры как палеонтологическая основа стратиграфии четвертичных отложений II Рельеф и стратиграфия четвертичных отложений северо-западной части Русской равнины. М: Изд-во АН СССР, с. 25-71.

69. Гричук В.П., 1965. Палеогеография Северной Европы в позднем плейстоцене II Последний европейский ледниковый покров. М.: Наука, с. 166-175.

70. Гричук В.П., 1969а. Гляциальные флоры и их классификация II Последний ледниковый покров на северо-западе Европейской части СССР. М.: Наука, с. 57-70.

71. Гричук В.П., 1969b. Опыт реконструкции некоторых элементов климата Северного полушария в атлантический период голоцена // Голоцен. М.: Наука, с. 41-57.

72. Гричук В.П., 1982. Растительность Европы в позднем плейстоцене. Палеогеография Европы за последние сто тысяч лет (Атлас-монография). М.: Наука, с. 92-109.

73. Гричук В.П., 1985. Реконструкция скалярных климатических показателей по флористическим материалам и оценка ее точности II Методы реконструкций палеоклиматов. М.: Наука, с. 20-28.

74. Гричук В.П., 1988. Проблемы реконструкции климатических показателей по флористическим материалам II Палинология в СССР. Новосибирск: Наука СО, с. 43-48.

75. Гричук В.П., 1989. История флоры и растительности Русской равнины в плейстоцене. М.: Наука, 183 с.

76. Гричук В.П., 2002. Растительность позднего плейстоцена II Динамика ландшафтных компонентов и внутренних морских бассейнов Северной Евразии за последние J30000 лет. Гл. 5. М.: ГЕОС, с. 64-89.

77. Гричук В.П., Гричук М.П., 1959. Древнеозерные отложения в районе г. Плеса // Ледниковый период на территории Европейской части СССР и Сибири. М.: Изд-во Моск. ун-та, с. 39-63.

78. Гричук В.П., Заклинская Е.Д., 1948. Аначиз ископаемых пыльцы и спор и его применение в палеогеографии. М.: ОГИЗ Географгиз, 224 с.

79. Гричук В.П., Мальгина Е.А., Моносзон М.Х., 1969. Палеоботаническая характеристика основных разрезов II Последний ледниковый покров на северо-западе Европейской части СССР. М.: Наука, с. 71-105.

80. Гричук В.П., Моносзон М.Х., 1971. Определитель однолучевых спор папоротников из семейства Polypodiaceae R. Вг., произрастающих на территории СССР. М.: Наука, 127 с.

81. Гричук М.П., 1950. Опыт выделения различных генераций пыльцы и спор в межстадиальных отложениях у с. Ильинского по степени их метаморфизации. Тр. конф. по спорово-пыльцевому анализу 1948 г. М.: Изд-во Моск. ун-та, с. 191-196.

82. Гричук М.П., 1959. К применению метода спорово-пыльцевого анализа в Сибири. Научные доклады высшей школы, геол.-геогр. науки, вып. 1.

83. Гричук М.П., 1960. Общие черты в истории природы средней части бассейнов Енисея и Оби и их значение для стратиграфии четвертичных отложений // Сборник материалов по геологии Красноярского края. М.: Госгеолтехиздат, с. 121-131.

84. Губонина З.П., 1952. Описание пыльцы видов рода Tilia L., произрастающих на территории СССР (для целей пыльцевого анализа). Тр. ИГАН СССР, вып. 52 (М-лы по геоморфологии и пачеогеографии, вып. 7), с. 104-126.

85. Губонина З.П., 1978. Палеофитологическое обоснование возраста аллювия Средней Волги. М.: Наука, 132 с.

86. Гуртовая Е.Е., 1987. Изменение климата в течение микулинского казанцевского межледниковья на Русской равнине и в Сибири. Изв. АН СССР, сер. геогр. 2: 54-62.

87. Гуртовая Е.Е., Кривоногое С.К., 1988. Фитологическая характеристика континентальных отложений казанцевского горизонта II Микрофоссилии и стратиграфия мезозоя и кайнозоя Сибири. Новосибирск: Наука, с. 69-91.

88. Демидов И.Н., Ларсен Э., Кэр К.Х. и др., 2006. Стратиграфия и палеогеография позднего плейстоцена Архангельской области. Проблема корреляции плейстоценовых событий на Русском Севере. Тез. Международн. рабоч. совещ., СПб, 4-6 декабря 2006 г., с. 25.

89. Деревья и кустарники СССР, тг. 1-6, М.-Л., 1949-1962.

90. Довгаль Л.А., 1972. Ископаемые представители рода Pediastrum Meyen II Водоросли и грибы Сибири иДачьнего Востока, ч. 2 (4). Новосибирск: Наука СО, с. 91-99.

91. Евзеров В.Я., 2005. Геология и минерагения четвертичных отложений северо-восточной части Балтийского щита.Автореф. дисс. . докт. геол.-мин. наук. Воронеж, 48 с.

92. Евзеров В.Я., Кошечкин Б.Н., 1980. Палеогеография плейстоцена западной части Кольского полуострова. Л.: Наука, 170 с.

93. Заклинская Е.Д., 1950. Опыт определения дальности воздушной транспортировки спор папоротника Dryopteris filix-mas. Тр. конф. по спорово-пыльцевому анализу 1948 г. М., с. 211-224.

94. Заклинская Е.Д., 1951. Материалы к изучению состава современной растительности и ее спорово-пыльцевых спектров для целей биостратиграфии четвертичных отложений (широколиственный и смешанный лес). Тр. Ин-тагеол. наук АН СССР, сер. геол. YL1 (48), 99 с.

95. Заррина Е.П., 1991. Четвертичные отложения северо-западных и центральных районов европейской части СССР. JL: Недра, 187 с.

96. Заррина Е.П., Краснов И.И., 1965. Проблема сопоставления поясов ледниковых краевых образований на северо-западе Европейской части СССР и прилегающих зарубежных территориях II Краевые образования материкового оледенения. Вильнюс: Минтис, с. 5-21.

97. Зеликсон Э.М., 1977. О палеогеографической интерпретации спорово-пыльцевых спектров с большим содержанием пыльцы орешника. Изв. АН СССР, сер. геогр. 2:102-112.

98. Зеликсон Э.М., 1983. Отдаленная корреляция межледниковых отложений по палинологическим данным // Современные аспекты применения палинологии в СССР. Тр. ЗапСибНИГНИ, вып. 178, Тюмень, с. 59-64.

99. Зеликсон Э.М., 1988. К оценке степени репрезентативности ископаемых флор в зависимости от их численности // Палинология в СССР. Новосибирск: Наука СО, с. 40-43.

100. Зеликсон Э.М., 1994. К характеристике растителыюсти Европы в аллерёде // Короткопериодные и резкие ландшафтпо-климатические изменения за последние 15000 лет. М.: ИГРАН, с. 113-125.

101. Зеликсон Э.М., Моносзон М.Х., 1981. Флора и растительность бассейна Оки в интерстадиальные эпохи среднего плейстоцена // Вопросы пачеогеографии плейстоцена ледниковых и перигляциачьных областей. М.: Наука, с. 91-110.

102. Иванова Н.Г., 1973. Опыт датирования аллювиальных отложений р.Вятки и реконструкции растительности по палинофлористическим данным // Пачинология плейстоцена и голоцена. М.: Наука, с. 64-69.

103. Исаева-Петрова J1.C., 1976. Предварительные результаты палинологического исследования почв Центрально-Черноземного заповедника // Биота основных геосистем Центрачыюй лесостепи. М., с. 62-73.

104. Исаченко А.Г., Шляпников А.А., 1989. Природа мира. Ландшафты. М.: Мысль, 504 с.

105. История плейстоценовых озер Восточно-Европейской равнины, 1998. Ред.: В.А. Румянцев. СПб: Наука, 404 с.

106. Кабайлене М.В., 1969. Формирование пыльцевых спектров и методы восстановления палеорастительности. Вильнюс: Минтис, 148 с.

107. Кинд Н.В., 1974. Геохронология позднего антропогена по изотопным данным. М.: Наука, 255 с.

108. Кпиманов В.А., 1976. К методике восстановления количественных характеристик климата прошлого. Вестник МГУ, сер. геогр. 2: 92-98.

109. Кпиманов В.А., 1981. Связь субфоссильных спорово-пыльцевых спектров с современными климатическими условиями. Изв. АН СССР, сер. геогр. 5: 101-114.

110. Кпиманов В.А., 1982. Климат Восточной Европы в климатический оптимум голоцена (по данным палинологии) // Развитие природы территории СССР в позднем плейстоцене и голоцене. М.: Наука, с. 251-258.

111. Короткий A.M., Волков В.Г., Гребенникова Т.А. и др., 1999. Дальний Восток // Изменение климата и ландшафтов за последние 65 миллионов лет (кайнозой: от пачеоцена до голоцена). Гл. 7. М.: ГЕОС, с. 146-164.

112. Котляков В.М., Лориус К. 2000. Четыре климатических цикла по данным ледяного керна из глубокой скважины на станции Восток в Антарктиде. Изв. РАН, сер. геогр. 1: 7-19.

113. Красножен А.С., Барановская О.Ф., Зархидзе B.C., Малясова Е.С., 1986. Стратиграфия и основные этапы геологического развития архипелага Новая Земля в кайнозое // Кайнозой шельфа и островов Советской Арктики. Ленинград: ПГО Севморгеология, с. 23-26.

114. Куприянова Л.А., Алешина Л.А., 1972. Пыльца и споры растений флоры европейской части СССР, т. 1.Л.: Наука, 171с.

115. Куприянова Л. А., Алешина Л. А., 1978. Пыльца двудольных растений флоры европейской части СССР. Lamiaceae Zygophyllaceae. Л.: Наука, 184 с.

116. Лаврова Н.Б., 2005. Флора и растительность позднеледниковья Карелии (по данным спорово-пыльцевого анализа). Автореф. дисс. . канд. биолог, наук. Петрозаводск, 24 с.

117. Лаврушин Ю.А., Эпштейн О.Г., 2001. Геологические события плейстоцена на севере Восточной Европы и в южной части Баренцева моря (по материалам изучения естественных опорных разрезов). Бюлл. Комисс. по изуч. четвертичного периода 64: 35-60.

118. Лаухин С.А., 2005. Новые данные о каргинском времени Сибири. "Квартер 2005". М-лы IV Всеросс. совещ. по изуч. четвертичного периода. Сыктывкар: Геопринт, с. 217-218.

119. Левковская Г.М., 1965. Современные представления о способах подсчета результатов спорово-пыльцевого анализа четвертичных отложений и построения диаграмм // Проблемы палеогеографии. Л.: Изд-во Ленингр. ун-та, с. 237-259.

120. Левковская Г.М., 1973. Зональные особенности современной растительности и рецентных спорово-пыльцевых спектров Западной Сибири // Методические вопросы палинологии. М.: Наука, с. 116-120.

121. Лийвранд Э.Д., 1973. Применение эколого-географического анализа и метода вариограмм при изучении спорово-пыльцевых спектров отложений ледниковых эпох на территории Эстонии // Палинология плейстоцена и плиоцена. М.: Наука, с. 28-31.

122. Лийвранд Э.Д., 1990. Методические проблемы палиностратиграфии плейстоцена. Таллинн: Валгус, 176 с.

123. Ложкин А.В, Андерсон П.М., 2005. Реконструкция климатов среднего и позднего плейстоцена и голоцена Чукотки методом аналогов // "Квартер 2005". М-лы IV Всеросс. совещ. по изуч. четвертичного периода. Сыктывкар: Геопринт, с. 231-233.

124. Майкельсон Д.М., Клейтон Л., Фуллертон Д.С, Борнс Х.У. История Лаврентийского ледникового покрова на территории США в позднем висконсине // Природные условия США в позднечетвертичное врет. Л.: Гидрометеоиздат, 1986, с. 11-33.

125. Малаховский Д.Б., Спиридонова Е.А., 1981. О нижневаддайских отложениях и некоторых вопросах палеогеографии последнего оледенения северо-запада Русской равнины // Геология плейстоцена северо-запада Русской равнины. Апатиты: КНЦ АН СССР.

126. Мальгина Е.А., 1950. Опыт сопоставления распространения пыльцы некоторых древесных пород с их ареалами в пределах Европейской части СССР. Тр. ИГАН СССР, т. 46 (М-лы по геоморфологии, и палеогеографии, вып. 3), с. 256-270.

127. Малясова Е.С, Серебрянный Л.Р., 1993. Естественная история Новой Земли // Новая Земля. Тр. Морской арктической комплексной экспедиции, т. 2, вып. 3, с. 10-22.

128. Марков К.К., Величко А.А., 1967. Четвертичный период. Т. III. Материки и океаны. М.: Недра, 440 с.

129. Маркова А.К., Симакова А.Н., Пузаченко А.Ю., 2002. Экосистемы Восточной Европы в эпоху максимального похолодания валдайского оледенения (24-18 тыс. лет назад) по флористическим и териологическим данным. ДАН386 (5): 1-5.

130. Махнач Н.А., 1971. Этапы развития растительности Белоруссии в антропогене. Минск: Наука и техника, 212 с.

131. Моносзон М.Х., 1954. Морфологическое описание пыльцы главнейших видов дуба, произрастающих на территории СССР. Тр. ИГАН СССР, т. 61 (.М-лы по геоморфологии и пачеогеографии СССР, вып. 11), с. 93-118.

132. Моносзон М.Х., 1959, Описание пыльцы представителей сем. Ulmaceae, произрастающих на территории СССР. Тр. ИГ АН СССР, т. 77 (М-лы по геоморфологии и палеогеографии СССР, вып. 21), с. 187-198.

133. Моносзон М.Х., 1973. Определитель пыльцы видов семейства маревых (пособие по спорово-пыльцевому анализу). М.: Наука, 96 с.

134. Моносзон М.Х., 1976. Диагностика пыльцы видов рода Thalictrum L // Палинология в СССР. М: Наука, с. 24-27.

135. Моносзон М.Х., 1985. Морфология пыльцы видов рода Plantago L // Палиностратиграфия мезозоя и кайнозоя Сибири. Тр. ИГиГ СО АН СССР, вып. 620. Новосибирск: Наука, с. 65-73.

136. Моносзон М.Х.,1971. О видовых определениях пыльцы некоторых видов родов Alnus и Alnaster. Научн. докл. высшей школы, биол. науки 3: 65-74.

137. Назаров В.И., 1989. Климат голоцена некоторых районов СССР (по данным палеоэнтомологии) // Палеоклиматы позднеледниковья и голоцена. М.: Наука, с. 76-79.

138. Нейштадт М.И., 1957. История лесов и палеогеография СССР в голоцене. М.: Изд-во АН СССР, 404 с.

139. Николаев С.Д., Николаев В.И., Блюм Н.С., 1983. Климат Тихого океана в плейстоцене (поле среднегодовых температур 18 и 125 тыс. лет назад) // Природа океана. М.: Наука, с. 257-261.

140. Палеогеография Европы за последние 100000 лет (Атлас-монография), 1982. Отв. ред.: И.П. Герасимов, А. А. Величко. М.: Наука, 156 с.

141. Панин А.В., Сидорчук А.Ю., Борисова O.K. Флювиальные процессы и речной сток на Русской равнине в конце поздневаддайской эпохи. Горизонты географии. К 100-летию ККМаркова. Тр. Всероссийск. науч. конф. М.: Геогр. ф-т МГУ, с. 114-127.

142. Панова Н.К., 1982. История горных лесов центральной части Южного Урала в голоцене. Лесоведение 1:26-34.

143. Пермяков А.И., 1964. Особенности формирования спорово-пыльцевых спектров современных континентальных осадочных отложений (на примере бассейна р. Енисей). Тр. ИГиГ СО АН СССР, вып. 25, Новосибирск, с. 82-91.

144. Петросьянц М.А., 1967. Морфология пыльцы хвойных // Ископаемые споры и пыльца Европейской части СССР и Средней Азии. М.: Недра, с. 109-176.

145. Последний ледниковый покров на северо-западе Европейской части СССР, 1969. М.: Наука, 220 с.

146. Природные условия в США в позднечетвертичное время, 1986. Поздний плейстоцен. Ред.: С.Портер. JI.: Гидрометеоиздат, 320 с.

147. Проблемы стратиграфии четвертичных отложений и краевые образования Вологодского региона (северо-запад России), 2000. М-лы Международн. симпозиума, г. Кириллов. Ред.: Е.ПЗаррина, С.М.Шик. М.: ГЕОС, 99 с.

148. Пьявченко Н.И. Нижняя ель в торфяниках, 1957. Тр. Ин-та леса АН СССР, т. 36. Красноярск, с. 178-186.

149. Пьявченко Н.И., 1966. Результаты палинологического изучения торфяников Енисейской полосы Сибири // Значение палинологического анализа для стратиграфии и пачеофлористики. М.: Наука, с. 232-238.

150. Пьявченко Н.И., Елина Г.А., Чачхиани В.Н., 1976. Основные этапы истории растительности и торфонакопления па востоке Балтийского щита в голоцене. Бюлл. Комисс. по изуч. четвертичного периода 45: 3-24.

151. Растительность европейской части СССР. Л.: Наука, 1980,429 с.

152. Санько А.Ф., 1987. Неоплейстоцен северо-восточной Белоруссии и смежных районов РСФСР. Минск: Наука и техника, 178 с.

153. Сидорчук А.Ю., Борисова O.K., Панин А.В., 2000, Поздневалдайские палеорусла рек Русской равнины. Изв. РАН, сер. геогр. 6: 1-7.

154. Сладков А.Н., 1959. Споры ужовниковых папоротников, произрастающих на территории СССР. Бюлл. МОИП, отд. биол., 64 (2): 97-111.

155. Сладков А.Н., 1962. О морфологии пыльцы и спор современных растений в СССР. Доклады советских палинологов. КI Международн. палинологической конф. (Таксон, США). М.: Изд-во АН СССР, с. 5-16.

156. Спиридонова Е.А., 1970. Палинологическая характеристика межстадиальных отложений валдайского оледенения на северо-западе Русской равнины и ее значение для стратиграфии и палеогеографии. Авторгф. дисс. . канд. геол.-мин. наук. JL: ЛГУ, 22 с.

157. Структура и динамика последнего ледникового покрова Европы. М.: Наука, 1977,143 с.

158. Судакова Н.Г., 1990. Палеогеографические закономерности ледникового литогенеза. М.: Изд-во Моск. ун-та, 159 с.

159. Сукачев В.Н., 1962. К вопросу об интерпретации результатов спорово-пыльцевых анализов. KI Международной палинологической конференции (Таксон, США). Доклады советских палинологов. М.: Изд-во АН СССР, с. 44-48.

160. Томирдиаро С.В., 1980. Лёссово-ледовая формация Восточной Сибири в позднем плейстоцене и голоцене. М.: Наука. 184 с.

161. Тюремнов С.Н., 1962. Сохранность пыльцы в торфяных и озерных отложениях голоцена. KI Международной патюлогической конференции (Таксон, США). Доклады советских палинологов. М.: Изд-во АН СССР, с. 49-55.

162. Федорова Р.В., 1952а. Количественные закономерности распространения пыльцы древесных пород воздушным путем. Тр. ИГАН СССР, т. 52 (М-лы по геоморфологии и палеогеографии СССР, вып. 7), с. 91-103.

163. Федорова Р.В., 1952b. Распространение пыльцы и спор текучими водами. Тр. ИГАН СССР, т. 52 (М-лы по геоморфологии и палеогеографии, вып. 7), с. 46-72.

164. Федорова Р.В., 1955. Лесная фаза в растительном покрове Ергеней и Ставрополья в позднем голоцене. Тр. ИГАН СССР, т. 63 (М-лы по геоморфологии и пачеогеографии СССР, вып. 14), с. 57-69.

165. Федорова Р.В., 1956. Рассеивание воздушным путем пыльцы некоторых травянистых растений. Изв. АН СССР, сер. геогр. 1: 104-109.

166. Федорова Р.В., 1959а. Распространение пыльцы березы воздушным путем. Тр. ИГАН СССР, т. 77 (М-лы по геоморфологии и пачеогеографии СССР, вып. 21), с. 139-144.

167. Федорова Р.В., 1959b. Рассеивание воздушным путем пыльцы злаков. Тр. ИГАН СССР, т. 77 (М-лы по геоморфологии и пачеогеографии СССР, вып. 21), с. 145-156.

168. Федорова Р.В., Сафарова С.А., 1976. Спорово-пыльцевой анализ в изучении аллювия крупных рек. Бюлч. МОИП, отд. геол. LI (3): 101-112.

169. Физико-географический атлас мира. М.: ГУГК, 1964.

170. Филимонова Л.В., 2005. Динамика растительности среднетаежной подзоны Карелии в позднеледниковье и голоцене (палеоэкологические аспекты). Автореф. дисс. . канд. биолог, наук. Петрозаводск, 24 с.

171. Флора северо-востока Европейской части СССР, тт. I-IV, Л.: Наука, 1974-1977.

172. Флора СССР, тт. I-XXX, М.-Л., 1934-1960.

173. Хотинский Н.А., 1977. Голоцен северной Евразии. М.: Наука, 200 с.

174. Хотинский Н.А., Карташова Г.Г., Великоцкий A.M., 1971. К истории растительности низовьев р. Яны в голоцене (по данным пыльцевого анализа аласных отложений) // Палинология голоцена. М.: Наука, с. 159-170.

175. Хотинский Н.А., Савина С.С., 1985. палеоклиматические реконструкции для территории СССР для бореалыюго, атлантического и суббореального периодов голоцена. Изв. АН СССР, сер. геогр. 4:18-34.

176. Чеботарева Н.С., Гричук В.П., Вигдорчик М.Е. и др., 1965. Главные этапы деградации и краевые зоны II Последний европейский ледниковый покров. М.: Наука, с. 26-44.

177. Чеботарева Н.С., Макарычева И.А., 1974. Последнее оледенение Европы и его геохронология. М.: Наука, 254 с.

178. Чеботарева Н.С., Макарычева И.А., 1982. Геохронология природных изменений ледниковой области Восточной Европы в валдайскую ледниковую эпоху // Пачеогеография Европы за последние сто тысяч лет (Атлас-монография<). М.: Наука, с. 16-28.

179. Четвертичные оледенения на территории СССР, 1987. Ред.: А.А.Величко, Л.Л.Исаева, М.А.Фаустова. М.: Наука, 128 с.

180. Шило Н.А., Ложкин А.В., Андерсон П.М. и др., 2001. Первая непрерывная пыльцевая летопись изменения климата и растительности Берингии за последние 300 тысяч лет. ДАНЪ16 (2): 231-234.

181. Экман И.М., Левкин Ю.М., Морозов Г.К., 1979. Гляциотектоника позднего плейстоцена района г. Петрозаводска // Пачеогеография области скандинавских материковых оледенений. Л.: Наука, с. 11-18.

182. Aalbersberg G., Litt Т., 1998. Multiproxy climate reconstructions for the Eemian and Early Weichselian. J. Quaternary Sci. 13 (5): 365-390.

183. Adam D.P., Sims J.D., Throckmorton C.K., 1981. 130,000 continuous pollen record from Clear Lake, Lake County, California. Geology 9: 373-377.

184. Adam D.P., West G.J., 1983. Temperature and precipitation estimates through the last glacial cycle from Clear Lake, California, pollen data. Science 219:168-170.

185. Alfano M.J., Barron E.J., Pollard D. et al., 2003. Comparison of climatic model results with European vegetation and permafrost during oxygen isotope stage three. Quat. Res. 59: 97-107.

186. Allan H.H., 1982. Flora of New Zealand, vol. 1. Wellington: P.D.Hasselberg, 1085 p.

187. Allan R.J., 1983. Monsoon and teleconnection variability over Australasia during the Southern hemisphere summers of 1973-77.Mon. Weath. Rev. Ill: 113-142.

188. Alloway B.V., Stewart R.B., Neall V.E., Vucetich C.G., 1992. Climate of the last glaciation in New Zealand, based on aerosolic quartz influx in an andesitic terrain. Quat. Res. 38: 170-179.

189. Almond P.C., 1996. Loess, soil stratigraphy and Aokautere Ash on late Pleistocene surfaces in south Westland, N.Z.: interpretation and correlation with the glacial stratigraphy. Quat. Int. 34-36:163-176.

190. Andersen B.G., Denton G.H., Heusser C.J. et al., 1995. Climate, vegetation and glacier fluctuations in Chile, between 40°30' and 42°30's latitude a short review of preliminary results. Quat. Int. 28: 199201.

191. Andersen S.T., 1970. The relative pollen productivity and pollen representation of North European trees, and correction factors for tree pollen spectra. Danmarks Geologiske Undersoegelse (Afhar\dlinger), Raekke 2,96:1-99.

192. Andersen B.G., Sejrup H.P., Kirkhus 0., 1983. Eemian and Weichselian deposits at Bo on Karmoy, SW Norway. Norges geologiske undersokelse 380:189-201.

193. Anderson D.M., Archer R.B., 1999. Preliminary evidence of early deglaciation in southern Chile. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 146:295-301.

194. Andreev A.A., Klimanov V.A., Sulerzhitsky L.D., 1997. Younger Dryas pollen records from Central and Southern Yakutia. Quat. Int. 41/42:111-117.

195. Andrews J.T., Barry R.G., 1978. Glacial inception and desintegration during the last glaciation. Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 6:205-228.

196. Andrews J.T., Mahafiy M.A.W., 1976. Growth rate of the Laurentide ice sheet and sea level lowering (with emphasis on the 115,000 yrB.P. sea level low). Quat.Res. 6:167-184.

197. Ariztegui D., Bianchi M.M., Masaferro J., LaFargue E., Niessan F., 1997. Interhemispheric synchrony of late-glacial climatic instability as recorded in proglacial Lake Mascardi, Argentina. J. Quat. Sci. 12: 133-138.

198. Ashton D.H., Attiwell P.M., 1994. Tall open forest II Australian Vegetation, 2nd edition. (R.H. Groves, Ed.). Cambridge: Cambridge University Press, pp. 157-196.

199. Ashworth A.C., Markgraf V., 1989. Climate of the Chilean channels between 11,000 to 10,000 yr B.P. based on fossil beetle and pollen analyses. Revista Chilena de Historia Natural 62: 61-74.

200. Ashworth A.C., Markgraf V., Villagran C., 1991. Late Quaternary climatic history of the Chilean channels based on fossil pollen and beetle analysis, and analysis of the modem vegetation and pollen rain. J. Quat. Sci. 6: 279-291.

201. Atkinson T.C., Briffa K.R., Coope G.R. et al., 1986. Climatic calibration of coleopteran data // Handbook of Holocene Palaeoecology and Palaeohydrology. Chapter 4. London: J. Wiley and Sons.

202. Atlas of Paleoclimates and Paleoenvironments of the Northern Hemisphere, 1992. Late Pleistocene -Holocene. (B. Frenzel, M. Pesci, A.A. Velichko, eds.). Budapest, Frankfurt, New York: G. Fischer, 149 maps, 146 pp.

203. Bacon S.N., Chinn T.J.H., van Dissen RJ. et al., 2001. Paleo-equilibrium line altitude estimates from late Quaternary glacial features in the Inland Kaikoura Range, South Island, N.Z. NZJ. Geol. Geophys. 44:55-67.

204. Ballance P.F., Williams P.W., 1982. The Geomorphology of Auckland and Northland // Landforms of New Zealand. Auckland: Longman Paul, pp. 127-146.

205. Barrows T.T., Juggins S., De Deckker P. et al, 2000. Sea-surface temperatures of the southwest Pacific Ocean during the Last Glacial Maximum. Paleoceanogr.15 (1): 95-109.

206. Barrows T.T., Stone J.O., Fifield L.K., Cresswell R.G., 2001. Late Pleistocene glaciation of the Kosciuszko Massif, Snowy Mountains, Australia. Quat. Res. 55:179-189.

207. Barrows T.T., Stone J.O., Fifield L.K., Cresswell R.G., 2002. The timing of the Last Glacial Maximum in Australia. Quat. Sci. Rev. 21: 159-173.

208. Barry R.G., Andrews J.T., Mahaffy M.A.W., 1975. Continental ice sheets: conditions for growth. Science 190: 979-981.

209. Bartlein P.J., Anderson K.H., Anderson P.M. et al., 1998. Palaeoclimate simulations for North America over the past 21,000 years: Features of the simulated climate and comparisons with palaeoenvironmental data. Quat. Sci. Rev. 17:549-585.

210. Bartlein P.J., Prentice I.C., Webb III Т., 1986. Climatic response surfaces from pollen data for some eastern North American taxa. J. BiogeogrAl: 35-57.

211. Bartlein, P.J., Webb III Т., Fieri E., 1984. Holocene climatic change in the northern Midwest: Pollen-derived estimates. Quat. Res. 22: 361-374.

212. Basher L.R., McSaveney M.J., 1989. An early Aranuian glacial advance at Cropp River, central Westland, N.Z.J. R. Soc. NZ19: 263-268.

213. Baylis G.T.S., 1958. An example of winter injury to silver beech at moderate altitude. Proc. NZ Ecol. Soc. 6:21-22.

214. Beaulieu J.-L. de, Reille M., 1984. A long Upper Pleistocene pollen record from Les Echets, near Lyon, France. Boreas 13:111-132.

215. Beaulieu J.-L. de, Reille M., 1992. The last climatic cycle at La Grande Pile (Vosges, France). A new pollen profile. Quat. Sci. Rev. 11:431 -43 8.

216. Benn D.I., Clapperton C.M., 2000. Glacial sediment-landform associations and paleoclimate during the last glaciation, Strait of Magellan, Chile. Quat. Res. 54:13-23.

217. Bennett K.D., 1985. The spread of Fagus grandifolia across eastern North America during the last 18,000 years. J. Biogeogr. 12: 147-164.

218. Bennett K.D., Haberle S.G., Lumley S.H., 2000. The last glacial-Holocene transition in southern Chile. Science 290:325-328.

219. Berger A.L., 1978. Long-term variations of caloric insolation resulting from the Earth's orbital elements. Quat. Res. 9 (2): 138-167.

220. Berger A.L., Loutre M.F., 1991. Insolation values for the climate of the last 10 million years. Quat. Sci. Rev. 10:297-317.

221. Berger G.W., Pillans B.J., Tonkin P.J., 2001. Luminescence chronology of loess-paleosol sequences from Canterbury region, South Island, N.Z. NZJ. Geol. Geophys. 44: 501-516.

222. Berger G.W., Tonkin P.J., Pillans B.J., 1996. Thermoluminescence dating of loess, Rakaia River, South Island, N.Z. Quat. Int. 34-36:177-81.

223. Berger W., Bickert Т., Jansen E. et al., 1993: The central mystery of the Quaternary ice age. Oceanus 36:53-56.

224. Birks H.J.B., 1989. Holocene isochrone maps and patterns of tree-spreading in the British Isles. J. Biogeogr. 16:503-540.

225. Birks H.J.B., Birks H.H., 1981. Quaternary palaeoecology. London: Arnold, 255 p.

226. Birks H.J.B., Gordon A.D., 1985. Numerical methods in Quaternary pollen analysis. London: Acad.1. Press, 317 р.

227. Blunier Т., Chappellas J., Schwander J. et al., 1998. Asynchrony of Antarctic and Greenland climate change during the Last Glacial period. Nature 394:739-743.

228. Bobst A.L., Lowenstein Т.К., Jordan Т.Е. et al., 2001. A 106 ka paleoclimate record from drill core of the Salar de Atacama, northern Chile. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 173: 21-42.

229. Bonadonna F.P., Leone G., Zanchetta G., 1999. Stable isotope analyses on the last 30 ka molluscan fauna from Pampa grassland, Bonaerense region, Argentina. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 153:289-308.

230. Bond G., Heinrich H., Broecker W. et al., 1992. Evidence for massive discharges of icebergs into the glacial northern Atlantic. Nature 360:245-249.

231. Bond G., Broecker W., Johnsen S. et al., 1993: Correlations between climate records from North Atlantic sediments and Greenland ice. Nature 65: 143-147.

232. Bond G., Showers W., Cheseby M. et al., 1997. A pervasive millennial-scale cycle in North Atlantic Holocene and glacial climates. Science21%\ 1257-1266.

233. Borisova O.K., 1997. Younger Dryas landscape and climate in Northern Eurasia and North America. Quat. Int. 41/42: 103-109.

234. Borisova, O.K., 2002. The Holocene flora and vegetation of the northern Russian Plain (the Vychegda River basin). Acta Palaeontologica Sinica 41 (4): 478-486.

235. Borisova O.K., 2005. Vegetation and climate changes at the Eemian/Weichselian transition: new palynological data from Central Russian Plain. Polish Geol. Inst. Spec. pap. 16: 9-17.

236. Borisova O.K., Sidorchuk A.Yu., Panin A.V., 2006. Palaeohydrology of the Seim River basin, Mid-Russian Upland, based onpalaeochannel morphology and palynological data. Catena 66:53-78.

237. Bottema S., 1975. The interpretation of pollen spectra from prehistoric settlements (with special attention to Liguliflorae). Paleohistoria 17: 17-35.

238. Boulton G.S., Dongelman P., Punkari M., Broadgate M., 2001. Palaeoglaciology of an ice sheet through glacial cycle: the European ice sheet through the Weichselian. Quat. Sci. Rev. 20: 521-625.

239. Bowler J.M., 1975. Deglacial events in southern Australia: their age, nature, and palaeoclimatic significance // Quaternary Studies. Wellington: R. Soc. NZ, pp. 75-82.

240. Bowler J.M., 1986. Quaternary landform evolution II Australia: the national environment. Sydney: Sydney Univ. Press, pp. 117-147.

241. Bowler J.M., Hamada Т., 1971. Late Quaternary stratigraphy and radiocarbon chronology of water level fluctuations in Lake Keilambete, Victoria. Nature 232: 330-322.

242. Bowler J.M., Hope G.S., Jennings J.N., Singh G., Walker D., 1976. Late Quaternary climates of Australia and New Guinea. Quat. Res. 6: 359-394.

243. Briner J.P., Swanson T.W., Caffee M., 2001. Late Pleistocene Cosmogenic 36C1 Chronology of the Suthwestern Ahklun Mountains, Alaska. Quat. Res. 56:148-154.

244. Broecker W.S., Bond G., Klas M., Bonani G., Wolfli W., 1990. A salt oscillator in the glacial Atlantic? I. The concept. Paleoceanogr.5:469-477.

245. Broecker W.S., Bond G., Klas M., Clark E., McManus J., 1992. Origin of the northern Atlantic's Henrich events. Climate Dynamics 6: 265-273.

246. Broecker W.S., Peteet D.M., Rind D., 1985. Does the ocean-atmosphere system have more than one stable mode of operation? Nature 315: 21 -25.

247. Brook E.J., Harder S., Severinghaus J. et al., 2000. On the origin and timing of rapid changes in athmospheric methane during the last glacial period. GlobalBiogeochem. Cycles 14: 559-572.

248. Bunting M.J., Armitage R., Binney H.A., Waller M., 2005. Estimates of 'relative pollen productivity' and 'relevant source area of pollen' for major tree taxa in two Norfolk (UK) woodlands. The Holocene 15/3:459465.

249. Burrows C.J., 1977. Forest vegetation // Cass: history and science in the Cass district, Canterbury, N.Z. Christchurch: Univ. of Canterbury, Dept. of Botany, pp. 233-257.

250. Burrows C.J., 1979. A chronology for cool-climate episodes in the Southern hemisphere 1200-1000 B.P. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 27:287-347.

251. Busby J.R., 1986. A biogeoclimatic analysis of Nothofagus cunninghamii (Hook.) Oerst in southeastern Australia. Austral. J. ofEcol. 11:1-7.

252. Busby J.R., 1991. BIOCLIM a bioclimatic analysis and prediction system // Nature Conservation: Cost Effective Biological Surveys and Data Analysis. Melbourne: CSIRO, pp. 64-68.

253. Bussell M.R., 1990. Palynology of Oxygen Isotope Stage 6 and Substage 5e from cover beds of a marine terrace, Taranaki, N.Z. Quat. Res. 34: 86-100.

254. Caine N., 1983. The Mountains of Northeastern Tasmania. Rotterdam: Balkema, 200 p.

255. Caine N., Jennings J.N., 1968. Some blockstreams of the Toolong Range, Kosciusko National Park, New South Wales. J. Proc. R. Soc. N.S.W. 101: 93-103.

256. Calder J.W., Wardle P., 1969. Succession in subalpine vegetation at Arthur's Pass, N.Z. Proc. NZ Ecol. Soc. 16:36-47.

257. Carr S., Hafidason H., Sejrup H.-P., 2000. Micromorphological evidence supporting Late Weichselian glaciation of the Northern North Sea. Boreas 29: 315-328.

258. Carter J.A., 2002. Phytholith analysis and paleoenvironmental reconstruction from Lake Poukawa core, Hawkes Bay, N.Z. Glob. Planet. Change 33: 257-267.

259. Chaltieri L., Brigham-Grette G., Mostoller D. et al., 1997. Field evidence for maximum ice advance prior to late stage 5 in Western Beringia. Program and abstracts, 27th Arctic workshop. Ottava: Univ. of Ottava, pp. 95-96.

260. Chappell J., Shackleton N.J., 1986. Oxygen isotopes and sea level. Nature 324:137-140.

261. Cheddadi R., Mamakowa K., Guiot J. et al., 1998. Was the climate of the Eemian stable? A quantitative climate reconstruction from seven European pollen records. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 143: 73-85.

262. Chinn T.J.H., 1979. How wet is the wettest of the wet West Coast? NZ Alpine J. 32: 85-87.

263. Chinn T.J.H., 1981. Late Quaternary glacial episodes in New Zealand. Rep. No. WS 364, Christchurch: Ministry of Works and Development, 57 p.

264. Chinn T.J.H., 1995. Glacier fluctuations in the Southern Alps of New Zealand determined from snowline elevations. Arct. Alp. Res. 27: 187-197.

265. Clague J.J., James T.S., 2002. History and isostatic effects of the last ice sheet in southern British Columbia. Quat. Sci. Rev. 21: 71-87.

266. Clapperton C., Seltzer G., 2001. Glaciation during Marine Isotope Stage 2 in the American Cordillera // Interhemispheric climate linkages. San Diego: Acad. Press, pp. 173-182.

267. Clapperton C.M., 1975. Further observations on the stone runs of the Falkland Islands. Biulletin Periglacial 24:211-217.

268. Clapperton C.M., 1993. Nature and environmental changes in South America at the Last Glacial Maximum. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 101:189-208.

269. Clapperton C.M., 1994. The Quaternary Glaciation of Chile: A review. Revista Chilena de Historia Natural 67: 369-383.

270. Clapperton C.M., Sugden D.E., Kaufman D.S., McCulloch R.D., 1995. The last glaciation in central Magellan Strait, Southermost Chile. Quat. Res. 44:133-148.

271. Clark D.H., Bierman P.R., Larsen P., 1995. Improving in situ cosmogenic chronometers. Quat. Res. 44:367-377.

272. Clark P.U., 1994. Unstable behavior of the Laurentide Ice Sheet over deforming sediment and its implications for climatic change. Quat. Res. 41: 19-25.

273. Clayden S.L., Cwynar L.C., MacDonald G.M., 1996. Stomate and pollen content of lake surface sediment from across the tree line on the Taimyr Peninsula, Siberia. Canadian J. Botany 74: 1009-1015.

274. CLIMAP Project Members, 1976. The surface of ice-age Earth. Science 191:1131-1137.

275. CLIMAP Project Members, 1981. Seasonal reconstructions of the earth's surface at the last glacial Maximum II Map and Chart series 36. Geological society of America.

276. CLIMAP Project Members, 1984. The last interglacial ocean. Quat. Res. 21:123-224.

277. Cofaigh O.C., England J., Zreda M., 2000. Late Wisconsinan glaciation of southern Eureka Sound: evidence for extensive Innuitian ice in the Canadian High Arctic during the Last Glacial Maximum. Quat.Sci.Rev. 19:1319-1341.

278. COHMAP Members, 1988. Climatic changes of the last 18,000 years: observations and model simulations. Science 241:1043-1052.

279. Colhoun E.A., 1980. Quaternary fluviatile deposits from the Pieman Dam site, western Tasmania. Proc. R. Soc. London, ser. В 207: 355-384.

280. Colhoun E.A., 1985a. Pre Last Glaciation vegetation history at Henty Bridge, western Tasmania. New Phytologyst 100: 681-690.

281. Colhoun E.A. 1985b. Radiocarbon dates for Tasmania, 1956-1984. Pap. Proc. R. Soc. Tasmania 119: 39-54.

282. Colhoun E.A., 1985c. Glaciations of the West Coast Range, Tasmania. Quat. Res. 24,39-59.

283. Colhoun E.A., 1989. Quaternary // Geology and Mineral Resources of Tasmania. Geol. Soc. of Australia, Spec. Publ. 15. Chapter 10, pp. 410-418.

284. Colhoun E.A., 1992. Late glacial and Holocene vegetation history at Poets Hill Lake, western Tasmania. Australian Geographer 23 (1): 11-23.

285. Colhoun E.A., 1996. Application of Iversen's glacial-interglacial cycle to interpretation of the late last glacial and Holocene vegetation history of western Tasmania. Quat. Sci. Rev. 15: 557-580.

286. Colhoun E.A., 2000. Vegetation and climate change during the Last Interglacial-Glacial cycle in western Tasmania, Australia. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 155:195-209.

287. Colhoun E.A., Benger S.N., Fitzsimons S.J., van de Geer G., Hill R.S., 1993. Quaternary organic deposit from Newton Creek Valley, Western Tasmania. Austral. Geogr. Studies 31:26-38.

288. Colhoun E.A., Fitzsimmons S.J., 1990. Late cainozoic glaciation in western Tasmania. Quat. Sci. Rev. 9:199-216.

289. Colhoun E.A., Goede A., 1979. The Late Quaternary deposits of Blakes Opening and the middle Huon Valley, Tasmania. Phil. Trans. R. Soc. London, ser. 286B: 371-395.

290. Colhoun E.A., Hannan D., Kiernan K., 1996. Late Wisconsin glaciation of Tasmania. Papers and Proceedings of the Royal Society of Tasmania 130 (2): 33-45.

291. Colhoun E.A., Peterson J.A., 1986. Quaternary landscape evolution and the cryosphere: research progress from Sahul to Australian Antarctica. Australian Geographical Studies 24:145-167.

292. Colhoun E.A., Pola J.S., Barton C.E., Heijnis H., 1999. Late Pleistocene vegetation and climate history of Lake Selina, western Tasmania. Quat. Int. 57/58: 5-23.

293. Colhoun E.A., van de Geer G., 1986. Holocene to Middle Last Glaciation vegetation history at Tullabardine Dam, western Tasmania. Proc. R. Soc. London, ser. B29:177-207.

294. Colhoun E.A., van de Geer G., 1987. Vegetation history and climate before the Maximum of the Last Glaciation at Crotty, western Tasmania. Pap. Proc. R. Soc. Tasmania 121: 69-74.

295. Colhoun E.A., van de Geer G., Fitzsimons S.J., 1991. Late Glacial and Holocene vegetation history at Governor Bog, King Valley, western Tasmania. J. Quat. Sci. 6: 55-66.

296. Colhoun E.A., van de Geer G., Fitzsimons S.J., 1992. Late Quaternary organic deposits at Smelter Creek and vegetation histoiy of the Middle King Valley, Western Tasmania. J. Biogeogr. 19/2:217-227.

297. Colhoun E.A., van de Geer G., Mook W.G., 1982. Stratigraphy, pollen analysis and palaeoclimatic interpretation ofPulbeena Swamp, northwestern Tasmania. Quat. Res. 18:108-126.

298. Coope G.R., 1977. Fossil coleopteran assemblages as sensitive indicators of climatic changes during the Devensian (Last) cold stage. Phil. Trans. R. Soc. London, ser. В 280: 313-340.

299. Coronato A., Salemme M., Rabassa J., 1999. Palaeoenvironmental conditions during the early peopling of Southernmost South America (Late Glacial-Early Holocene, 14-8 ka B.P.). Quat. Int. 53/54: 77-92.

300. Cowie J.D., 1963. Dune building phases in the Manawatu district, N.Z. NZJ. Geol. Geophys. 6: 268280.

301. Cowie J.D., 1964. Loess in the Manawatu district, N.Z. NZJ. Geol. Geophys. 7: 389-396.

302. Cranwell L.M., von Post L., 1936. Post-Pleistocene pollen diagrams from the Southern hemisphere. 1. New Zealand. Geografiska Annaler 3-4: 308-347.

303. Cumberland K.B., 1962. Climatic change or cultural interference? In: Land and Livelihood. Geographical essays in honour of George Jobberns. Christchurch: NZ Geogr. Soc., pp. 88-142.

304. Curry B.B., Pavich M.J., 1997. Absence of glaciation in Illinois during marine isotope stages 3 through 5. Quat. Res. 46:19-26.

305. Cwynar L.C., Levesque A.J., 1995. Chironomid evidence for Late-Glacial climatic reversals in Maine. Quat. Res. 43:405-413.

306. Cwynar L.C., Spear R.W., 1995. Paleovegetation and paleoclimatic changes in the Yukon at 6ka BP.

307. Geographiephysique et Quaternaire 49 (1): 29-35.

308. D'Costa D.M., 1997. The reconstruction of Quaternary vegetation and climate on King Island, Bass Strait, Australia. Quat. Australasia 15/2:42-43.

309. D'Costa D.M., Edney P., Kershaw A.P., De Deckker P., 1989. Late Quaternary palaeoecology of Tower Hill, Victoria, Australia. J. Biogeogr. 16:461-482.

310. D'Costa D.M., Grindrod J., Ogden R., 1993. Preliminary environmental reconstructions from late Quaternary pollen and mollusc assemblages at Egg Lagoon, King Island, Bass Strait. Austral. J. of Ecol. 18:351-366.

311. Davidson J., 1984. The prehistory of New Zealand. Auckland: Longman Paul, 270 p.

312. Davies J.L., 1974. Geomorphology and Quaternary environments. Biogeography and Ecology in Tasmania. The Hague: Dr Junk, pp. 17-27.

313. Davis M.B., 1963. On the theory of pollen analysis. Am. J. Sci. 10: 897-912.

314. D'Costa D.M., 1997. The reconstruction of Quaternary vegetation and climate on King Island, Bass Strait, Australia. Quat. Australasia 15/2:42-43.

315. D'Costa D.M., Edney P., Kershaw A.P., De Deckker P., 1989. Late Quaternary palaeoecology of Tower Hill, Victoria, Australia. J. Biogeogr. 16:461-482.

316. D'Costa D.M., Grindrod J., Ogden R., 1993. Preliminary environmental reconstructions from late Quaternary pollen and mollusc assemblages at Egg Lagoon, King Island, Bass Strait. Austral. J. of Ecol. 18:351-366.

317. Denton G.H., Hendy C.H., 1994. Younger Diyas age advance of Franz Josef Glacier in the Southern Alps of New Zealand. Science 264: 1434-1437.

318. Denton G.H., Heusser C.J., Lowell T.V. et al., 1999. Interhemispheric linkages of paleoclimate during the last glaciation. Geografiska Annaler 81 A: 107-153.

319. Dickson M., 1972. Palynology of a late Oturi Interglacial and early Otira Glacial sequence from Sunday Creek (S51), Westland, N.Z. NZJ. Geol. Geophys. 15:590-598.

320. Dodson J.R., 1974a. Vegetation and climatic history near Lake Keilambete, western Victoria. Austral. J. Botany 22: 709-717.

321. Dodson J.R., 1974b. Vegetation history and water fluctuations at Lake Leake, southeastern South Australia. 1.10,000 B.P. to Present. Austral. J. Botany22: 719-741.

322. Dodson J.R., 1975. Vegetation history and water fluctuations at Lake Leake, southeastern South Australia. П. 50,000 BP to 10,000 BP. Austral. J. Botany23: 815-831.

323. Dodson J.R., 1976. Modem pollen spectra from Chatham Island, N.Z. NZJ. BotanyU: 341-347.

324. Dodson J.R., 1977. Late Quaternary Palaeoecology of Wyrie Swamp, southeastern South Australia. Quat. Res. 8:97-114.

325. Dodson J.R., 1978. A vegetation history from north-east Nelson, N.Z. NZJ. Botanyl6: 371-378.

326. Dodson J.R., 1998. Timing and response of vegetation change to Milankovitch forcing in temperate Australia and New Zealand. Glob. Planet. Change 18: 161-174.

327. Dyakowska J., 1936. Researches on the rapidity of the falling down of pollen of some trees. Bull. Intern, de I'Acad. Polonaisce des Sci. et des Lettres, ser. В 1:155-168.

328. Dyke A.S., Andrews J.T., Clark P.U. et al., 2002. The Laurentide and Innuitian ice sheets during the Last Glacial Maximum. Quat. Sci. Rev. 21:9-31.

329. Eden D., Froggatt P.C., 1988. Identification and stratigraphic significance of distal Aokautere Ash in three loess cores from eastern South Island, N.Z. // Loess: its Distribution, Geology and Soils. Rotterdam: Balkema, pp. 47-58.

330. Eden D., Froggatt P.C., Mclntoch P., 1992. The distribution and composition of volcanic glass in late Quaternary loess deposits of southern South Island, N.Z. NZJ. Geol. Geophys. 35: 69-79.

331. Edney P.A., Kershaw A.P., De Deckker P., 1990. A Late Pleistocene and Holocene vegetation and environmental record from Lake Wangoom, Western Plains of Victoria. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 80: 325-343.

332. Elias S.A., 1997. The Mutual Climatic Range method of palaeoclimate reconstruction based on insect fossils: new applications and inter-hemispheric comparisons. Quat. Sci. Rev. 16:1217-1225.

333. Espizua L.E., 1999. Chronology of Late Pleistocene glacier advances in the Ryo Mendoza Valley, Argentina. Glob. Planet. Change 22: 193-200.

334. Fidalgo F., 1990. La Formaci6n "La Postrera" // International Symposium on Loess. (Expanded abstracts). Mar del Plata, Argentina, pp. 78-83.

335. Field M.H., Huntley В., Muller H., 1994. Eemian climate fluctuations observed in a European pollen record. Nature 371:779-783.

336. Fitzsimons S.J., Colhoun E.A., van de Geer G., Pollington M.J., 1992. The Quaternary geology and glaciation of the King Valley, western Tasmania. Geol. Surv. Tasmania Bull. 68:1-56.

337. Flohn H., 1978. Comparison of Arctic and Antarctic climate and its relevance to climatic evolution // Antarctic Glacial History and World Environments. Rotterdam: Balkema, pp. 3-13.

338. Follieri M., Magri D., Sadori L., 1988. 250,000-year pollen record from Valle di Castiglione (Roma). Pollen et Spores 30: 329-356.

339. Formento-Trigilio M.L., Burbank D. Et al., 2002. River response to an active fold and thrust belt in a convergent margin setting, North Island, N.Z. Geomorphology 49: 125-152.

340. Forsstrom L., 1988. The northern limit of pine forest in Finland during the Weichsehan interstadials. Annales Academiae Sctentiarum Fennicae А Ш, 147,24 pp.

341. Franklin D.A., 1968. Biological flora of New Zealand 3. Dacrydium cupressinum Lamb. (Podocarpaceae) Rimu. NZJ. Botany 6:493-513.

342. Froggart P.C., 1988. Paleomagnetism of Last Glacial loess from two sections in New Zealand // Loess: its Distribution, Geology and Soils. Rotterdam: Balkema, pp. 59-68.

343. Garleff K., Schabitz F., Stingl H., Veit H., 1991. Jungquartare Landschaftsenwicklung beiderseits der Ariden Diagonale Siidamerikas. Bamberger Geograph. Schriften 11:359-394.

344. Gellatly A.F., Rothlisberger F., Geyh M.A., 1985. Holocene glacier variations in New Zealand (South Island). Zeitschrift fur Gletscherkunde und Glazialgeologie 21: 265-273.

345. Gervais B.R., MacDonald G.M., 2001. Modern pollen and stomate deposition in lake surface sediments from across the treeline on the Kola Peninsula, Russia. Rev. Palaeobot. Palynol. 114: 223237.

346. Glushkova O.Yu., 2001. Geomorphological correlation of late Pleistocene glacial complexes of Western and Eastern Beringia. Quat. Sci. Rev. 20:405-418.

347. Grant P.J., 1996. HawkesBay: The Forests of Yesterday. Havelock North: P.J. Grant, 273 pp.

348. Green J.D., Lowe D.J., 1985. Stratigraphy and development of c. 17,000 year old Lake Maratoto, North Island, N.Z., with some inferences about postglacial climatic change. NZJ. Geol. Geophys. 28: 675-699.

349. Grichuk V.P., 1992. Vegetation during the Last Interglacial. (Expl. notes, map 11) II Atlas of Paleoclimates and Paleoenvironments of the Northern Hemisphere. Late Pleistocene Holocene. Budapest-Frankfurt, p. 85.

350. Grimm E.C., 1987. CONISS: A FORTRAN 77 program for stratigraphically constrained cluster analysis by the method of incremental sum of squares. Computers and Geosciences 13:13-35.

351. Grimm E.C., 1990. TILIA and TILIA* GRAPH. PC spreadsheet and graphics software for pollen data. INQUA, Working Group on Data-Handling Methods, Newsletter 4:5-7.

352. Grimm E.C., Lozano-Garcia S., Behling H., Markgraf V., 2001. Holocene vegetation and climate variability in the Americas // Interhemispheric climate linkages. San Diego: Acad. Press, pp. 325-370.

353. Grootes P.M., Steig E.J., Stuiver M. et al., 2001. The Tailor Dome Antarctic 0-18 record and globally synchronous changes in climate. Quat. Res. 56:289-298.

354. Grootes P.M., Stuiver M., White J.W.C. et al., 1993. Comparison of oxygen isotope records from the GISP2 and GRIP Greenland ice cores. Nature 366: 552-554.

355. Grosjean M., van Leeuwen J.F.N., van der Knaap W.O. et al., 2001. A 22,000 14C year BP sediment and pollen record of climate change from Laguna Miscanti 23°S, northern Chile. Glob. Planet. Change 28:35-51.

356. Griiger E., 1972. Late Quaternary vegetation development in south-central Illinois. Quat. Res. 2: 217231.

357. Griiger E., 1979. Spatriss, Riss/Wurm und Friihwurm am Santerbergin Oberbayem ein vegetationsgeschichtlicher Beittag zur Gliederung des Jungpleistozans. Geologica Bavarica 80: 5-64.

358. Guiot J., 1987. Late Quaternary climatic change in France estimated from multivariate pollen time series. Quat. Res. 28:100-118.

359. Guiot J., 1990. Methodology of the last climatic cycle reconstruction in France from pollen data. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 80:49-69.

360. Guiot J., de Beaulieu J.-L., Cheddadi R. et al., 1993. The climate in western Europe during the last Glacial/Interglacial cycle derived from pollen and insect remains. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 103: 73-93.

361. Guiot J., Pons A., de Beaulieu J.-L., Reille M., 1989. A 140,000 year climatic reconstruction from two European records. Nature 338:309-313.

362. Guy-Ohlson D., 1992. Botryococcus as an aid in the interpretation of palaeoenvironment and depositional processes. Rev. Palaeobot. Palynol. 71:1-15.

363. Hajdas I., Bonani G., Moreno P.I., Ariztegui D., 2003. Precise radiocarbon dating of Late-Glacial cooling in mid-latitude South America. Quat. Res. 59: 70-78.

364. Hansen B.C.S., 1995. Conifer stomate analysis as a paleoecological tool: an example from the Hudson Bay Lowlands. Canadian Journal of Botany 73:244-252.

365. Hansen B.C.S., MacDonald G.M., Moser K.A., 1996. Identifying the tundra-forest border in the stomate record: an analysis of lake surface samples from Yellowknife area, Northwest Territories, Canada. Canadian J. Botany 74: 796-800.

366. Harle K.J., 1997. Late Quaternary vegetation and climate change in southeastern Australia: palynological evidence from marine core E55-6. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 131: 465483.

367. Harle K.J., Kershaw A.P., Heijnis H., 1999. The contributions of uranium/thorium and marine palynology to the dating of the Lake Wangoom pollen record, western plains of Victoria, Australia. Quat. Int. 57/58:25-34.

368. Harris S.A., 1975. Petrology and origin of stratified scree in New Zealand. Quat. Res. 5:199-214.

369. Harrison S.P., Dodson J., 1993. Climates of Australia and New Guinea since 18,000 yr B.P // Global Climates since the Last Glacial Maximum. Minneapolis: Univ. of Minnesota Press, pp. 265-293.

370. Hellstrom J., McCulloch M., Stone J., 1998. A detailed 31,000-year record of climate and vegetation change, from the isotope geochemistry of two New Zealand speleothems. Quat. Res. 50:167-178.

371. Helmens K.F., Kuhiy P., Rutter N.W. et al., 1996. Warming at 18,000 yr B.P. in the tropical Andes. Quat. Res. 45:289-299.

372. Helmens K.F., Rasanen M.E., Johansson P. et al., 2000. The Last Interglacial-Glacial cycle in NE Fennoscandia: a nearly continuous record from Soklu (Finnish Lapland). Quat. Sci. Rev. 19:1605-1623.

373. Helmens K.F., Rutter N.W., Kuhiy P., 1997. Glacier fluctuations in the eastern Andes of Colombia, South America, during the last 45k radiocarbon years. Quat. Int. 38/39: 39-48.

374. Henriksen M., Mangerud J., Maslenikova O. et al., 2001. Weichselian stratigraphy and glaciotektonic deformation along the lower Pechora River, Arctic Russia. Glob. Planet. Change 31:297-319.

375. Hesse P.P., 1994. The record of continental dust from Australia in Tasman Sea sediments. Quat. Sci. Rev. 13:257-272.

376. Hesse P.P., McTainsh G.H., 2003. Australian dust deposits: modem processes and the Quaternary record. Quat. Sci. Rev. 22:2007-2035.

377. Hesselman H., 1916. Yttrande med anledning af L. von Post foredrag om skogstradspollen i Sydsvenska torfmooselagerfoljer. Geologiska Foreningen Stockholm Forhandlingar 38, H. 6 (314): 390392.

378. Heusser C.J., 1966. Late Pleistocene pollen diagrams from the Province of Llanquihue, southern Chile. Proc. Amer. Phil. Soc. 110:269-305.

379. Heusser C.J., 1974. Vegetation and climate of the southern Chilean Lake Region during and since the Last Interglaciation. Quat. Res. 4:290-315.

380. Heusser C.J., 1981. Palynology of the last interglacial-glacial cycle in midlatitudes of southern Chile. Quat. Res. 16:293-321.

381. Heusser C.J., 1983. Late Quaternary climates of Chile // Proceedings of SASQUA International Symposium, Swaziland, 29 Aug. 2 Sept. 1983, pp. 59-83.

382. Heusser C.J., 1984. Late-Glacial-Holocene climate of the Lake District of Chile. Quat. Res. 22: 77-90.

383. Heusser C.J., 1989a. Polar perspective of Late-Quaternary climates in the Southern Hemisphere. Quat. Res. 32: 60-71.

384. Heusser C.J., 1989b. Southern westerlies during the Last Glacial Maximum. Quat. Res. 31:423-425.

385. Heusser C.J., 1995. Three Late Quaternary pollen diagrams from Southern Patagonia and their palaeoecological implications. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 118: 1-24.

386. Heusser C.J., 1998. Deglacial paleoclimate of the American sector of the Southern Ocean: Late Glacial-Holocene records from the latitude of Canal Beagle (55°S), Argentine Tierra del Fuego. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 141:277-301.

387. Heusser C.J., 1999. Human forcing of vegetation change since the last ice age in southern Chile and Argentina. Bamberger Geogr. Schrift. 19:211-232.

388. Heusser C.J., Heusser L.E., 1990. Long continental pollen sequence from Washington State (U.S.A.): Correlation of upper levels with marine pollen-oxygen isotope stratigraphy through substage 5e. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 79: 63-71.

389. Heusser C.J., Lowell T.V., Heusser L.E. et al., 1996. Full-glacial-late-glacial palaeoclimate of the Southern Andes: Evidence from pollen, beetle, and glacial records. J. Quat. Sci. 11:173-184.

390. Heusser C.J., Rabassa J., 1987. Cold climatic episode of Younger Dryas age in Tierra del Fuego. Nature 328: 609-611.

391. Heusser C.J., Streeter S.S., 1980. A temperature and precipitation record of the past 16,000 years in southern Chile. Science 210: 1345-1347.

392. Heusser C.J., Streeter S.S., Stuiver M., 1981. Temperature and precipitation record in southern Chile extended to -43,000 yr ago. Nature 294: 65-67.

393. Heusser L.E., 1995. Pollen stratigraphy and paleoecologic interpretation of the 160-K.Y. record from Santa Barbara Basin, Hole 893A // Proc. of the Ocean Drilling Program, Scientific Results, vol. 146 (Pt. 2), pp. 265-277.

394. Heusser L., Heusser C., Kleczkowski A., Crowhurst S., 1999. A 50,000-yr pollen record from Chile of South American millennial-scale climate instability during the Last Glaciation. Quat. Res. 52:154-158.

395. Heusser L.E., van de Geer G., 1994. Direct correlation of terrestrial and marine paleoclimatic records from four glacial-interglacial cycles DSDP site 594 SW Pacific. Quat. Sci. Rev. 13: 273-282.

396. Hicks S., 2001. The use of annual arboreal pollen deposition values for delimiting tree-lines in the landscape and exploring models of pollen dispersal. Rev. Palaeobot. Palynol. 117 (1-2): 1-30.

397. Hicks S., Hyvarinen H., 1999. Pollen influx values measured in different sedimentary environments and their palaeoecological implications. Grana 38:228-242.

398. Hintikka V., 1963. Uber das Gropklima einiger Pflanzenareale in zwei Klimakoordinatensystemen dargestellt.BotanicaeFennicae 'Vanamo'34: 1-64.

399. Hoganson J., Ashworth A., 1993. The magnitude and the rapidity of the climate change marking the end of the Pleistocene in midlatitudes of South America. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 101: 263-270.

400. Hoganson J.W., Ashworth A.C., 1982. The Late-glacial climate of the Chilean Lake Region implied by fossil beetles. Proc. 3rd North Amer. Paleontol. Convention 1: 251-256.

401. Hoganson J.W., Ashworth A.C., 1992. Fossil beetle evidence for climatic change 18,000-10,000 years BP in south-central Chile. Quat. Res. 37:101-116.

402. Holloway J.T., 1954. Forests and climates in the South Island of New Zealand. Trans. R. Soc. NZ 82: 329410.

403. Hooghiemstra H., van Geel В., 1998. World list of Quaternary pollen and spore atlases. Rev. Palaeobot. Palynol. 104:157-182.

404. Hopf F.V.L., Colhoun E.A., Barton C.B., 2000. Late-glacial and Holocene record of vegetation and climate from Cynthia Bay, Lake St Clair, Tasmania. J. Quaternary Sci. 15 (7): 725-732.

405. Hopkins D.M., Brigham-Grette J., 1998. The consensus view: limited glacial ice extent across N.E. Russia during LGM. Abstr. Fall Meeting Amer. Geophys. Union. EOS 79 (45): 491.

406. Horton D.R., 1984. Red Kangaroos: last of the Australian megafauna // Quaternary extinctions: a prehistoric revolution. Tucson: The Univ. of Arizona Press, pp. 639-680.

407. Howe S., Webb III Т., 1983. Calibrating pollen data in climatic terms; improving the methods. Quat. Sci. Rev. 2: 17-51.

408. Hubbard N.N., 1995a. An integrated method for reconstructing regional palaeoclimates: Australia (18,000 yr B.P.). Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 116:141-166.

409. Hubbard N.N., 1995b. In search of regional palaeoclimates: Australia, 18,000 yr BP. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 116: 167-188.

410. Huijzer В., Vandenberghe J., 1998. Climatic reconstruction of the Weichselian pleniglacial in northwestern and central Europe. 7. Quaternary Sci. 13 (5): 391-417.

411. Hulton N.R.J., Purves R.S., McCulloch R.D. et al., 2002. The Last Glacial Maximum and deglaciation in southern South America. Quat. Sci. Rev. 21:233-241.

412. Huntley В., Alfano M.J., Allen J.R.M. et al., 2003. European vegetation during Marine Oxygen Isotope Stage-3. Quat. Res. 59:195-212.

413. Huntley В., Prentice I.C., 1988. July temperatures in Europe from pollen data, 6000 years before present. Science 241: 687-690.

414. Imbrie J., Boyle E., Clemens S. et al., 1992. On the structure and origin of major glaciation cycles. 1. Linear responses to Milankovitch forcing. Paleoceanogr.7:701-38.

415. Imbrie J., Hays J.D., Martinson D.G. et al., 1984. The orbital theory of Pleistocene climate: support from a revised chronology of the marine 5180 record // Milankovitch and Climate, Part 1. NATO ASI Series C, 126. Dordrecht: D. Reidel, pp. 269-305.

416. Iriondo M., 1990. A Late Holocene dry period in the Argentine plains // Quaternary of South America and Antarctic Peninsula. Rotterdam: Balkema, pp. 197-218.

417. Iriondo M., 1999. Climatic changes in the South American plains: Records of a continent-scale oscillation. Quat. Int. 57/58: 93-112.

418. Isarin R.F.B., 1997. The climate in North-western Europe during the Younger Dryas. Netherlands Geogr. Studies, v. 229. Utrecht/Amsterdam, 159 p.

419. Iversen J., 1944. Viscum, Hedera, Ilex as climate indicators. A contribution to the study of the postglacial temperature climate. Geologiske Foreningen Stockholm Forhandlingar 66:463-483.

420. Ivy-Ochs S., Schliichter C., Kubik P.W., Denton G.N., 1999. Morain exposure dates imply synchronous Younger Dryas glacier advances in the European Alps and in the Southern Alps of New Zealand. Geografiska Annaler 81A: 313-323.

421. Jackson W.D., 1968. Fire, air, water and earth an elemental ecology of Tasmania. Proc. Ecol. Soc. Aust. 3:4-16.

422. Jane G.T., 1986. Wind damage as an ecological process in mountain beech forests of Canterbury, N.Z. NZJ.Ecol. 9:25-39.

423. Jankovska V., Комагек J., 2000. Indicative value of Pediastrum and other coccal green algae in palaeoecology. Folia Geobotanica 35: 59-82.

424. Jessen J., Milthers V., 1928. Stratigraphical and paleontological studies of interglacial fresh-water deposits in Jutland and northwest Germany. Danmarks Geologiska Undersokning 48 (11). Kopenhavn, 372 p.

425. Jouzel J., Lorius C., Petit J.R. et al., 1987. Vostok ice core: a continuous isotope temperature record over the last climatic cycle (160,000 years). Nature 329:403-407.

426. Jouzel J., Raisbeck G., Benoist J.P. et al., 1989. Comparison of deep Antarctic ice cores and their implications for climate between 65,000 and 15,000 yr ago. Quat. Res. 31:135-150.

427. Kennedy N.M., 1994. New Zealand tephro-chronology as a tool in the geomorphic history of the c. 140 ka Mamaku Ignimbrite Plateau and in resulting oxygen isotope stages. Geomorphology 9:97-115.

428. Kennedy N.M., Pullar W.A., Pain C.F., 1978. Late Quaternary land surfaces and geomorphic changes in Rotorua Basin, North Island, N.Z. NZJ. Sci. 21:249-264.

429. Kershaw A.P., 1988. Australasia // Vegetation History. (B.Huntley, T.Webb III, eds.). New York: Kluwer Acad. Publ., pp. 237-306.

430. Kershaw A.P., 1998. Estimates of regional climatic variation within southeastern mainland Australia since the Last Glacial Maximum from pollen data. Palaeoclimates: Data and Modelling 3: 107-134.

431. Kershaw A.P., Bulman D., 1996. A preliminary application of the analogue approach to the interpretation of Late Quaternary pollen spectra from southeastern Australia. Quat. Int. 33: 61-71.

432. Kershaw A.P., D'Costa D.M., McEwan Mason J.R.C., Wagstaff B.E., 1991b. Palynological evidence for Quaternary vegetation and environments of mainland southeastern Australia. Quat. Sci. Rev. 10: 391-404.

433. Kershaw A.P., Nanson G.C., 1993. The last full glacial cycle in the Australian region. Glob. Planet. Change 7: 1-9.

434. Kershaw A.P., Nix H.A., 1988. Quantitative palaeoclimatic estimates from pollen data using bioclimatic profiles of extant taxa. J. Biogeogr. 15: 589-602.

435. Kershaw A.P., Srickland K.M., 1990. The development of alpine vegetationon the Australian mainland // The Scientific Significance of the Australian Alps. Canberra: Austral. Acad, of Sci., pp. 113-126.

436. Khomutova V.I., 1995. The significance of zonal, regional and local vegetation elements in lacustrine pollen spectra. Grana 34:246-250.

437. Kienast F., Siegert C., Dereviagin A., Mai H.S., 2001. Climatic implications of late Quaternary plant macrofossil assemblages from the Taymyr Peninsula, Siberia. Glob. Planet. Change 31 (14): 263-280.

438. Kim J.-H., Schneider R.R., Hebbeln D. et al., 2002. Last deglacial sea-surface temperature evolution in the Southeast Pacific compared to climate changes on the South American continent. Quat. Sci. Rev. 21: 2085-2097.

439. King J.E., Saunders J.J., 1986. Geochelone in Illinois and the Illinoian-Sangamonian vegetation of the type region. Quat. Res. 25: 89-99.

440. Knies J., Vogt C., 2003. Freshwater pulses in the eastern Arctic Ocean during Saalian and Weichselian ice-sheet collapse. Quat. Res. 60: 243-251.

441. Комагек J., Jankovska V., 2001. Review of the green algal genus Pediastrum; Implication for pollen-analytical research. Bibliotheca Phycologica, B. 108. Berlin-Stuttgart: J. Cramer, 127 p.

442. Kiihl N., Gebhardt C., Litt Т., Hense A., 2002. Probability density functions as botanical-climatological transfer functions for climate reconstruction. Quat. Res. 58: 381-392.

443. Kiihl N., Litt Т., 2003. Quantitative time series reconstruction of Eemian temperature at three European sites using pollen data. Vegetation History and Archaeobotany 12: 205-214.

444. Kukla G.J., Bender M.L., de Beaulieu J.-L. et al., 2002. Last Interglacial Climates. Quat. Res. 58: 2-13.

445. Kutzbach J.E., Guetter P.J., 1986. The influence of changing orbital parameters and surface boundary conditions on the climate simulations for the past 18,000 years. J. Atmospheric Sci. 43:1726-1759.

446. Kutzbach J.E., Guetter P.J., Behling P.J., Selin R., 1993. Simulated climatic changes: results from the COHMAP climate-model experiments // Global Climates since the Last Glacial Maximum. Minneapolis: Univ. of Minnesota Press, pp. 24-93.

447. Lagerback R., Robertsson A.-M., 1988. Kettle holes stratigraphical archives for Weichselian geology and paleoenvironment in northern-most Sweden. Boreas 17:439-468.

448. Lamy F., Hebbeln D., Wefer G., 1998. Late Quaternary precessional cycles of terrigenous sediment input off the Norte Chico, Chile (27.5°S) and palaeoclimatic implications. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 141:233-251.

449. Lamy F., Hebbeln D., Wefer G., 1999. High-resolution marine record of climatic change in mid-latitude Chile during the last 28,000 years based on terrigenous sediment parameters. Quat. Res. 51: 8393.

450. Leamy M.L., Fieldes M., 1976. Soils, land classification and use // New Zealand Atlas. Wellington: Government Printer, pp. 122-133.

451. Lees C.M., 1986. Late Quaternary palynology of the Southern Ruahine Range, North Island, N.Z. NZ J. Botany 24:315-329.

452. Lintott W.H., Burrows C.J., 1973. A pollen diagram and macrofossils from Kettlehole Bog, Cass, South Island, N.Z. NZJ. Botany 11:269-282.

453. Lloyd P.J., Kershaw A.P., 1997. Late Quaternary vegetation and early Holocene quantitative climate estimates from Morwell Swamp, Latrobe Valley, south-eastern Australia. Austral. J. Botany 45: 549563.

454. Lowell T.V., Heusser C.J., Andersen B.G. et al., 1995. Interhemispheric correlation of late Pleistocene glacial events. Science 269:1541-1549.

455. Lumley S.H., Switsur R., 1993. Late quaternary chronology of the Taitao Peninsula, southern Chile. J. Quaternary Sci. 8:161-165.

456. All. MacAyeal D.R., 1993. Binge/purge oscillations of the Laurentide Ice Sheet as a cause of the North Atlantic's Heinrich events. Palaeoceanography 8: 775-784.

457. MacDonald G.M., Reid R.T., 1989. Pollen-climate distance surfaces and the interpretation of fossil pollen assemblages from the western interior of Canada. J. Biogeogr. 16:403-412.

458. MacDonald G.M., Velichko A.A., Kremenetski C.V. et al., 2000. Holocene treeline histoiy and climate change across Northern Eurasia. Quat. Res. 53: 302-311.

459. Macphail M.K., 1979. Vegetation and climates in southern Tasmania since the last glaciation. Quat. Res. 11:306-341.

460. Macphail M.K., 1980. Fossil and modem Beilschmiedia pollen in New Zealand. NZJ. Botany 18:453457.

461. Macphail M.K., 1986. "Over the top": pollen-based reconstructions of past alpine floras and vegetation in Tasmania // Flora and Fauna of Alpine Australasia-. Ages and Origins. Melbourne: CSIRO, pp. 173-204.

462. Macphail M.K., Colhoun E.A., 1985. Late Last Glacial vegetation, climates and fire activity in southwest Tasmania. Search 16:43-45.

463. Macphail M.K., McQueen D.R., 1983. The value of New Zealand pollen and spores as indicators of Cenozoic vegetation and climates. Tuatara 26: 37-59.

464. Magee J.W., Miller G.H., 1998. Lake Eyre palaeohydrology from 60 ka to the present: beach ridges and glacial maximum aridity. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 144: 307-329.

465. Mancini M.V., 1993. Recent pollen spectra from forest and steppe of South Argentina: a comparison with vegetation and climate data. Rev. Palaeobot. Palynol. 77:129-142.

466. Mancini M.V., 1998. Vegetational changes during the Holocene in Extra-Andean Patagonia, Santa Cruz Province, Argentina. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 138: 207-219.

467. Mancini M.V., 2002. Vegetation and climate during the Holocene in Southwest Patagonia, Argentina. Rev. Palaeobot. Palynol. 122:101-115.

468. Mangerud J., 1991. The Scandinavian Ice Sheet through the last interglacial/glacial cycle // Klimageschichtliche Probleme der letzten 130000 Jahre. Stuttgart, New York: G. Fischer, pp. 307-329.

469. Mangerud J., Elgersma A., Heliksen D. et al., 1992. The Last Glacial Maximum on Spitsbergen, Svalbard. Quat. Res. 38:1-31.

470. Mangerud J., Jakobsson M., Alexsanderson H. et al., 2004. Ice dammed lakes and rerouting of the drainage of northern Eurasia during the Last glaciation. Quat. Sci. Rev. 23: 1313-1332.

471. Mangerud J., Sonstegaard E., Sejrup H.P., 1979. Correlation of Eemian (interglacial) Stage and the deep-sea oxygen-isotope stratigraphy. Nature 277:189-192.

472. Mangerud J., Sonstegaard E., Sejrup H.P., Haldorsen S., 1981. A continuous Eemian-Early Weichselian sequence containing pollen and marine fossils at Fjosanger, western Norway. Boreas 10: 137-208.

473. Marchant R., Almeida L., Behling H. et al., 2002. Distribution and ecology of parent taxa of pollen lodged within the Latin American Pollen Database. Rev. Palaeobot. Palynol. 121: 1-75.

474. Marden C.J., 1997. Late-glacial fluctuations of South Patagonian Icefield, Torres Del Paine national park, Southern Chile. Quat. Int. 38/39: 61-68.

475. Markgraf V., 1983. Late and postglacial vegetational and climatic changes in subantarctic, temperate, and arid environments in Argentina. Palynology 7:43-70.

476. Markgraf V., 1987. Paleoenvironmental changes at the northern limit of the subantarctic Nothofagus forest, lat. 37°S, Argentina. Quat. Res. 28:119-129.

477. Markgraf V., 1989. Reply to C.J. Heusser's 'Southern westerlies during the last glacial maximum'. Quat. Res. 31:426-432.

478. Markgraf V., 1991a. Younger Dryas in southern South America? Boreas 20: 63-69.

479. Markgraf V., 1991b. Late Pleistocene environmental and climatic evolution in southern South America. Bamberger Geogr. Schrift. 11: 271-281.

480. Markgraf V., 1993. Paleoenvironments and paleoclimates in Tierra del Fuego and southernmost Patagonia, South America. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 102: 53-68.

481. Markgraf V., Anderson L., 1994. Fire history in Patagonia: climate versus human cause. Revista Institute Geologico, Sao Paulo, Brasil 15: 35-47.

482. Markgraf V., Bianchi M.M., 1999. Palaeoenvironmental changes during the last 17,000 years in Western Patagonia: Mallin Aquado, Province de Neuquen, Argentina. Bamberger Geogr. Schrift. 19: 175-193.

483. Markgraf V., Bradbury J.P., Busby J.R., 1986. Paleoclimates in southwestern Tasmania during the last 13,000 years. Palaios 1: 368-380.

484. Markgraf V., d'Antoni H.L., Ager T.A., 1981. Modem pollen dispersal in Argentina. Palynology 5:4363.

485. Markgraf V., Diaz H.F., 2000. The past ENSO record: a synthesis // El Nino and the Southern Oscillation. Multiscale Variability and Global and Regional Impacts. Cambridge: Cambridge Univ. Press, pp. 465-488.

486. Markgraf V., Dodson J.R., Kershaw A.P. et al., 1992. Evolution of late Pleistocene and Holocene climates in the circum-South Pacific land areas. Climate Dynamics 6:193-211.

487. Markgraf V., Seltzer G.O., 2001. Pole-Equator-Pole paleoclimates of the Americas integration: toward the big picture // Interhemispheric Climate Linkages. San Diego: Acad. Press, pp. 433-442.

488. Markgraf V., Webb R.S., Anderson K.H., Anderson L., 2002. Modem pollen/climate calibration for southern South America. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 181:375-397.

489. Markova A.K., Simakova A.N., Puzachenko A.Yu., Kitaev L.M., 2002. Environments of the Russian Plain during the Middle Valdai Briansk Interstade (33,000-24,000 yr B.P.) indicated by fossil mammals and plants. Quat. Res. 57:391-400.

490. Marra M.J., 2003. A last interglacial beetle fauna from New Zealand. Quat. Res. 59:122-131.

491. Marra M.J., Smith E.G.C., Shulmeister J., Leschen R., 2004. Late Quaternary climate change in the Awatere Valley, South Island, N.Z. using a sine model with a maximum likelihood envelope on fossil beetle data. Quat. Sci. Rev. 23:1637-1650.

492. Marshall P., 1903. Dust storms in New Zealand. Nature 68:223.

493. Martin A.R.H., 1986. Late glacial and Holocene alpine pollen diagrams from the Kosciusko National Park, New South Wales, Australia. Rev. Palaeobot. Palynol. 47:367409.

494. Martinson D.G., Pisias N.G., Hays J.D. et al., 1987. Age dating and the orbital theory of the ice ages: development of a high-resolution 0-300,000-year chronostratigraphy. Quat. Res. 27:1-29.

495. McCraw J.D., 1975. Quaternary airfall deposits in New Zealand // Quaternary Studies. Royal Soc. NZ Bull. 13: 3544.

496. McCulloch R.D., Bentley M.J., 1998. Late-glacial ice advances in the Strait of Magellan, southern Chile. Quat. Sci. Rev. 17:775-787.

497. McCulloch R.D., Davies S.J., 2001. Late-glacial and Holocene palaeoenvironmental change in the central Strait of Magellan, southern Patagonia. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 173: 143-173.

498. McGlone M.S., 1982. Modem pollen rain, Egmont National Park, N.Z. NZJ. Botany 20:253-262.

499. McGlone M.S., 1985. Plant biogeography and the late Cenozoic history of New Zealand. NZJ. Botany 23:723-749.

500. McGlone M.S., Bathgate J.L., 1983. Vegetation and climate history of the Longwood Range, South Island, N.Z., 12,000 B.P. to the present. NZJ. Botany 21:293-315.

501. McGlone M.S., Moar N.T., 1977. The Ascarina decline and post-glacial climatic change in New Zealand. NZJ. Botany 15:485489.

502. McGlone M.S., Nelson C.S., Hume T.M., 1978. Palynology, age and environmental significance of some peat beds in the Upper Pleistocene Hinuera Formation, South Auckland, N.Z. J. R. Soc. NZ 8: 385-393.

503. McGlone M.S., Nelson C.S., Todd A.J., 1984. Vegetation history and environmental significance of pre-peat and surficial peat deposits at Ohinewai, Lower Waikato lowland. J. R. Soc. NZ 14:233-244.

504. McGlone M.S., Topping W.W., 1977. Aranuian (post-glacial) pollen diagrams from the Tongariro region, North Island, N.Z. NZJ. Botany 15:749-760.

505. McGlone M.S., Topping W.W., 1983. Late Quaternaiy vegetation, Tongariro region, central North Island, N.Z. NZJ. Botany 21: 53-76.

506. McGlone M.S., 1988. New Zealand // Vegetation History. Dordrecht, Boston, London: Kluwer Acad. Publ., pp. 557-599.

507. McGlone M.S., 1995. Lateglacial landscape and vegetation change and the Younger Dryas climatic oscillation in New Zealand. Quat. Sci. Rev. 14: 867-881.

508. McGlone M.S., 2001. A late Quaternary pollen record from marine core P69, southeastern North Island, N.Z. NZJ. Geol. Geophys. 44: 69-77.

509. McGlone M.S., Hope G., Chappell J., Barrett P., 1996. Past Climate Change in Oceania and Antarctica // Greenhouse: Coping with Climate Change. Melbourne: CSIRO, pp. 81-99.

510. McGlone M.S., Moar N.T., 1998. Dryland Holocene vegetation history, Central Otago and the Mackenzie Basin, South Island, N.Z. NZJ Botany 36: 91-111.

511. McGlone M.S., Salinger M.J., Moar N.T. 1993. Paleovegetation studies of New Zealand since the Last Glacial Maximum // Global climates since the last glacial maximum. Minneapolis: Univ. of Minnesota Press, pp. 294-317.

512. McGlone M.S., Turney C.S.M., Wilmshurst J.M., 2004. Late-glacial and Holocene vegetation and climatic history of the Cass Basin, central South Island, N.Z. Quat. Res. 62: 267-279.

513. Mclntyre D.J., McKellar I.C., 1970. A radiocarbon dated post glacial pollen profile from Swampy Hill, Dunedin, N.Z. NZJ. Geol. Geophys. 13: 346-349.

514. McKenzie G.M., Busby J.R., 1992. A quantitative estimate of Holocene climate using a bioclimatic profile of Nothofagus cunninghamii (Hook.) Oerst. J. Biogeogr. 19: 531-540.

515. McKenzie G.M., Kershaw A.P., 2000. The last glacial cycle from Wyelangta, the Otway region of Victoria, Australia. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 155:177-193.

516. Menke В., Tynni R., 1984. Das Eeminterglazial und das Weichselfriih-glazial von Rederstall/Dithmarschen und ihre Bedeutung fur die mitteleuropaische Jungpleistozan-Gliederung. Geologisches Jahrbuch A76: 1-109.

517. Mercer J., Ager Т., 1983. Glacial and floral changes in Southern Argentina since 14,000 years ago. National Geogr. Soc. Res. Rep. 15:457-477.

518. Mercer J.H., 1976. Glacial history of southernmost South America. Quat. Res. 6:125-166.

519. Mercer J.H., 1982. Holocene glacier variation in southern South America // Holocene Glaciers. Striae 18: 35-40.

520. Mercer J.H., 1983. Cenozoic glaciation in the Southern Hemisphere. Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 11: 99-132.

521. Meusel H., Jager E.J., Rauschert S., Weinert E., 1978. Vergleichende Chorologie der zentraleuropaischen Flora. Jena: G. Fischer, 421 p.

522. Meusel H., Jager E.J., Weinert E., 1965. Vergleichende Chorologie der zentraleuropaischen Flora. Jena: G. Fischer, 258 p.

523. Mildenhall D.C., 1980. New Zealand Late Cretaceous and Cenozoic plant biogeography: a contribution. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 31: 197-233.

524. Mildenhall D.C., Lewis K.B., 1985. The late Quaternary seismic, sedimentary and palynological stratigraphy beneath Evans Bay, Wellington Harbour. NZJ. Geol. Geophys. 28:129-152.

525. Mildenhall D.C., Moore P.R., 1983. A late Holocene pollen sequence at Turakinae Head, and climatic and vegetational changes, in the Wellington area in the last 10,000 years. NZJ. Sci. 26:447-459.

526. Miller G.H., Mangerud J., 1986. Aminostratigraphy of European marine interglacial deposits. Quat. Sci. Rev. 4: 215-278.

527. Miller G.H., Sejrup H.P., Mangerud J., Andersen B.G., 1983. Aminoacid ratios in Quaternary molluscs and foraminifera from western Norway: Correlation, geochronology and paleotemperature estimates. Boreas 72:107-124.

528. Milne J.D.G., Smalley I.J., 1979. Loess deposits in the southern part of the North Island of New Zealand: an outline stratigraphy. Acta Geol. Acad. Sci. Hungar. 22:197-204.

529. Moar N.T., 1984. Nestegis (Oleaceae) pollen in coastal sites in Westland. NZJ. Botany 22:169-171.

530. Moar N.T., Suggate R.P., 1979. Contributions to the Quaternary history of the New Zealand flora. 8. Interglacial and glacial vegetation in the Westport District, South Island. NZJ. Botanyll: 361-387.

531. Moar N.T., Suggate R.P., 1996. Vegetation history from the Kaihinu (last) Interglacial to the present, West Coast, South Island, N.Z. Quat. Sci. Rev. 15: 521-547.

532. Moar N.T., 1967. Contributions to the Quaternary history of the New Zealand flora. 5. Pollen diagrams from No Man's Land bog, northern Ruahine Range. NZJ. Botany 5: 394-399.

533. Moar N.T., 1970. Recent pollen spectra from three localities in the South Island, N.Z. NZJ. Botany 8: 210-221.

534. Moar N.T., 1971. Contributions to the Quaternary history of the New Zealand flora. 6. Pollen diagrams from Canterbury, Nelson and north Westland, South Island. NZJ. Botany 9: 80-145.

535. Moar N.T., 1973a. Contributions to the Quaternary history of the New Zealand flora. 7. Two Aranuian pollen diagrams from Central South island. NZJ. Botany 11:291-304.

536. Moar N.T., 1973b. Late Pleistocene vegetation and environment in southern New Zealand // Palaeoecology of Africa and of the Surrounding Islands and Antarctica. Vol. 8. Cape Town: Balkema, pp. 179-198.

537. Moller P., Bolshiyanov D.Yu., Bergstein H., 1999. Weichselian geology and paleoenvironmental history of the central Taymyr Peninsula, Siberia, indicating no glaciation during the last global glacial maximum. Boreas 28: 92-114.

538. Molloy B.P.J., 1969. Evidence for post-glacial climatic changes in New Zealand. J. Hydrol. 8: 56-67.

539. Moore D.M., 1978. Post-glacial vegetation in the south Patagonian territory of the giant ground sloth, Mylodon. Botan. J. Linnean Soc. 77: 177-202.

540. Moreno P.I., 2000. Climate, fire, and vegetation between about 13,000 and 9200 14C yr B.P. in the Chilean Lake District. Quat. Res. 54: 81-89.

541. Moreno P.I., Jacobson G.L., Lowell T.V., Denton G.H., 2001. Interhemispheric climate links revealed by a late-glacial cooling episode in southern Chile. Nature 409: 804-808.

542. Muhs D.R., Zarate M., 2001. Late Quaternary eolian records of the Americas and their paleoclimatic significance H Interhemispheric climate linkages. San Diego: Acad. Press, pp. 183-216.

543. Miiller P.J., Kirst G., Ruhland G. et al., 1998. Calibration of the alkenone palaeotemperature index ик'з7 based on core-tops from the eastern South Atlantic and the global ocean (60°N-60°S). Geochimica et Cosmochimica Acta 62: MSI-Mil.

544. Myers J.V., 1973. A note on the dispersal of Nothofagus pollen in Canterbury, N.Z. NZJ. BotanyW: 311-316.

545. Nanson G.C., Callen R.A., Price D.M., 1998. Hydroclimatic interpretation of Quaternary shorelines on South Australian playas. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 144: 281-305.

546. Nanson G.C., Price D.M., Short S.A., 1992. Wetting and drying of Australia over the past 300 ka. Geology 20: 791-794.

547. Neall V.E., 1975. Climate-controlled tephra redeposition on Pouakai Ring plain, Taranaki, N.Z. NZJ. Geol. Geophys. 18: 317-326.

548. Nelson C.S., Cooke P.J., Hendy C.H., Cuthbertson A.M., 1993. Oceanographic and climatic changes over the past 160,000 years at Deep-Sea Drilling Project site 594 off south-eastern New Zealand, southwest Pacific Ocean. Paleoceanogr. 8:435-458.

549. New M., Hulme M., Jones P., 1999. Representing twentieth century space-time climate variability. I: Development of a 1961-1990 mean monthly terrestrial climatology. American Meteorological Society. J. Climate 12: 829-856.

550. Newnham R.M., Lowe D.J., Williams P.W., 1999. Quaternary environmental change in New Zealand: a review. Progr. Phys. Geogr. 23:567-610.

551. Nishiizumi K., Finkel R.C., Kohl C.P., 1989. Cosmic ray production rates of 10Be and 26A1 in quartz from glacially polished rocks. J. Geophys. Res. 94:17907-17915.

552. Norton D.A., McGlone M.S., Wigley T.M.L., 1986. Quantitative analyses of modern pollen/climate relationships in New Zealand. NZJ. Botany 24: 331 -342.

553. Nott J., Price D., Nanson G., 2002. Stream response to Quaternary climate change: evidence from the Shoalhaven River catchment, southeastern highlands, temperate Australia. Quat. Sci. Rev. 21: 965-974.

554. Nunez M., Colhoun E.A., 1986. A note on air temperature lapse rates on Mount Wellington. Pap. Proc. R. Soc. Tasmania 120:11-15.

555. Okuda M., Shulmeister J., Flenley J.R., 2002. Lake Poukawa, Hawkes Bay. Glob. Planet. Change 33: 269-282.581.0'Loughlin C.L., Pearce A.J., 1982. Erosion processes in the mountains // Landforms of New Zealand. Auckland: Longman Paul, pp. 65-79.

556. Ono Y., Shulmeister J., Lehmkuhl F. et al., 2004. Timings and causes of glacial advances across the PEP-II transect (East-Asia to Antarctica) during the last glaciation cycle. Quat. Int. 118-119: 55-68.

557. Overpeck J.T., Webb in Т., Prentice I.C., 1985. Quantitative interpretation of fossil pollen spectra: Dissimilarity coefficients and the method of modern analogs. Quat. Res. 23: 87-108.

558. Overpeck J.T., Webb R.S., Webb III Т., 1992. Mapping eastern North American vegetation change of the past 18 ka: No-analogs and the future. Geology 20:1071-1074.

559. Paez M.M., Prieto A.R., Mancini M.V., 1999. Fossil pollen from Los Toldos locality: A record of the Late-glacial transition in the Extra-Andean Patagonia. Quat. Int. 53/54: 69-75.

560. Palmer A.S., Pillans B.J., 1996. Record of climatic fluctuations from ca. 500 ka: loess deposits and paleosols near Wanganui, N.Z. Quat. Int. 34-36:155-162.

561. Palmer A.S., Vucetich C.G., McGlone M.S., Harper M.A., 1989. Last Glacial loess and Last Glacial vegetation of Wairarapa Valley. NZJ. Geol. Geophys. 32:499-513.

562. Parsons R.W., Prentice I.C., 1981. Statistical approaches to R-values and the pollen-vegetation relationship. Rev. Palaeobot. Palynol. 32:127-152.

563. Passlow V., Pinxian, W., Chivas A.R., 1997. Late Quaternary palaeoceanography near Tasmania, southern Australia. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 131:433-463.

564. Pendall E., Markgraf V., White J.W.C. et al., 2001. Multiproxy record of Late Pleistocene-Holocene climate and vegetation changes from a peat bog in Patagonia. Quat. Res. 55:168-178.

565. Peteet D.M., Vogel J.S., Nelson D.E. et al., 1990. Younger Dryas climatic reversal in Northeastern

566. USA? AMS ages for an old problem. Quat. Res. 33:219-230.

567. Petit J.R., Basile I., Leruyuet A. et al., 1997. Four climate cycles in Vostok ice core. Nature 387: 35960.

568. Petit J.R., Briat M., Royer A., 1981. Ice age aerosol content from east Antarctica ice core samples and past wind strength. Nature 293:391-394.

569. Petit J.R., Jouzel J., Raynaud D. et al., 1999. Climate and atmospheric of the past 420,000 years from the Vostok ice core, Antarctica. Nature 399:429-436.

570. Peyron O., Guiot J., Cheddadi R. et al., 1998. Climatic reconstruction in Europe for 18,000 yr B.P. from pollen data. Quat. Res. 49:183-196.

571. Pisaric M., MacDonald G.M., Cwynar L.C., Velichko A.A., 2001a. Modem pollen and conifer stomates from North-central Siberian lake sediments: their use in interpreting Late Quaternary fossil pollen assemblages. Arct. Antarct. Alp. Res. 33 (1): 19-27.

572. Pisaric M., MacDonald G.M., Velichko A.A., Cwynar L.C., 2001b. The Lateglacial and Postglacial vegetation history of the northwestern limits of Beringia, based on pollen, stomate and tree stump evidence. Quat. Sci. Rev. 20: 60-71.

573. Pocknall D.T., 1980. Modem pollen rain and Aranuian vegetation from Lady Lake, North Westland, N.Z. NZJ. Botany 18:275-284.

574. Pocknall D.T., 1982. Modem pollen spectra from mountain localities, South Island, N.Z. NZJ. Botany 20:361-371.

575. Pohl E., 1937. Die Pollenerzeugnung der Windbluter. Beihefte Botan. Zentralbl. Abt. A, Bd. 56, H. 2/3, pp. 365-370.

576. Pons A., Guiot J., de Beaulieu J.-L., Reille M., 1992. Recent contributions to the climatology of the last glacial-interglscisl cycle based on French pollen sequences. Quat. Sci. Rev. 11:439-448.

577. Porter S.C., 1975. Equilibrium line of late Quaternary glaciers in the Southern Alps, N.Z. Quat. Res. 5: 2748.

578. Porter S.C., 1981. Pleistocene glaciation in the southern Lake District of Chile. Quat. Res. 16:261-292.

579. Porter S.C., Clapperton C.M., Sugden D.E., 1992. Chronology and dynamics of deglaciation along and near the Strait of Magellan, southernmost South America. Sver. Geol. Unders. 81:233-239.

580. Post L. von, 1916. Skogstradspollen i sydsvenska torvmosselagerfoljder. Forhandl. ved de Skandinaviske Naturforskeres 16:432-465.

581. Prentice I.C., 1985. Pollen representation, source area, and basin size: toward a unified theory of pollen analysis. Quat. Res. 23: 76-86.

582. Prentice I.C., 1988. Records of vegetation in time and space: the principles of pollen analysis // Vegetation history. Dordrecht: Kluwer Acad. Publ., pp. 17-42.

583. Prentice I.C., Bartlein P.J., Webb III Т., 1991. Vegetation and climate change in eastern North America since the Last Glacial Maximum. Ecology 72:2038-2056.

584. Prentice I.C., Cramer W., Harrison S.P. et al., 1992. A global biome model based on plant physiology and dominance, soil properties and climate. J. Biogeogr.\9:117-134.

585. Prentice I.C., Guiot J., Huntley B. Et al., 1996. Reconstructing biomes from palaeoecological data: a general method and its application to European pollen data at 0 and 6 ka. Climate Dynamics 12: 185194.

586. Prentice I.C., Harrison S.P., Jolly D., Guiot J., 1998. The climate and biomes of Europe at 6000 yr BP: comparison of model simulations and pollen-based reconstructions. Quat. Sci. Rev. 17:659-668.

587. Prieto A.R., 1996. Late Quaternary vegetational and climatic changes in the pampa grassland of Argentina. Quat. Res. 45:73-88.

588. Prieto A.R., 2000. Vegetational history of the Late glacial-Holocene transition in the grasslands of eastern Argentina. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 157:167-188.

589. Pross J., Klotz S., Mosbrugger V., 2000. Reconstructing palaeotemperatures for the Early and Middle Pleistocene using the mutual climatic range method based on plant fossils. Quat. Sci. Rev. 19: 17851799.

590. Rabassa J., 1990. Late Pleistocene and Holocene loess deposits in the upper Rio Sauce Grande basin, Sierra de la Ventana, Argentina // International Symposium on Loess. (Expanded abstracts), Mar del Plata, Argentina, pp. 84-88.

591. Rabassa J., Heusser C.J., Rutter N., 1989. Late Glacial and Holocene of Tierra del Fuego, Argentina. Quaternary of South America and Antarctic Peninsula 7, Rotterdam: Balkema, pp. 335-360.

592. Rioual P., Andrieu-Ponel V., Rietti-Shati M. Et al., 2001. High resolution record of climate stability in France during the last interglacial period. Nature 413:293-296.

593. Robinson L.F., Henderson G.M., Hall L., Matthews L., 2004. Climatic control of riverine and seawater Uranium-Isotope ratios. Science 305: 851-854.

594. Rodbell D., 1993. Subdivision of late Pleistocene moraines in the Cordillera Blanca, Peru, based on rock weathering features, soils and radiocarbon dates. Quat. Res. 39:133-143.

595. Rodbell D.T., Seltzer G.O., Anderson D.M. et al., 1999. An 45,000-year record of El Nino-driven alluviation in southwestern Ecuador. Science 283:516-520.

596. Sakai A., Paton D.M., Wardle P., 1981. Freezing resistance of trees of the south temperate zone, especially subalpine species of Australasia. Ecology 62:563-570.

597. Sakai A., Wardle P., 1978. Freezing resistance of New Zealand trees and shrubs. NZJ. Ecol. 1:51-61.

598. Salmon J.T, 1980. The native trees of New Zealand. Aukland: REED Publ., 384 p.

599. Satkiinas J., Grigiene A., Velichkevich F. et al., 2003. Upper Pleistocene stratigraphy at the Medininkai site, eastern Lithuania: a continuous record of the Eemian-Weichselian sequence. Boreas 32: 627-641.

600. Sayago J.M., Collantes M.M., Karlson A., Sanabria J., 2001. Genesis and distribution of the Late Pleistocene and Holocene loess of Argentina: a regional approximation. Quat. Int. 76/77:247-257.

601. Schirrmeister L., Siegert C., Kuznetsova T. et al., 2002. Paleoenvironmental and paleoclimatic records from permafrost deposits in the Arctic region of Northern Siberia. Quat. Int. 89: 97-118.

602. Sejrup H.P., 1987. Molluscan and foraminiferal biostratigraphy of an Eemian-Early Weichselian section on Karmoy, southwestern Norway. Boreas 16:27-42.

603. Seltzer G.O., 1994. Climatic interpretation of alpine snowline variations on millennial time scales. Quat. Res. 41,154-159.

604. Shackleton N.J., Opdyke N.D., 1973. Oxygen isotope and palaeomagnetic stratigraphy of Equatorial Pacific Core V28-238: oxygen isotope temperatures and ice volume on a 105 year and 10s year scale. Quat. Res. 3: 39-55.

605. Shackleton N.J., Sanchez-Goni M.F., Pailler D., Lancelot Y., 2003. Marine Isotope Substage 5e and the Eemian Interglacial. Glob. Planet. Change 36:151-155.

606. Shane P., Sandiford A., 2003. Paleovegetation of marine isotope stages 4 and 3 in Northern New Zealand and the age of the widespread Rotoehu tephra. Quat. Res. 59:420-429.

607. Sher A.V., Kuzmina S.A., Kuznetsova T.V., Sulerzhitsky L.D., 2005. New insights into the Weichselian environment and climate of the East Siberian Arctic, derived fromfossil insects, plants, and mammals. Quat. Sci. Rev. 24: 533-569.

608. Shulmeister J., Goodwin I., Renvvick J. et al, 2004. The Southern Hemisphere westerlies in the Australasian sector over the last glacial cycle: a synthesis. Quat. Int. 118-119: 23-53.

609. Shulmeister J., Okuda M., Carter J.A. et al., 2001. A long late-Quaternary record from Lake Poukawa, Hawke's Bay, N.Z. Palaegeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 176: 81-107.

610. Shulmeister J., Soons J.M., Berger G.W. et al., 1999. Environmental and sea level history of Banks Peninsula (Canterbury, N.Z.) through three glaciation-interglaciation cycles. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 152: 101-127.

611. Siegert C., Schirrmeister L., Kunitsky V.V. et al., 1999. Paleoclimate signals in ice-rich permafrost. Reports on Polar Research, Alfred Wegener Institute for Polar and Marine Research, 315, pp. 145-259.

612. Singer C., Shulmeister J., McLea W., 1998. Evidence against a significant Younger Diyas cooling event in New Zealand. Science 281: 812-814.

613. Singh G., 1981. Late Quaternary pollen records and seasonal palaeoclimats of Lake Frome, South Australia. Hydrobiologia 82:419-430.

614. Singh G., Geissler E.A., 1985. Late Cainozoic history of vegetation, fire, lake levels and climate, at Lake George, New South Wales, Australia. Phil. Trans. R. Soc. London, ser. В 311:379-447.

615. Singh G., Kershaw A.P., Clark R.L., 1981. Quaternary vegetation and prehistory in Australia // Fire and the Australian Biota. Canberra: Australian Acad, of Sci., pp. 23-54.

616. Smalley I., 1995. Making the material: the formation of silt-sized primary mineral particles for loess deposits. Quat. Sci. Rev. 14:645-651.

617. Soons J.M., 1963: The glacial sequence in part of the Rakaia Valley, Canterbury, N.Z.NZJ. Geol. Geophys. 6:735-756.

618. Soons J.M., 1979. Late Quaternary environments in the central South Island of New Zealand. NZ Geographer 35:16-23.

619. Soons J.M., Burrows C.J., 1978. Dates for Otiran deposits, including plant microfossils and macrofossils, fromRakaia Valley. NZJ. Geol. Geophys. 21:607-615.

620. Soons J.M., Moar N.T., Shulmeister J., Wilson H.D., Carter J.A., 2002. Quaternary vegetation and climate changes on Banks Peninsula, South Island, N.Z. Glob. Planet. Change 33: 301-314.

621. Soriano A., Movia C.P., Leon R.J.C., 1983. Deserts and semideserts of Patagonia (Vegetation) // Temperate Deserts and Semi-deserts. Amsterdam: Elsevier, pp. 440-454.

622. Steig E.J., Brook E.J., White J. et al., 1998. Synchronous climate changes in Antarctica and the North Atlantic. Science 282: 92-95.

623. Stevens G.R., 1974. Rugged Landscape. Wellington: REED Publ., 157 p.

624. Stewart R.B., Neall V.E., 1984. Chronology of palaeoclimatic change at the end of the last glaciation. Nature Ъ\\: 4748.

625. Stine S., Stine M., 1990. A record from Lake Cardiel of climate change in southern South America. Nature 345:705-707.

626. Stockmarr J., 1971. Tablets with spores used in absolute pollen analysis. Pollen et Spores 13: 615-621.

627. Street-Perrot F.A., Harrison S.P., 1984. Climate processes and climate sensitivity // Geophysical Monograph Series, vol. 29. Washington, DC: AGU, pp. 118-129.

628. Strelin J.A., Malagnino E.C., 2000. Late-glacial history of Lago Argentino, Argentina, and age of the Puerto Bandera moraines. Quat. Res. 54:339-347.

629. Suggate R.P. 1985: The glacial sequence of North Westland, N.Z. NZJ. Geol. Survey Rec. 7,22 p.

630. Suggate R.P., 1990. Late Pliocene and Quaternary Glaciations of New Zealand. Quat. Sci. Rev. 9: 175197.

631. Suggate R.P., Moar N.T., 1970. Revision of the chronology of the late Otira Glacial. NZ J. Geol. Geophys. 13:742-746.

632. Suyama Y., Kawamuro K., Kinoshita I. et al., 1996. DNA sequence from a fossil pollen of Abies spp. from Pleistocene peat. Genes and Genetic Systems 71:145-149.

633. Svendsen J.I., Alexanderson H., Astakhov V.I. et al., 2004. Late Quaternary ice sheet history of northern Eurasia. Quat. Sci. Rev. 23: 1229-1271.

634. Svendsen J.I., Astakhov V.I., Bolshiyanov D.Yu. et al., 1999. Maximum extent of the Eurasian ice sheets in the Barents and Kara Sea region during the Weichselian. Boreas 28:234-242.

635. Sweeney C.A., 2004. A key for the identification of stomata of the native conifers of Scandinavia, Rev. Palaeobot. Palynol. 128: 281-290.

636. Sweller S., Martin H.A., 2001. A 40,000 year vegetation history and climatic interpretations of Burraga Swamp, Barrington Tops, New South Wales. Quat. Int. 83-85: 233-244.

637. Szafer W. Flora pliocenska w Kroscionku nad Dunajcem. Rozpr. Wydz. Mat-przyr. P.A.U., 72, dz В, 12, Krakow, 1946-47,98 p.

638. Teed R., 2000. A >130,000-year-long pollen record from Pittsburg Basin, Illinois. Quat. Res. 54: 264274.

639. Thiede J., 1979. Wind regimes over the late Quaternary southwest Pacific Ocean. Geology 1: 259-262.

640. Thompson L.G., Davis M.E., Mosley-Thompson E. et al., 1998. A 25,000-year tropical climate history from Bolivian ice cores. Science 282:1858-1864.

641. Thompson L.G., Mosley-Thompson E., Davis M.E. et al., 1995. Late glacial stage and Holocene tropical ice core records from Huascaran, Peru. Science 269:46-50.

642. Thompson L.G., Mosley-Thompson E., Henderson K.A., 2000. Ice-core paleoclimate records in tropical South America since the Last Glacial Maximum. J. Quat. Sci. 15: 377-394.

643. Thouret J.-C., Van der Hammen Т., Salomons В., Juvigne E., 1996. Paleoenvironmental changes and glacial stades of the last 50,000 years in the Cordillera Central, Colombia. Quat. Res. 46:1-18.

644. Tonni E.P., Cione A.L., Figini A.J., 1999. Predominance of arid climates indicated by mammals in the pampas of Argentina during the Late Pleistocene and Holocene. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 147: 257-281.

645. Van der Hammen Т., 1988. South America // Vegetation History. Dordrecht, Boston, London: Kluwer Acad. Publ., pp. 307-337.

646. Van der Hammen Т., Hooghiemstra H., 2003. Interglacial-glacial Fuquene-3 pollen record from Colombia: an Eemian to Holocene climate record. Glob. Planet. Change 36:181-199.

647. Velichko A.A., Borisova O.K., Gurtovaya Ye.Ye., Zelikson E.M., 1991. Climatic Rhythm of the Last Interglacial in Northern Eurasia. Quat. Int. 10-12:191-213.

648. Velichko A.A., Faustova M.A., Gribchenko Yu.N. et al., 2004 // Quaternary Glaciations Extent and Chronology. Amsterdam: Elsevier, pp. 337-354.

649. Velichko A.A., Novenko E.Y., Pisareva V.V. et al., 2005. Vegetation and climate changes during the Eemian interglacial in Central and Eastern Europe: comparative analysis of pollen data. Boreas 34: 207219.

650. Villagran C., 1988. Expansion of Magellanic Moorland during the Late Pleistocene: palynological evidence from northern Isla de Chiloe, Chile. Quat. Res. 30:304-314.

651. Vostok Project Members, 1995. International effort helps decipher mysteries of paleoclimate from Antarctic ice cores. EOS16 (17): 169,179.

652. Wang N., Lian O.B., Grapes R., 1998. Optical dating tests of loess, Southern North Island, N.Z. Geol. Soc. NZMisc. Publ., vol. 101A, 240 p.

653. Wardle J.A., 1984. The New Zealand beeches. Christchurch: NZ Forest Service.

654. Wardle P., 1980. Ecology and distribution of silver beech (Nothofagus menziesii) in the Paringa district, south Westland, N.Z. NZJ. Ecol. 3: 23-36.

655. Wardle P., 1983. Temperate broad-leaved evergreen forest of New Zealand // Temperate broad-leaved evergreen forests. Amsterdam: Elsevier, pp. 38-71.

656. Wardle P., 1985a. New Zealand timberlines. 2. A study of forest limits in the Crow Valley near Arthur's Pass, Canterbury. NZJ. Botany 23:235-261.

657. Wardle P., 1985b. New Zealand timberlines. 3. A synthesis. NZJ. Botany 23:263-271.

658. Wardle P., 1991. Vegetation of New Zealand. Cambridge: Cambridge Univ. Press, 672 p.

659. Warner B.G., 1989. Methods in Quaternary ecology #10. Other fossils. Geoscience Canada 16 (4): 231-242.

660. Wasson R.J., 1989. Desert dune building, dust raising and palaeoclimate in the Southern Hemisphere during the last 280,000 years // CLIMANZ3. Canberra: CSIRO, pp. 123-137.

661. Watts W.A., Allen J.R.M., Huntley В., Fritz S.C., 1996. Vegetation history and climate of the last 150,000 years at Laghi di Monticchio, southern Italy. Quat. Sci. Rev. 15:113-132.

662. Webb III Т., 1986. Is vegetation in equilibrium with climate? Vegetation 67:75-91.

663. Webb III Т., Clark D.R., 1977. Calibrating micropaleontological data in climatic terms: A critical review. Ann. New York Acad. Sci. 288: 93-118.

664. Webb R.S., Anderson K.H., Webb III Т., 1993. Pollen response-surface estimates of Late-Quaternary changes in the moisture balance of the northeastern United States. Quat. Res. 40:213-227.

665. Wick L., 1994. Early-Holocene reforestation and vegetation change at a lake near the Alpine forest limit: Lago Basso (2250 m asl), Northern Italy. Diss. Bot. 234: 555-563.

666. Williams L.D., 1978. Ice sheet initiation and climatic influences of expanded snow cover in Arctic Canada. Quat. Res. 10: 141-149.

667. Williams L.D., 1979. An energy balance model of potential glacierization of northern Canada. A ret. Alp. Res. 11:443456.

668. Williams J.W., Summers R.L., Webb III Т., 1998. Applying plant functional types to construct biome maps from eastern North American pollen data: comparisons with model results. Quat. Sci. Rev. 17:60727.

669. Williams J.W., Webb Ш Т., Richard P.J.H., Newby P., 2000. Late Quaternary biomes of Canada and the eastern United States. J. Biogeogr. 27: 585-608.

670. Williams M., Dunkerley D., De Deckker P. et al., 1998. Quaternary Environments. London: Arnold, 329 pp.

671. Williams P.W., 1991. Tectonic geomorphology, uplift rates and geomorphic response in New Zealand. Catena 18:439452.

672. Williams P.W., 1996. A 230 ka record of glacial and interglacial events from Aurora Cave, Fiordland, N.Z. NZJ. Geol. Geophys. 39:225-241.

673. Williams P.W., King D.N.T., Zhao J.-X., Collerson K.D., 2004. Speleothem master chronologies: combined Holocene I80 and 13C records from the North Island of New Zealand and their palaeoenvironmental interpretation. The Holocene 14/2:194-208.

674. Wilson C.J.N., 1993. Stratigraphy, chronology, styles and dynamics of late Quaternary eruptions from Taupo Volcano, N.Z. Phil. Trans. R. Soc. London, ser. A343:205-306.

675. Winograd I.J., Landwehr J.M., Ludwig K.R. et al., 1997. Duration and Structure of the Past Four Interglaciations. Quat. Res. 48:141-154.

676. Woillard G.M., Mook W.G., 1982. Carbon-14 dates at Grande Pile: Correlation of land and sea chronologies. Science 275:159-161.

677. Woolfenden W.B., 2003. A 180,000-year pollen record from Owens Lake, CA: terrestrial vegetation change on orbital scales. Quat. Res. 59:430-444.

678. Wright R., 1986. How old is Lake George? Archaeology in Oceania 21:138-139.

679. Zagwijn W.H., 1961. Vegetation, climate and radiocarbon dating in the Late Pleistocene of The Netherlands. Part I: Eemian and Early Weichselian. Mededelingen Geol. Stichting 14: 1545.

680. Zagwijn W.H., 1983. Sea-level changes in the Netherlands during the Eemian. Geologic en Mijnbouw 62:437450.

681. Zagwijn W.H., 1996. An analysis of Eemian climate in western and Central Europe. Quat. Sci. Rev. 15: 451469.

682. Zagwijn W.H., Veenstra H.J., 1966. A pollen-analytical study of cores from the outer Silver Pit, North Sea. Marine Geology 4:539-551.

683. Zarate M., Blassi A., 1993. Late Pleistocene-Holocene eolian deposits of the southern Buenos Aires provincia, Argentina: a preliminary model. Quat. Int. 17:15-20.

684. Zarate M.A., 2003. Loess of southern South America. Quat. Sci. Rev. 22:1987-2006.

685. Zelikson E.M., 1986. On the palynological characteristic of Late Valdai loesses in the centre of Russian Plain. Annales Univ. M. Curie-Sklodowska, sect. B, vol. XLI (8): 137-148.

686. Zelikson E.M., 1995. Methodology of loess palynology. GeoJournal 36.2/3: 223-228.

687. Zhou M., Heusser C.J., 1996. Late-glacial palynology of the Myrtaceae of southern Chile. Rev. Palaeobot. Palynol. 91:283-315.

688. Zhu H., Baker R.G., 1995. Vegetation and climate of the last glacial-interglacial cycle in southern Illinois, USA. J. Paleolimnology 14: 337-354.* *

689. Список использоваиных сокращений:

690. Бюлл. Комисс. по изуч. четвертичного периода Бюллетень Комиссии по изучениючетвертичного периода;

691. ДАН Доклады АН СССР, Доклады РАН;

692. М-лы гляциологич. исслед. Материалы гляциологических исследований;

693. Проблемы физ. геогр. Проблемы физической географии;

694. Тр. ИГАН СССР Труды Института географии АН СССР;

695. Acta Geol. Acad. Sci. Hungar. Acta Geologica Academiae Scientiarum Hungaricae;

696. AGU American Geophysical Union; Am. J. Sci. - American Journal of Science;

697. Ann. New York Acad. Sci. Annals of the New York Academy of Sciences;

698. Ann. Rev. Earth Planet. Sci. Annual Reviews of Earth and Planetary Sciences;

699. Arct. Alp. Res. Arctic and Alpine Research;

700. Arct. Antarct. Alp. Res. Arctic, Antarctic, and Alpine Research;

701. Austral. J. Botany Australian Journal of Botany;

702. Austral. J. of Ecol. Australian Journal of Ecology;

703. Bamberger Geogr. SchrifTt. Bamberger Geographische Schriften;

704. Botan. J. Linnean Soc. Botanical Journal of Linnean Society;

705. Canadian J. Botany Canadian Journal of Botany;

706. Geol. Soc. NZ Misc. Publ. Geological Society of New Zealand Miscellaneous Publication;

707. Glob. Planet. Change Global and Planetary Change;

708. J. Atmospheric Sci. Journal of Atmospheric Sciences;

709. J. Biogeogr. Journal of Biogeography;

710. J. Climate Journal of Climate;

711. J. Geophys. Res. Journal of Geophysical Research;

712. J. Hydrol. Journal of Hydrology;

713. J. Paleolimnology Journal ofPaleolimnology;

714. J. Quat. Sci. Journal of Quaternary Science;

715. J. R Soc. NZ Journal of the Royal Society of New Zealand;

716. National Geogr. Soc. Res. Rep. National Geographic Society Research Reports;

717. NZ Alpine J. New Zealand Alpine Journal;

718. NZ J. Botany New Zealand Journal of Botany;

719. NZ J. Ecol. New Zealand Journal of Ecology;

720. NZ J. Geol. Geophys. New Zealand Journal of Geology and Geophysics;

721. NZ J. Geol. Survey Rec. New Zealand Geological Survey Record;

722. NZ J. Sci. New Zealand Journal of Science;

723. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology; Paleoceanogr. - Paleoceanography;

724. Pap. Proc. R. Soc. Tasmania Papers and Proceedings of the Royal Society of Tasmania;

725. Phil. Trans. R. Soc. London Philosopical Transactions of the Royal Society of London;

726. Proc. Amer. Phil. Soc. Proceedings American Philosophical Society;

727. Proc. NZ Ecol. Soc. Proceedings of the New Zealand Ecological Society;

728. Proc. R. Soc. London Proceedings of the Royal Society of London;

729. Progr. Phys. Geogr. Progress in Physical Geography;

730. Quat. Australasia Quaternary Australasia;

731. Quat. Int. Quaternary International;

732. Quat. Res. Quaternary Research.

733. Quat. Sci. Rev. Quaternary Science Reviews

734. Rev. Palaeobot. Palynol. Review of Paleobotany and Palynology

735. Trans. R. Soc. NZ Transactions of the Royal Society of New Zealand