Растительность и климат юга Восточной Сибири в позднем неоплейстоцене и голоцене

Безрукова, Елена Вячеславовна

Бесплатный автореферат и диссертация по географии на тему
Растительность и климат юга Восточной Сибири в позднем неоплейстоцене и голоцене
ВАК РФ 11.00.04, Геоморфология и эволюционная география

Автореферат диссертации по теме "Растительность и климат юга Восточной Сибири в позднем неоплейстоцене и голоцене"

На правах'рукописи,,

БЕЗРУКОВА Елена Вячеславовна

РАСТИТЕЛЬНОСТЬ И КЛИМАТ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ В ПОЗДНЕМ НЕОПЛЕЙСТОЦЕНЕ И ГОЛОЦЕНЕ ^по данным непрерывных байкальских разрезов^

11.00.04 - геоморфология и эволюционная география

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора географических наук

ИРКУТСК 2000

Работа выполнена в лаборатории палеолимнологии Лимнологического института СО РАН

Официальные оппоненты: доктор географических наук, профессор Л.Н. Ивановский

доктор географических наук, профессор А.Б. Иметхенов

доктор геолого-минералогических наук, ' профессор К.Г. Леви

Ведущая организация: Институт геологии нефти и газа СО РАН г. Новосибирск

Защита состоится «27» июня 2000 г. в 13 час, на заседании диссертационного совета Д 002.60.02. в Институте географии СО РАН, в конференц-зале.

Адрес: 664033, г. Иркутск, ул. Улан-Баторская, 1, FAX (3952) 467717, e-mail: root@irigs.irkutsk.su

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института географии СО РАН

Автореферат разослан «2Л» мая 2000 г.

Ученый секретарь диссертационного совета,

кандидат географических наук __Ю.В. Рыжов

£ Ш Ut 0

5 /iFf /&МШ 0 <09 /S/W Щ О

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность исследований. До настоящего времени основным источником палеоклиматической информации на юге Восточной Сибири были данные, полученные из наземных геологических разрезов. При изучении этих разрезов основное внимание уделялось поискам следов оледенений и межледннковий в виде их геоморфологических признаков, палеопочв, фаунистических комплексов. При этом палинологический анализ выполнялся фрагментарно или не выполнялся вообще. Палинологические характеристики поздненеоплейстоцен-голоценовых отложений из наземных разрезов региона имеют ряд существенных недостатков. Во-первых, они получены, в основном, из разрезов, возраст которых определен методами относительного датирования. Особенно это относится к отложениям позднего неоплейстоцена. Во-вторых, не существует палинологических данных из непрерывных разрезов, охватывающих весь поздний неоплейстоаен и голоцен. В-третьих, детальность предыдущих исследований не соответствует международным требованиям о получении высокоразрешшощей палеоклиматической информации и не позволяет проводить детальные реконструкции облика растительности и климата позднего неоплейстоцена и голоцена.

На основе имеющихся для юга Восточной Сибири палинологических и иных биостратиграфических и геолого-геоморфологических данных из наземных разрезов и озерных отложений Байкала в позднем неоплейстоцене и голоцене традиционно выделялись три межледниковые и две ледниковые эпохи (Равский и др., 1964; Базаров, 1968; Гитерман и др., 1968; Адаменко и др., 1975; Антошенко-Оленев, 1975; Геология и культура..., 1982; Лаухин, 1982; Белова, 1985; Резанов, 1988 и др.). Межледниковые эпохи -казанцевская, каргинская и современная. Климат двух первых оценивается как более теплый, чем современный. Ледниковые эпохи - зырянская и сартанская. Считается, что зырянское оледенение в исследуемом регионе было максимальным, когда при умеренно холодных климатических условиях в средних и нижних поясах гор господствовала темнохвойная тайга, на вершинах - тундра. Сартанское оледенение по масштабам было незначительным и не оказало существенного влияния на изменение растительности котловин Байкальской рифтовой зоны (Белова, 1985). Данные о характере растительности и климата переходного времени от последнего оледенения к голоцену н начала раннего голоцена фрагментарны (Безрукова, 1996, 19986). Несмотря на то, что поздний неоплейстоцен на юге Восточной Сибири наиболее изучен, тем не менее до настоящего времени нет стратотипа ни для одного из его горизонтов. Нет и единого мнения об объеме казанцевской и зырянской эпох.

В последние десятилетия основным источником палеоклиматической информации стали данные по глубоководным океаническим осадкам, ледовым кернам Антарктиды, Гренландии, лессово-почвенным сериям Юго-Восточной Азии. Стало общепринятым сопоставлять данные из наземных разрезов с эталонной океанической кислородно-изотопной шкалой SPECMAP, отражающей изменения объема глобального льда. Исследования океанических и ледовых кернов показали, что в позднем неоплейстоцене и голоцене происходили сложные изменения климата, выразившиеся в смене холодных и теплых периодов. В океанических осадках позднему неоплейстоцену и голоцену соответствуют стадии 1-5. Характер соотношений этих климатических изменений с континентальными климатами точно пока не определен. Количество океанических палеоклиматических записей, полученное к настоящему времени, огромно. Количество наземных, наоборот, незначительно. Подобные записи сосредоточены в Европе, Западной Сибири и Китае. Детальность и полнота палеоклиматической информации из Восточной Сибири не могут быть сравнимы ни с морскими, ни с ледовыми. Поэтому, для понимания палеоклиматических изменений этого региона необходима детальная непрерывная информация о климате из центра Евразии, где влияние океанических масс находится на пределе. Такая информация содержится в донных осадках оз. Байкал и отложениях его побережья.

Комплексные исследования осадков оз. Байкал показали, что они содержат непрерывную запись палеоклиматов позднего неоплейстоцена и голоцена (Bradbury et al., 1994; Grachev et al., 1998; Karabanov et al., 1998; Kuzmin et al„ 1999). Характерной особенностью этой записи является высокое содержание створок диатомовых водорослей в осадках, представленных диатомовыми плами и сформировавшихся в теплые периоды, и крайне малое их содержание в глинистых слоях, сформировавшихся в холодные периоды. Содержание биогенного кремнезема SiO^nor.» ряда геохимических и биогеохимических показателей коррелируют с содержанием диатомовых водорослей. Пик №5 из осадков с подводного Академического хребта сопоставляется с океанической подстадией 5е (Colman et al., 1995). Байкальская запись для последних 800 тыс. лет также удовлетворительно коррелирует с профилем SPECMAP (Kuzmin et al., 1999). Фурье-анализ профилей Si026mr. показал, что в байкальской записи последних 500 тыс. лет выражены периоды 100, 41, 23 и 19 тыс. лет. Это позволяет утверждать, что климат юга Восточной Сибири за это время изменялся параллельно с теми глобальными изменениями, которые отражает профиль SPECMAP. Достаточно строго установлен тот факт, что начало массового развития диатомей в Байкале после оледенения стадии 2 началось в голоцене и что пик №5 байкальской записи соответствует стадии 5е (около 121 тыс. л.н.). Однако, возможности

зрактически всех перечисленных методов исследования байкальских осадков зграничиваются фиксированием сигналов палеоклиматов, но не их расшифровкой, дешифровка последних, восстановление климатических параметров возможны на основе 1алинодогического метода исследований. Возможности палинологии, как эиостратиграфического метода, оказываются более эффективными, чем какого-либо ipyroro метода, применяемого при изучении палеогеографии и создании сшматостратиграфических схем четвертичного периода.

Палинологические исследования байкальских осадков показали, что содержание 1ыльцы также отчетливо коррелирует с содержанием диатомей, биогенного кремнезема и 1рупши параметрами. Самые высокие концентрации пыльцевого материала получены из даатомовых илов, а самые низкие - из глинистых слоев. Кроме того, за последние четыре ~ода в ходе реализации российско-японского проекта по изучению растительности и шимата на основе комплексного исследования торфяных отложений побережья оз. Байкал, ?ами были получены непрерывные, высокоразрешающие, датированные методом I4C AMS залинологические данные для последних 30 тыс. лет. Анализ и систематизация новых 1&тинологических материалов инициировали эту работу и позволили по новому подойти к зассмотрению принципов корреляции событий регионального палеоклимата с жеаническими записями глобального климата, оценить характер этих изменений, тредложить новый взгляд на развитие растительности и климата юга Восточной Сибири за тоследний климатический цикл.

Цели работы. Основной целью наших исследований стало палинологическое обоснование стратиграфического расчленения верхненеоплейстоценовых и голоценовых отложений и реконструкция характера изменений климата и растительности исследуемого зегиона за это время. Создание региональной климатостратиграфической схемы на основе палинологического исследования непрерывных байкальских разрезов. Другой важной клью было выявление особенностей регионального преломления изменений глобального штата и отклика растительности юга Восточной Сибири по сравнению с другими регионами Северного полушария. Этим обеспечивалось решение проблемы соотнесения региональных событий со стандартом мировой корреляции - океанической шкалой [Shackleton et al., 1990) и модифицированной европейской шкалой голоцена Блитга-Сернандера (Neustadt, 1982). Для проведения палеоклиматических реконструкций необходимо было получить надежную методическую основу. В связи с этим бьиа доставлена цель выяснить особенности распространения пыльцы и спор современных эастений в условиях горного рельефа, выявить пути их поступления в осадки оз. Байкал и

закономерности формирования субрецентных спорово-пыльцевых спектров в озерных и наземных отложениях юга Восточной Сибири.

Для достижения этих целей необходимо было решить следующие задачи:

1. сбор, критическая оценка и систематизация опубликованных палинологических данных для юга Восточной Сибири за плиоцен-четвертичное время;

2. дальнейшая разработка методических вопросов, связанных с использованием результатов палинологических исследований для горной территории юга Восточной Сибири;

3. палинологическое изучение верхненеоплейстоценовых и голоценовых осадков оз. Байкал и озерно-болотных отложений его побережий;

4. расчленение и корреляция разногенетических отложений по палинологическим и иным данным;

5. реконструкция основных этапов в развитии растительности и климата позднего неоплейстоцена и голоцена и создание региональной климатостратиграфической схемы этого периода;

6. выявление особенностей регионального преломления изменений глобального климата и отклика растительности юга Восточной Сибири по сравнению с другими регионами Северного полушария и соотнесение их с признанными в мире схемами мировой корреляции.

Фактический материал. В основу работы положены материалы автора по палинологии донных осадков оз. Байкал и озерно-болотных отложений его побережья, полученные в 1990-1999 г.г. на основе исследования более 20 кернов байкальских осадков длиной от 1.2 до 12 м, а также кернов BDP-93 и BDP-96 г.г. длиной в 100 и 200 м, и 15 кернов торфяников длиной от 0.5 м до 7 м. Для кернов донных осадков интервал опробования составлял от 1 до 10 см, что обеспечивало временное разрешение от 250 лет до 2500 лет. Интервал опробования торфяных отложений составлял от 3 до 10 см, что обеспечивало временное разрешение от 150 лет до 2000 лет.. Также собрано и проанализировано более 200 поверхностных проб. В целом, методом палинологического анализа было изучено более 3000 образцов. Керны байкальских осадков были получены из северной, средней и южной котловин впадины озера. Разрезы озерно-болотных отложений расположены в различных районах Прибайкалья и Забайкалья.

сотрудниками Лимнологического института СО РАН, Университета Киото, Япония, и около 60 ИС определений абсолютного возраста.

Новые высокоразрешающие палинологические исследования озерных и герригенных отложений позволили сформулировать следующие защищаемые научные положения:

1. - установленные закономерности формирования современных спорово-пыльцевых спектров в условиях расчлененного рельефа региона позволяют повысить объективность интерпретации ископаемых спорово-пыльцевых спектров для целей надежных палеогеографических реконструкций.

2. - полученные спорово-пыльцевые спектры из разногенетических отложений позволяют выделять зональные, региональные и локальные особенности структуры растительности и формируют надежную основу для палеоклиматических реконструкций.

3. - объективная климатостратиграфическая схема позднего неоплейстоцена и голоцена исследуемого региона может быть создана преимущественно на основе высокоразрешающих палинологических данных из непрерывных разрезов разногенетических отложений, обеспеченных результатами абсолютной геохронологии.

4. - на основе палинологических данных и иных палеогеографических материалов для исследуемой территории в позднем неоплейстоцене выделяется только одна (казанцевская) межледниковая эпоха с тремя климатическими максимумами и двумя минимумами, сопоставимая со стадией 5 стандарта мировой корреляции - океанической кислородно-изотопной шкалы;

5. - по палинологическим данным и иным материалам для позднего неоплейстоцена юга Восточной Сибири выделена одна (зырянская) ледниковая эпоха, с двумя стадиями, сопоставимыми со стадиями 2 и 4 океанической шкалы, и одним межстадиальным потеплением (каргинским), сопоставимым со стадией 3 этой же шкалы. При этом оледенение носило горно-долинный характер;

6. - голоцен, выделяемый в ранге межледниковой эпохи и сопоставляемый со стадией 1 океанической шкалы, характеризуется тремя периодами изменения климата с выраженной тенденцией к постепенному усилению его континентальное™.

Научные положения и основные выводы, сформулированные в работе, обоснованы и подтверждены большим объемом натурных материалов, обработанных с помощью :татистических и компьютерных методов.

Научная новизна работы заключается в следующем:

разносится на большие расстояния, за исключением пыльцы сосны обыкновенной и сибирской, березы древовидной, душекии; подавляющая часть пыльцы ели, пихты, лиственницы, кустарниковых, травянистых растений, а также споры оседают в пределах их ареалов и в воды озера попадают, главным образом, посредством транспортировки водными потоками.

2. На основании состава пыльцевых спектров из аэрозоля и спектров поверхностных проб из разногенетических терригенных отложений выявлены основные закономерности формирования субрецентных спорово-пыльцсвых спектров - методической основы интерпретации ископаемых спектров.

3. Впервые получены датированная высокоразрешающая, непрерывная запись палеоклиматов юга Восточной Сибири на основе палинологического анализа донных осадков оз. Байкал. Временное разрешение достигает 250 лет. По детальности временного разрешения палинологические данные не имеют аналогов в Сибири.

4. Проведена корреляция байкальской палинологической записи с опорной океанической кислородно-изотопной шкалой БРЕСМАР, отражающей изменение объемов льда на Земле, и палинологическими записями Западной Сибири, Восточной и Западной Европы, Северной Америки, Японии, Китая. Показано их сходство и отличие.

5. Впервые для юга Восточной Сибири в позднем неоплейстоцене на основе палинологических и иных данных установлено существование только одной межледниковой эпохи, сопоставимой со стадией 5 океанической шкалы, и одной ледниковой эпохи, сопоставимой со стадиями 4 и 2 этой же шкалы.

6. Потепление климата, сопоставимое со стадией 3, по данным палинологии и иным материалам предложено рассматривать в ранге межстадиала.

7. Впервые на основе палинологических данных показано, что на юге Восточной Сибири облик растительности переходного времени от последнего оледенения к голоцену не претерпевал таких резких изменений, как это отмечено для ряда регионов Северной Европы, Аляски, Канады, Японии.

8. Впервые на примере датированных палинологических материалов выявлено, что процесс расширения ареалов древесных пород в голоцене существенно различался во времени в направлении с юга на север. Так например, экспансия пихтовой тайги на юге исследуемого региона началась -9.5 тыс. д.н., а на северо-востоке - -8.5 тыс.' л.н. Становление кедровых и сосновых формаций облика, близкого к современному, на юге произошло около 7 тыс. .л.н. а на северо-востоке - около б тыс. л.н. Разница во времени отклика растительности юга и северо-востока исследуемого региона на улучшение климата составляет около 1 тысячи лет. •

Практическая значимость. Палинологические исследования поздненеоплейстоценовых и голоценовых отложений юга Восточной Сибири носят прежде всего фундаментальный характер. Однако, они же имеют и первостепенное значение для получения информации, которая может быть использована при расчленении и корреляции этих отложений при геологических работах и даст основу для понимания и правильной оценки структуры и развития современных ландшафтов, что позволит решить многие проблемы их охраны и рационального природопользования на новой основе. Полученные датированные, высокоразрешающие данные о растительности и климате могут рассматриваться в качестве опорных для Сибири и стать основой для создания прогнозных сценариев развития климата на ближайшее будущее.

Апробация работы. Основные положения диссертации изложены в 37 публикациях, в том числе 1 коллективной и 1 личной монографиях. Результаты исследований представлялись на всесоюзных, всероссийских и международных конференциях: Совещании по истории озер (Ленинград, 1987), Всесоюзном совещании по истории озер (Минск, 1988), Международной конференции по проблемам голоцена (Тбилиси, 1988), Международном совещании «Байкал - природная лаборатория для исследования изменений окружающей среды и климата» (Иркутск, 1994), Годичном Совещании Геологического Общества Америки (Сиэтл, 1994), Международном Симпозиуме по Байкалу (Йокогама, Япония, 1998), Международном Симпозиуме - Байкал как Участок Мирового Наследия: (Улан-Удэ, 1998), IX Всероссийской палинологической конференции (Москва, 1999), Первом международном совещании по седиментологии оз. Байкал (Германия, 1999) и других.

Работа выполнена в Лаборатории палеолимнологии Лимнологического института СО РАН в рамках темы «Расшифровка палеоклиматов Восточной Сибири в позднем плейстоцене и голоцене», российско-японского проекта «Изменения природной среды, растительности и климата Прибайкалья в позднем неоплейстоцене и голоцене», совместных российско-американских исследований донных отложений оз. Байкал, Интеграционной программы СО РАН «Проблемы реконструкции климата и природной среды голоцена и плейстоцена Сибири», международной программы «Байкал-бурение».

Благодарности. Автор глубоко благодарен B.C. Волковой, М.А, Грачеву, A.B. Белову, В.Д. Мацу, Е.Б. Карабанову, совместная работа с которыми инициировала написание диссертации и помогла автору определить и сформулировать основные направления исследований. Автор искренне благодарен М.А. Кузьмину за предоставление возможности работы с кернами бурения 1993-1996 года и общую поддержку исследований. Искреннюю благодарность автор выражает С.С. Воробьевой, О.В. Левиной и К.Е. Вершинину за

предоставление неопубликованных материалов по составу комплексов диатомовых водорослей, содержанию биогенного кремнезема в осадках оз. Байкала и ботаническому составу торфа, а также П.П. Летуновой и А.А. Абзаевой за помощь в проведении аналитических работ. Неоценимую помощь автору оказали Т.О. Железнякова, С.М. Крапивина в оформлении компьютерной графики и проведении кропотливой технической работы по оформлению диссертации. Автор также глубоко благодарен своим зарубежным коллегам: X. Такахаре, Н. Миеши, К. Кавамуро, В. Маркграф, П. Брэдбери, Д. Демске, Б. Мор, X. Оберхенсли, К. Эккерту за совместные научные исследования, полезное обсуждение материалов.

Структура и объем работы. Диссертация изложена на 323 страницах и состоит из введения, 8 глав, выводов и списка литературы. Работа иллюстрирована 48 диаграммами, 19 картосхемами, 10 таблицами. Список литературы включает 227 отечественных и 129 иностранных источников.

Содержание диссертационной работы.

ГЛАВА 1. Особенности современной природной обстановки региона

Для понимания изменения климата и растительности юга Восточной Сибири особое значение имеет межгорная впадина оз. Байкал и окружающие ее горные хребты. Основными морфометрическими элементами современного рельефа исследуемой территории являются ультраглубокая впадина оз. Байкал и горные хребты с абсолютными высотами более 2500 м. Рельеф, природные особенности юга Восточной Сибири являются результатом длительной истории развития, включающей в себя два основных этапа -ранний орогенный - 30-3.5 млн. л.н. - и собственно рифтовый или необайкальский - 3.5-0 млн. л.н. (Нагорья..., 1974).

Климатические условия исследуемой территории определяются ее положением в зоне активности Азиатского антициклона и горным рельефом. Последний фактор формирует высотную дифференциацию климатических условий. Над регионом преобладает северозападный перенос воздушных масс, направление которого перпендикулярно простиранию впадины Байкала и окружающих ее горных сооружений, что создает существенные различия в режиме атмосферного увлажнения западного и восточного макросклонов. Современный климат юга Восточной Сибири характеризуется как умеренно континентальный (Ладейщиков, 1982) со среднегодовыми температурами от -0,5°С до -4,3°С, средними температурами января от -17,3°С, до -22°С, июля - от +14,6°С до +20°С.

Структура растительности региона подчинена климатической асимметрии макросклонов байкальских хребтов и впадины оз. Байкал (Тюлина, 1976). Основу растительности составляют горно-таежные леса из кедра, пихты, ели, сосны и лиственницы. На восточном макросклоне доминируют темнохвойные леса, на западном - светлохвойные. Сухие подветренные площади подгорных шлейфов южных склонов занимают степные экстразональные сообщества.

ГЛАВА 2. Предистория становления позанечетвертичной и голоценовой растительности

Взаимоотношения между существующими группировками растительности складывались в ходе исторического развития региона. Для правильного их понимания необходимо рассмотреть историю становления растительности юга Восточной Сибири с плиоцена, когда началась коренная перестройка последней в связи с общим похолоданием климата и формированием структуры растительности, близкой к современной (Сочава, 1946). История растительности региона в плиоцене и четвертичном периоде в настоящей работе рассмотрена на основе новых палинологических данных (Безрукова и др., 1999) из первого сверхдлинного (200 м) непрерывного разреза осадков оз. Байкал BDP-96/1, датированного методом палеомагнитного анализа (Коллектив участников.., 1998). Возраст разреза - около 5 млн. лет. Для детализации картины использованы имеющиеся литературные данные. Во второй половине раннего и начале позднего плиоцена растительность была представлена сложным сочетанием горно-таежных лесных и подгорно-таежных лесостепных, степных и полупустынных ландшафтов. На влажных склонах верхних уровней гор произрастали леса из пихты, ели, тсуги. Душекия, лещина, вяз, орех, граб формировали долинные растительные сообщества. Дуб, клен, липа принимали участие в структуре лесных сообществ нижних склонов гор. На предгорных равнинах, на о. Ольхон, в Приольхонье развивались полупустынные, степные и лесостепные ландшафты. Климат территории гакже был контрастным, с хорошо выраженной сезонной дифференциацией. Около 2,8 илн. л.н. сильное похолодание привело к господству разреженных лесов из ели, лиственницы, пихты, а также холодных степей на подветренных склонах хребтов и чоховых болот на побережье. После 2,6 млн. л.н. вновь господствует лесная эастительность, но доля тсуги и широколиственных была уже незначительна. Еще одно шачительное похолодание климата в интервале 1,8-1,6 млн. л.н. привело к новому ;окращению площадей лесной растительности. В период второго похолодания в ¡реднегорном поясе уже существовали ландшафты лесотундрового облика с участием шственницы, ели и кустарниковых берез, развитию которых способствовало и возрастание ¡ысот горного обрамления Байкала (Mats, 1993). Состав лесной растительности

эоплейстоцена был сформирован современными видами, растущими и теперь в Восточной Сибири - елью, пихтой, сосной обыкновенной и сосной сибирской, березой и душекией. Широколиственные породы (вяз, липа, дуб, граб) имели резко подчиненное значение. Тсуга почти полностью исчезла из состава флоры. Около 0,8 млн. л.н. имело место третье значительное похолодание, зафиксированное в осадках озера формированием слоев из частиц глинистой размерности, минимальным содержанием пыльцы и спор, крайней бедностью их видового состава.

Детально восстановлена история растительности региона для раннего и среднего неоплейстоцена (800-170 тыс. л.н.) по данным BDP-96/1 с временным разрешением - 4-5 тыс. лет. Для этого интервала установлено 7 теплых и 6 холодных эпох, соответствующих стадиям 7-19 океанической изотопной шкалы. В теплые эпохи господствовала лесная растительность, структура которой была близка современной. В эпохи похолоданий преобладала лесотундровая, тундровая растительность. Установлено, что от начала раннего к концу среднего неоплейстоцена в составе лесной растительности происходит увеличение площадей, занятых сосной, лиственницей и кедром, отражающее возрастающую континентальность климата. Корреляция палинологической записи раннего-среднего неоплейстоцена с океанической записью позволяет утверждать, что облик растительности юга Восточной Сибири изменялся параллельно с глобальными изменениями климата, обусловленными астрономическими факторами.

ГЛАВА 3. Особенности формирования и состав спорово-пыльпевых спектров из аэрозоля как основа для понимания закономерностей аккумуляции пыльны и спор в верхнем слое континентальных осадков и донных отложений оз. Байкал

Понимание закономерностей формирования поверхностных спорово-пыльцевых спектров (СПС) обеспечивает изучение СПС из атмосферного аэрозоля. Предлагаемые результаты представляют собой первый опыт двухлетнего изучения особенностей выпадения "пыльцевого дождя" в весенне-летний период над исследуемой территорией для целей реконструкции облика растительности прошлых эпох.

Состав пыльцевого аэрозоля над побережьем озера. Наибольшие значения концентрации пыльцы в воздухе отмечены в период с 23 мая по 7 августа. Во второй половине мая наблюдается максимум пыльцы березы Betula sect. Albae Rgl. и душекии Duschekia fruticosa Ledeb. В начале июня господствует пыльца Pinus (Рис. 1), причем, большая часть пыльцы принадлежит пыльце сосны обыкновенной, отмечены единичные пыльцевые зерна ели Picea obovata Ledeb., березы, розоцветных Rosaceae Juss. В начале июля преобладает пыльца сосны. В конце месяца на фоне уменьшения концентрации пыльцы начинает

преобладать пыльца сложноцветных Asteraceae Dumort. (главным образом, рода полыни Artemisia), маревых, розоцветных, при участии единичной пыльцы сосны и березы. В первой половине августа в СПС доминирует пыльца трав - маревых, сложноцветных, и спор папоротников Polypodiaceae. В начале сентября при общей низкой концентрации пыльцы преобладает пыльца трав.

700 600 500

5 400

? 300

" 200 100 о

□ Pinus И Picea ш Larix

Рис. 1. Содержание пыльцы сосны, ели и лиственницы в пробах атмосферного аэрозоля в районе пос. Лиственничное (1996 г.)

Состав пыльцевого аэрозоля нал акваторией озера Байкал. Максимальные значения концентрации пыльцы в составе СПС аэрозоля над акваторией озера составляли от 270 до 780 зерен/см2/сутки и отмечались с 11 по 14 июля. Абсолютно господствовала пыльца сосны при заметном участии пыльцы кедра. Концентрация пыльцы травянистых растений незначительна. При этом с 11 по 13 июля преобладала пыльца злаков, а 13 июля отмечен и пик пыльцы полыней и маревых. Самые высокие концентрации пыльцевого материала над акваторией озера получены с 12 по 14 июля. Самые низкие - с 16 по 17 июля. Причиной такого разброса в значениях концентраций могли быть особенности состояния погоды во время отбора образцов.

ГЛАВА 4. Состав спорово-пыльиевых спектров из верхнего слоя осадков оз. Байкал

Исследовались образцы из верхнего слоя донных отложений оз. Байкал, толщина которого не превышала 1 см. Слой представлен диатомовыми илами. Средние скорости седиментации в северной, средней и южной котловинах впадины озера составляют соответственно 26, 21 и 52 см/1000 лет (Edgington et al., 1991). Следовательно, теоретический возраст полученных образцов изменяется от 50 до 20 лет. За столь короткое

а.

1/04 1 В/04 25/04 02/05 16/05 23/05 28/05 07/06 05/07 30/07 07/00 14/08 03/09 30/09

даты отбора

время растительность региона не претерпевала катастрофических изменений, поэтому есть все основания рассматривать СПС из верхнего 1-см слоя байкальских диатомовых илов как современные. Анализ общего состава СПС из байкальских осадков показал, что в них практически абсолютно господствует пыльца древесных растений. На рис. 2. изображено процентное содержание пыльцы группы древесных растений в спектрах из осадков Байкала. В эту группу включена пыльца пихты, лиственницы, ели, кедра, сосны и березы. Содержание пыльцы этой группы изменяется от 82 до 94%. Минимальные значения пыльцы древесных - 82-90% - характерны глубоководных районов южной и средней котловин и мелководной части дельты р. Селенги. Максимальные (90-94%) значения пыльцы древесных растений наблюдаются в спектрах из северной котловины и центральной части южной. Группа пыльцы недревесных включает пыльцу кустарников, трав и споры папоротников, плаунов, плаунков и сфагновых мхов. Максимальное содержание пыльцы недревесных растений - от 12 до 18% - приурочено к спектрам из осадков средней и южной котловин озера.

Анализ состава СПС из верхнего слоя осадков оз. Байкал показал, что они отражают особенности современного растительного покрова на уровне его различий для трех котловин впадины озера и несут информацию об источниках поступления пыльцы и спор в эти котловины. Исходя из приведенных выше результатов аэропалинологических исследований получается, что пыльца сосны и кедра попадает в осадки Байкала преимущественно путем ее воздушной транспортировки. Пыльца этих видов составляет основу современных СПС. Пыльца подавляющей части остальных растений переносится в озеро преимущественно водными потоками и формирует незначительную часть СПС. Для осадков озера Байкал, располагающегося в лесной зоне, характерны следующие флористические особенности субрецентных СПС. В группе общего состава, независимо ни от каких факторов, преобладает пыльца древесных пород (Безрукова, 1998а). Из пыльцы древесных в СПС господствует пыльца сосны и кедра. Пыльца прочих древесных (ели, пихты, лиственницы, березы) и кустарников не превышает 30% суммарно. Пыльцы травянистых растений в СПС до 10%, и принадлежит она, в основном, ветроопыляемым растениям - полыни, маревым, злаковым, осоковым. Таким образом, СПС оз. Байкал содержат информацию прежде всего о зональном типе растительности. Локальные растительные ассоциации территории, непосредственно примыкающей к озерам находят лишь некоторое отражение в присутствии в СПС пыльцы мелколиственных пород -березок, душекии, ивы и лугового разнотравья.

с Вер/нор Анггоа

( % от суммы всей пыльцы ) И И

0 Л "О , | А !\ л & и СУ 25 ^О* 55 70 55 и 1 эс

■ Рис. 2. Содержание пыльцы древесных растений в субрецентных спектрах из осадков оз. Байкат

ГЛАВА 5. Методика реконструкций растительности на основе изучения состава субрецентных сгторово-пылыгевих спектров из континентальных отложений

В качестве субрецентных рассматривались спектры из верхнего 1 см отложений. Источник климатической информации - данные с 19 метеостанций по осредненным показателям для 5 элементов климата за 5 лет.

Современное пространственное распределение основных таксонов растительности и отражение участия их пыльны в составе континентальных субрецентных спектров

Исследования охватили все высотно-поясные комплексы (ВПК) современной растительности региона. Результаты этих исследований показали следующее. Практически во всех образцах преобладает пыльца древесных пород - 55-95%. Исключением являются спектры субальпийских лугов и степей, в которых содержание пыльцы древесных составляет 40-50%. Следовательно, субрецентные СПС исследуемого региона правильно отражают характер растительности - лесной. Нарушение истинного соотношения между составом СПС и составом древесной растительности происходит за счет дальнего заноса пыльцы сосны и кедра в лесостепной, степной, горно-тундровый комплексы, где местная растительность продуцирует относительно мало пыльцы. Содержание пыльцы лиственницы, пихты, ели, несмотря на их значительную пыльцевую продуктивность, занижено за счет неспособности последних к дальнему переносу. Обильные в составе современной растительности злаки, осоки, полыни не обнаруживают в СПС столь же обильного присутствия их пыльцы. Для каждого ВПК вычислены коэффициенты соответствия доли участия древесных растений в составе растительности ключевых площадок к доле участия их пыльцы в составе СПС.

Особенности субрецентных спорово-пыльневых спектров из различных типов отложений. Полученные субрецентные СПС объединены в три группы: спектры торфяников, почв и озерные. Различие генезиса отложений влияет на степень осреднения СПС. Спектры из болотных отложений в большей степени отражают особенности растительности ограниченных территорий региональной и локальной. Спектры осадков оз. Байкал носят интегральный характер и содержат информацию о зональном типе растительности.

Взаимоотношения состава субрецентных спорово-пыльпевых спектров и элементов современного климата.

Анализ взаимосвязи состава СПС и современного климата показал, что современные комплексы растительности региона - темнохвойно-таежный и светлохвойно-таежный -приурочены к районам с разной климатической ситуацией. Для районов, где преобладает темнохвойная тайга из ели, кедра и пихты характерны следующие климатические

показатели: индекс континентальное™ составляет 59-69%, годовая сумма осадков более 600 мм (до 1100 мм), средняя Т°ЯНВар» -14+-1б°С, средняя Т°иго,пя - +11,8-н-14,8°С, средняя Т°шд -0,4-i--loC. Климат этих районов умеренно континентальный. Для районов с господством светлохвойной тайги преимущественно из лиственницы, эти показатели иные: индекс континентальности 62-72%, годовая сумма осадков 300-400 мм, средняя Т° ян«аря -18+-25°С, средняя Т° „юля - +14-¡-+17°C, средняя Т°ГОя составляет -2-г-3.3°С. Климат этих районов резко континентальный.

ГЛАВА 6. Состав спорово-пыльцевых спектров позднего неоплейстоцена и голоцена из донных осадков озера Байкал

Донные осадки оз. Байкала изучались по кернам 14 станций из всех котловин впадины озера. Описание литологического строения кернов приводится в работе. Преимущества были отданы кернам с подводного Академического хребта в силу того, что его осадки накапливались в спокойном режиме, без вторжения турбидитных потоков или иных катастрофических процессов, обуславливающих перерывы в осадконакоплении (Коллектив.., 1998). Верхний слой осадков большей части кернов датирован 14С AMS методом до 22 тыс. лет (Colman et al., 1993, 1995; Миноура и др., 1999). Определение возраста остальной части кернов проводилось методом корреляции пиков SiO^biog.. со шкалой SPECMAP, с учетом определения возраста пика №5 SiOíbiog. около 121 тыс. л.н. (Гольдберг и др., 1998). Для литологического разреза исследованных кернов характерно чередование диатомовых илов и глин. Диатомовые илы соответствуют теплым межледниковым эпохам с высокой продуктивностью диатомового планктона и представлены темно-оливковыми или оливково-серыми илами с высоким содержанием створок диатомовых (до 85%). Глины формировались в холодные непродуктивные эпохи и представлены, в основном, обломочными частицами кварц-полевошпатового состава. Собственно глинистые минералы составляют 10-15% от общего состава этих глин [Коллектив.., 1995).

Состр? спорово-пыльневых спектров из осадков с Академического хребта. Полученные палинологические записи имеют возраст древнее 150 тысяч лет. Разрез ст. 2/99РС является 1епрерывным, охарактеризованным данными диатомового и палинологического анализа герез 2 см, датированным методом корреляции с изотопно-кислородной шкалой 5РЕСМАР. По данным палинологии выделены 5 палинозон, соответствующим стадиям 1-5 жеанической шкалы (Рис. 3). Стадия 5 разделена на 5 подстадий, сопоставляемых с юдстадиям 5а-е изотопной шкалы. Максимальные значения концентрации пыльцы

6-0-I8

(Shackleton et al. 1990)

l'iic. 3. С'норооо-иыш.цаш дна! ¡тша ci. 2-99/2 PC.

характерны для стадии 1, 5а и 5е. Причем, в спектрах господствует пыльца древесных. Состав пыльцы древесных отличается от стадии к стадии. Если в стадию 1 - голоцен -доминирует пыльца лиственницы, сосны и кедра, то в подстадию 5а преобладает пыльца березы, пихты, сосны и кедра. В спектрах подстадии 5е господствует пыльца пихты, ели, сосны и кедра. Общее количество пыльцы в спектрах стадии 3 ■ каргинский межстадиал -мало и представлена она, в основном, пыльцой лиственницы, березы, ели. Минимальные количества пыльцы характерны для стадий 2, 4, 5b, 5d, и преобладает здесь пыльцы кустарников, трав и споры.

Состав спорово-пыльпевых спектров из осадков северной котловины. Из осадков северной котловины Байкала получены палинологические записи, возраст которых около 20 тысяч лет. Для осадков, возраст которых около 20 тысяч лет, характерны спектры с господством пыльцы полыни, маревых, разнотравья, ели, лиственницы. В спектрах из осадков, возраст которых около 18 тысяч лет, также господствует пыльца и споры трав, но в группе древесных появляется пыльца кедра и ели. В спектрах временного интервала 1815 тыс. л.н. доминирует пыльца кустарниковых берез, ивы, полыней, злаков, маревых, лютиковых, сложноцветных и споры плаунов, плаунков и сфагновых мхов. В группе древесных присутствует пыльцы лиственницы, ели, березы. В пыльцевых спектрах начала позднеледниковья - 14-11.5 тыс. л.н. - преобладает пыльца ели, лиственницы, берез обеих секций, полыней, маревых, злаков, споры папоротников и плаунов. Есть пыльца кедра и сосны. В спектрах второй половины периода -11.5-10.3 тыс. л.н. - уменьшается содержание пыльцы ели, кедра, сосны, увеличивается - лиственницы, полыней, маревых, сложноцветных. Состав спорово-пыльцевых спектров из осадков северной котловины, сформированных в голоцене, аналогичен таковому из осадков с Академического хребта.

Состав спорово-пыльпевых спектров из осадков средней котловины. Из осадков этой котловины получены палинологические записи, возраст которых около 130 тысяч лет. Изменения растительности представлены на основе палинологического исследования ст. 342-РС1. Разрез является непрерывным, охарактеризованным данными по Si02b¡0g.. Верхний слой диатомовых илов датирован 14С AMS методом.

Согласно возрастной модели S. Colman et al. (1995) формирование осадков ст. 342-РС1 начинается -120-130 тыс. л.н. Содержание SiOi ью8т. в диатомовых илах основания керна ~ 80%. Этот пик отнесен к подстадии 5е. В спектрах слоя преобладает пыльца древесных: доминирует пыльца пихты, ели, сосны и кедра. Формирование глинистых осадков вышележащего слоя отнесено к подстадии 5d. В них содержится недостаточное для статистической обработки количество пыльцевого материала. Но они включают пыльцу всех современных древесных пород, а также пыльцу кустарников, трав, споры

папоротников, плаунов. В спектрах из диатомовых илов, сформированных в подстадию 5с, вновь господствует пыльца древесных растений: ели, лиственницы, кедра, березы. Много пыльцы душекии, ивы. Пыльцы сосны не более 25%, пихты - единично. Содержание пыльцы в спектрах из слоя, сформированного в подстадию 5Ь незначительно, но пыльца всех современных видов древесной флоры присутствует. В спектрах диатомовых илов, сформированных в подстадию 5а, вновь господствует пыльца древесных растений. Среди последней преобладает пыльца ели, лиственницы, кедра, березы. Значительно содержание пыльцы кустарников (до 25% суммарно). В пыльцевых спектрах слоя глинистых осадков, аккумулировавшихся на протяжении стадии 4, преобладает пыльца трав, кустарников и споры папоротников, плаунов, плаунков, сфагновых мхов. На долю пыльцы древесных приходится не более 35%. Среди пыльцы древесных господствует пыльца ели, лиственницы, кедра. Содержание пыльцы древесных растений в спектрах из слоя глин с примесью диатомовых, сформированных в стадию 3, составляет 35-40%. Это, в основном, пыльца ели, лиственницы, березы, в меньшей мере - кедра и сосны. В составе СПС второй половины стадии 3 увеличивается содержание пыльцы мезо-ксерофитного разнотравья: полыней, маревых, злаковых, лютиковых, бобовых и спор плаунков, уменьшается - пыльцы сосны и кедра. В общем составе СПС из глинистых осадков, сформированных в стадию 2, преобладает пыльца кустарников, мезо-ксерофитного разнотравья, споры папоротников, плаунов и плаунков. Среди пыльцы древесных господствует пыльца лиственницы, ели, березы. Пыльца остальных древесных отмечена в виде единичных пыльцевых зерен. В спектрах из верхнего слоя диатомовых илов начала стадии 1, на фоне низкой концентрации пыльцевого материала преобладает пыльца ели, лиственницы, березок, душекии. В спектрах середины стадии преобладает пыльца кедра, пихты, ели. А в спектрах финала стадии при высокой концентрация пыльцы господствует пыльца сосны, кедра, лиственницы.

Состав спорово-пыльцевых спектров из осадков южной котловины. Палинологические данные из осадков южной котловины содержит информацию о развитии растительного покрова за последние 70-75 тысяч лет (подстадии 5а). В пыльцевых спектрах начала подстадии 5а на фоне общей высокой концентрации пыльцевого материала (до 15 тыс.зерен/см3) преобладает пыльца древесных растений: ели, лиственницы, пихты, кедра, в меньшей мере - сосны. В спектрах финала стадии доминирует пыльца кустарников -душекии, ивы; трав - полыней, эфедры, маревых, злаковых, лютиковых; споры папоротников, плаунов, сфагновых мхов. В глинистых осадках, сформированных в стадию 4, при концентрации пыльцевого материала менее 2 тыс.зерен/см3, в спектрах господствует пыльца кустарников, и трав - полыней, злаковых, маревых, сложноцветных. В группе спор

доминируют споры папоротников, плаунков, сфагновых мхов. В спектрах из осадках, сформированных в стадию 3, концентрация пыльцевого материала не превышает 8 тыс.зерен/см3. В общем составе СПС отмечено постоянное преобладание пыльцы древесных растений. Но состав разных групп СПС изменяется от начала стадии к ее финалу. В осадках начала стадии группу пыльцы древесных растений формирует пыльца пихты, кедра, сосны, ели, лиственницы. К финалу стадии в спектрах преобладает пыльца лиственниц, ели. Увеличивается содержание пыльцы полыней, эфедры, сложноцветных, маревых, осоковых и спор папоротников, плаунов и сфагновых мхов. В пыльцевых спектрах из глинистых осадков, сформированных в стадию 2, в общем составе преобладает пыльца кустарников, мезо-ксерофитного разнотравья, споры папоротников, плаунов и плаунков. Среди пыльцы древесных господствует пыльца лиственницы, ели, березы. В спектрах осадков позднеледникового времени (10.3-14 тыс. л.н.) концентрация пыльцевых зерен и спор колеблется от 370 до 1500 зерен/см3. Преобладает пыльца березки, душекии, маревых, полыни, осоковых, разнотравья. В группе пыльцы древесных основные компоненты - пыльца ели, лиственницы, березы. В СПС финала позднеледниковья (10.3-11 тыс. л.н.) продолжает господствовать пыльца ели, березы, но увеличивается содержание пыльцы лиственницы, душекии, березок, и трав - полыней, злаковых, осоковых, разнотравья. В общем составе СПС из диатомовых илов раннего голоцена (8-10 тыс. л.н.) преобладает пыльца древесных растений: ели, кедра, березы, пихты. Господство пыльцы пихты, кедра отмечено в спектрах из осадков среднего голоцена (5-8 тыс. л.н.). Присутствует пыльца лещины, липы, вяза (до 1,5% суммарно). В спектрах из осадков, сформировавшихся около 6 тыс. л.н., отмечен пик пыльцы ели, березы, кустарниковых берез, маревых. После 6 тыс. л.н. в общем составе СПС доминантами стали пыльца кедра, лиственницы, сосны. Содержание пыльцы этих таксонов в осадках позднего голоцена изменяется незначительно.

ГЛАВА 7. Состав спорово-пыльпевых спектров позднего неоплейстоцена и голоцена из озерно-болотных осадков

Методом палинологического, карпологического, ботанического, 14С анализов изучено 15 разрезов озерно-болотных отложений. Палинологическая запись из этих разрезов содержит информацию о развитии растительного покрова за последние 30 тысяч лет, с временным разрешением около 200 лет, начиная с второй половины стадии 3 (разрез Дулиха на юго-восточном побережье оз. Байкал). На спорово-пыльцевой диаграмме разреза снизу вверх выделены девять палинологических зон (рис. 4):

'V** 1

<4 I ГЛ тг ; V-,

r- во .os

■ JééiÍi*

liiuii

вВВЖЯв^ВЭ; ! - . ^'mIAJUéi iiu i

LJbLuúk i

UlIÜLa.

%V¡ >v\VoN\'444XV*J •

г- с; С

9 - пыльцы древесных растений около 52%. В ее составе преобладает пыльца ели, кедра; в составе пыльцы недревесных - кустарниковой березки, душекии, ивы, осок, вересковых, споры папоротниковых, хвощей. Формирование спектров этой зоны происходило в стадию 3 около 29 тыс. л.н..

8 - пыльцы древесных растений около 40%. В этой группе преобладает пыльца ели, лиственницы, березы. Увеличилось содержание пыльцы кустарников, разнотравья. Формирование спектров этой пыльцевой зоны происходило в финале стадии 3.

7 - пыльцы древесных также около 40%. В группе древесных преобладает пьшьца ели, березы. До 30% приходится на пыльцу кедра, около 20% составляет пыльца сосны. Еще больше возросло количество пыльцы кустарниковой березки, душекии, лугово-степного разнотравья, вересковых. Увеличилось участие спор папоротников, плаунов, сфагновых мхов и хвощей. Формирование этих спектров относится к стадии 2 - 22(23)-14 тыс. л.н.

6 - пыльцы древесных в среднем 45%. В группе пыльцы древесных преобладает пыльцы ели, лиственницы, березы, кедра. Вновь увеличилась доля пыльцы кустарников, разнотравья, вересковых. Формирование спектров этой зоны происходило в начале позднеледниковья, около 14 тыс. л.н.

5 - пыльцы древесных в среднем 30%. В составе пыльцы древесных господствует пыльца ели, лиственницы, березы. Для спектров только этой зоны характерно самое высокое содержание пьиьцы осоковых, маревых, полыней, лютиковых, розоцветных (Potentilla type), сложноцветных, зонтичных, а также спор папоротников, плаунов. Судя по 14С спорово-пыльцевые спектры этой зоны сформировались в позднем дриасе.

4 - пыльцы древесных в среднем 40%. В группе древесных преобладает пьшьца ели, лиственницы и березы. До 20% приходится на пыльцу пихты. В 2-3 раза уменьшилось и содержание пыльцы разнотравья. Спектры этой зоны сформировшшсь 10-9 тыс. л.н.

3 - пыльцы древесных в среднем 50%. В группе древесных преобладает пыльца пихты (до 35% от состава пыльцы древесных), березы, кедра. В группе спор - споры сфагновых мхов, хвощей. Формирование спектров этой зоны происходило 9-7 тыс. л.н.

2 - пыльцы древесных в среднем 65%. В группе древесных преобладает пьшьца пихты, кедра, березы, сосны. Формирование спектров этой зоны происходило после 7 тыс. л.н.

1 - пыльцы древесных в среднем 80%. Доминирует пыльца кедра, сосны и березы. В составе пыльцы локальных элементов спектра варьирует соотношение пыльцы осок, вересковых, сфагновых мхов. Формирование спектров этой зоны происходило после 5 тыс. л.н.

Состав спорово-пыльцевых спектров из озерно-болотных осадков свидетельствует, что доля лесных сообществ в растительности юга Восточной Сибири и их структура на протяжении последних 30 тысяч лет значительно изменялась.

ГЛАВА 8. Растительность и климат позднего неоплейстоцена и голоцена

Поздний неоплейстоцен начинается с теплой (межледниковой) эпохи - казанцевской. В масштабе океанической изотопно-кислородной шкалы этому времени соответствует стадия 5. Для межледниковья характерны три климатических оптимума. Самым теплым из них принято считать время существования изотопно-кислородной подстадии 5е (Блюм и др., 1986; ОЫаасЦ й а1., 1998 и др.).

Растительность и климат юга Восточной Сибири на протяжении сталии 5 - 130П401-73(75>гыс. л.нЛ В силу того, что на территории региона пока не существует опорного разреза для межледниковой эпохи - аналога казанцевского межледниковья Западной Сибири или стадии 5, а возраст ее осадков для исследуемого региона определен методом и-ТЬ датирования и корреляции пиков биогенного кремнезема с изотопно-кислородной океанической шкалой объемов глобального льда, то в настоящей главе будут использоваться номера соответствующих стадий этой шкалы. Время существования последнего межледниковья 130(140)-73(75) тыс. л.н. - определено на основе корреляции со шкалой БРЕСМАР.

Для реконструкции климатических показателей разных этапов неоплейстоцека и голоцена по составу спорово-пыльцевых комплексов использован метод аналогов -реконструкции облика растительности прошлого, последующее нахождение в составе современной растительности его близкого аналога, климатические условия которого и будут близки к климатическим условиям прошлого. Надежная методическая основа реконструкции облика растительности представлена в Главах 3-5.

Возраст подстадии 5е оценивается от 140 до 117 тыс. л.н. (Архипов, Волкова, 1994; Ма^егис! е1 а1., 1998). По данным Е.Л. Гольдберга и др. (1998) возраст пика №5 биогенного кремнезема в осадках оз. Байкал, сопоставляемый с оптимумом 5е, найден равным 121 тыс. л.н., вероятно, индицируя запаздывание реакции экосистемы Байкала на воздействие астрономических факторов.

В изменении климата и развитии растительности в стадию 5 для исследуемой территории выделяется 5 этапов, соответствующих подстадиям 5а-е океанической шкалы.

На протяжении подстадии 5е происходило широкое развитие кедрово-пихтовых лесов в условиях' влажного умеренно-континентального климата, более влажного и менее континентального, чем современный. Поскольку в осадках этого времени встречается

пыльца лещины, липы, вяза (до 1.5% суммарно), то нельзя исключить и слабую примесь этих пород. Массивы кедрово-пихтовых лесов, с редким участием липы, сейчас распространены на юго-восточном фланге Алтая, где средняя Т0январ, -17°С, средняя Т° ЯЮ.1Я +16.4°С, средняя Т° п,ла +0.7°С, сумма осадков составляет более 800 мм/год. Одновременное высокое содержание пыльцы сосны и лиственницы в СПС этого же интервала предполагает развитие сложной, аналогичной современной структуры ландшафтов горного региона - темнохвойно-таежного комплекса из кедра, ели, пихты и светлохвойно-таежного из сосны и лиственницы. Последний предпочитает средние пояса гор и предгорные равнины со следующими климатическими показателями: средняя Т° ,нварЯ - 19.3°С, средняя Т°„гаЛя +16.б°С, средняя Т0года -1.8°С, сумма осадков составляет 340 мм/год.

Спектры подстадии 5(3 - 117-105 тыс. л.н. содержат недостаточное для статистической обработки количество пыльцевого материала, но они включают пыльцу всех современных древесных пород, кустарников, трав, споры папоротников, плаунов. Возможно, все современные виды древесные и формировали лесную растительность. Причина малой концентрации пыльцы может заключаться и в изменении характера растительности (с лесного на преимущественно редколесный), и в увеличении скоростей осадконакопления при повышенном атмосферном увлажнении (КагаЬапоу е1 а1., 1998).

Похолодание подстадии 5с1 из байкальских записей хорошо согласуется с континентальными записями для 5(1. Так, например, известно, что палеопочвы казанцевского (стадия 5) возраста в исследуемом регионе состоят из двух почвенных единиц, разделенных слоем глин: нижняя почва, соответствующая подстадии 5е, это темная, насыщенная органггкой почва, а верхняя - коричневая, соответствует подстадии 5с. Нижняя почва нарушена криотурбациями на глубину до 50 см (Воробьева, 1990). Двухчленное деление палеопочв стадии 5 типично и для почвенных разрезов из юго-западной части Западной Сибири (Зыкина, 1996; Архипов и др., 1997).

Причиной глубокого похолодания в Сибири в подстадию 5(1 стало изменение характера атмосферной циркуляции в Северном полушарии. Основным источником поступления влаги для Евразии и Сибири является западный Северо-Атлантический перенос. Эта модель атмосферной циркуляции существовала на протяжении всего плейстоцена (Базаров, 1968; гиЬакоу, Воггепкоуа, 1990). В 5е теплые воды Гольфстрима проникали в Лабрадорский залив и Норвежское море, гак же как и сегодня. Воды этого течения могли обеспечить поступление влаги, необходимой для развития оледенения в Скандинавии и Северной Америке (К.ш1Штап е1 а1., 1980). Наступление холодных условий в Сибири на

границе подстадий 5е/5с1 началось в ответ на западный перенос атмосферного увлажнения на фоне сильного понижения температур, обусловленного понижением уровня инсоляции в подстадию 5с1. Воды Гольфстрима проникали вдоль Арктического побережья Сибири до 140° в.д. (Величко, 1984). Тогда, при возросшем атмосферном увлажнении и понижении температур, происходило уменьшение испаряемости, а затем и развитие мерзлоты.

Облик растительности подстадии 5с был близок к таковому подстадии 5е, отличаясь меньшим распространением пихтовых, и большим - еловых и лиственничных и кустарниковых формаций, что индицирует более континентальный климата. По данным палинологии ст. 342 РС1 облик растительности не был однородным на протяжении подстадии 5с. В начале стадии преобладали елово-лиственничные, а в конце - сосново-кедрово-еловые леса. Климат изменялся от холодного резко континентального к умеренно континентальному.

Во время формирования СПС подстадии 5Ъ в составе растительности принимали участие все современные виды древесных, но содержание пыльцы в спектрах очень мало. Скорее всего облик растительности не менялся коренным образом, а менялись условия седиментации при очередном увеличении объема глобального льда, нарастания атмосферного увлажнения и понижения инсоляции, как и в подстадию 5(1.

Структура растительности подстадии 5а напоминала таковую подстадии 5с. Широкое развитие получили елово-кедровые и лиственнично-березовые леса. Большие, чем в настоящее время, площади были заняты кустарниковыми лесотундрами из березок, душекии, ивы в условиях умеренно-холодного и влажного климата. Интенсивное летнее почвенное увлажнение индицируют спектры с большим количеством спор папоротников, плаунов, плаунков, которые могли попасть в воды озера преимущественно путем транспортировки водными потоками, поскольку известно, что ветровыми потоками их споры практически не рассеиваются.

Проблема существования в составе растительности стадии 5 исследуемого региона элементов умеренно-термофильной флоры, таких как тсуга, дуб, липа, вяз, лещина, до настоящего времени не получила однозначного решения. Как правило, пыльца этих растений по данным предыдущих исследований приурочена к осадкам определенного генезиса - речному аллювию, и встречается в виде единичных зерен. Исследованные нами байкальские донные и озерно-болотные осадки или вообще не содержат пыльцу этих растений или содержат единичные пыльцевые зерна лещины, липы и ильма. Пыльцы дуба и тсуги в них не обнаружено.

Черты сходства и различия в развитии растительности и климата стадии 5 юга Восточной Сибири с другими регионами

Сравнение особенностей развития растительности и изменений климата на протяжении стадии 5 исследуемой территории с рядом регионов Северного полушария выявило как черты сходства, так и различия.

В центральной части Западной Сибири климат в стадию 5 оценивается как умеренно теплый, но одновременно указывается, что он не был однороден. Установлены четыре фазы в развитии растительности - от темлохвойных лесов с участием широколиственных элементов (липа, лещина, вяз, дуб) до лиственнично-еловых и березовых редколесий северо-таежного типа с кустарниками. Тт». была на 5°С выше современных, Тиюль были близки к современным (Архипов, Волкова, 1994; Волкова, Бахарева, 1995). В целом, ранг потепления стадии 5 в Западной Сибири был выше оптимума голоцена.

Характер растительности оптимума стадии 5 для юга Восточной Сибири (преимущественно кедрово-пихтовые, сосновые леса) в значительной степени схож с таковым для центральных районов Западной Сибири, отличаясь большим развитием пихтовых и кедровых лесов. Климат оптимума для юга Восточной Сибири был влажнее и прохладней такового в Западной Сибири.

Сравнение изменения характера растительности и климата последнего межледниковья юга Восточной Сибири с событиями на территории Польши показало, что различия существуют для подстадий 5а,Ь. Если в Польше для этих этапов характерна влажная тундра, то для исследуемого региона это еще лесная растительность северо-таежного облика. Скорее всего, это объясняется положением Польши вблизи центров покровного оледенения (Палеогеографическая основа..., 1994).

Обобщение 31 пыльцевой диаграммы и результатов ботанического анализа макрофоссилий из Центральной и Западной Европы показало, что климат начала стадии 5 в Европе был более континентальным, а позже - более влажным (Zagwijn, 1996; Ое ВеаиНеи, ЯеШе 1992; 11еШе й а1., 1998). Для нашего региона получается иначе, климат начала стадии 5 бьи влажным, а позже - более континентальным. Так же, как и для юга Восточной Сибири, на побережье Северной Дании отмечатось глубокое похолодание в подстадию 5<3 (01а1$1ег, ОЬЬаг(1,1998). А по данным исследования минерального и растительного детрита из осадков Баренцева моря близ о-ва Шпицберген, датированных |4С, ТЛ и аминокислотным методами, более существенная подвижка ледника происходила в подстадию 5Ь, а не в подстадию 5(1 (Мап£еги(1 е1 а1., 1998), что не согласуется с данными из байкальских записей.

В отличие от характера изменения климата юга Восточной Сибири, где подстадия 5е характеризовалась умеренно-континентальным и самым влажным за весь поздний неоплейстоцен климатом, климатические условия подстадии 5е горной территории Северной Америки были самыми теплыми и сухими (№Ш1оск, Вагйет, 1997). Но похолодание подстадии 5<1 здесь также, как и в нашем регионе, было глубже, чем в подстадию 5Ь. В целом, для последнего климатического цикла для горной территории Северной Америки также, как для юга Восточной Сибири, характерно постепенное нарастание континентальности климата и похолодания от стадии 5 к стадии 1.

Климат Японии в подстадии 5а,с,е характеризуется как умеренно-теплый и влажный, с господством лесов из криптомерии - показателя очень высокого атмосферного увлажнения в периоды интенсивной деятельности весенне-летних муссонов (Нешвег, Мог1еу, 1997). Самая влажная подстадия - 5е, для двух последующих отмечено постепенное уменьшение атмосферного увлажнения, а, значит, и ослабление влияния летних муссонов. Самые высокие летние температуры характерны для подстадии 5с. Климатический тренд стадии 5 этой территории близок к таковому на юге Восточной Сибири - самая влажная подстадия 5е, самая континентальная - подстадия 5а. Причем, если для Японии индикатором высокого атмосферного увлажнения служит господство хвойных лесов из криптомерии, то ее «аналогом» на нашей территории могут служить пихтовые леса - самой влаголюбивой породы.

Растительность и климат юга Восточной Сибири на протяжении стадии 4 - 73Г75У53(55^ тыс. л.н,

Палинологические данные свидетельствует о неоднородности климатической обстановки на протяжении стадии 4. В целом, для этой стадии было характерно значительное сокращение ареалов лесной растительности. В начале стадии господствовали лесотундровые и тундрово-степные ландшафты. Древостой лесотундр формировала, в основном, ель сибирская. Кедр и сосна могли формировать разреженные леса с покровом из папоротников и плаунов существенно редуцированного среднегорно-таежного пояса и сохраняться в наиболее благоприятных местообитаниях. В структуре степных ассоциаций преобладали марево-полынные при значительном участи сложноцветных. В составе тундр доминировали заболоченные сфагновые ассоциации. Климат этого времени характеризуется как резко континентальный, умеренно-холодный, но достаточно влажный с Т„юль около +13°С, Тянварь около -24°С, ТГОд около -4,2°С, £ГОд. осадков 480-600 мм

Во второй половине стадии еще более сократилися ареал лесной растительности. В составе древостоя лесотундр господство перешло от ели к лиственнице. Увеличились площади марево-полынных степей с еще большим участием сложноцветных. Район современной концентрации всех этих видов находится на территории северо-восточной части Байкало-Патомского нагорья. Климат территории характеризуется как резко континентальный, холодный, недостаточно влажный с Т„юль около +12°С, Тя„варь около -25°С, Тгод около -б,2°С, ХГОд. осадков 350-400 мм, с широким развитием мерзлоты (Байкал. Атлас, 1993).

Новые данные о характере растительности и климата стадии 4 хорошо согласуются с уже имеющимися (Белова, 1985; Кулагина, 1995), хотя есть и определенные отличия. Последние заключаются, главным образом в том, что по байкальским разрезам не отмечено такого значительного развития пихтовой составляющей в структуре ' лесной растительности, как это фиксируется по континентальным.

Черты сходства и различия в развитии растительности и климата стадии 4 юга Восточной Сибири и других регионов

Анализ литературы показал, что детальные, надежно датированные палинологические данные для стадии 4 малочисленны. Сравнение характера изменения растительности и климата юга Восточней Сибири с изменениями, происходившими в разных регионах Северного полушария, позволило установить, что на большей части территории Алтае-Саянской горной страны (Шейнкман, 1993), Якутии (Гитерман, 1963), Северной Польши (Палеогеографическая основа.., 1994), Западной Сибири (Архипов, Волкова, 1994) оледенение стадии 4 также проходило в условиях холодного, но влажного климата.

Детальные датированные палинологические данные для стадии 4 из осадков Карпового озера, США, показали, что растительность была представлена смешанными хвойными лесами из сосны, ели, псевдотсуги и лиственницы. Климат характеризуется как холодный и более сухой С\УЫЙоск, Вагйет, 1997; \Vhitlock е1 а1., 2000). Возрастные рамки стадии определены между 73.9 и 58 тыс. л.н. Палинологические данные для стадии 4 из осадков озера БеагкБ, Калифорния, индицируют, что растительность этого времени представлена парковыми сосновыми остепненными с полынью лесами в условиях похолодания и аридизации климата (Ьйтоп е1 а1., 1999).

Холодные и относительно сухие климатические условия существовали в стадию 4 в

Западной Японии (НешБег, Мог1еу, 1997; М1уоБЫ е1 а1., 1999). В растительности

преобладали леса из сосны, ели, березы и степные сообщества. Ареалы криптомерии, дуба

сильно сократились. В этот же период грабовые леса на юге Китая были замещены

хвойными лесами, а граница леса в горах понизилась почти на 600 м (Zheng, Lei, 1999), что индицирует нарастание аридности климата второй половины стадии 4.

Как видно из приведенного обзора изменения растительности и климата разных регионов северного полушария, климат стадии 4 был значительно холоднее климата оптимума последнего межледниковья - 5е. Однако, режим атмосферного увлажнения отличался. На территории Сибири (Западной и Средней), Якутии, Алтая, Украины, Польши, Русской равнины растительность развивалась в условиях холодного и влажного климата, а в горных областях Северной Америки, Калифорнии, Западной Японии -холодного и относительно сухого. В целом же, климат стадии 4 не был однороден. Тенденция аридизации климата к финалу стадии 4 подтверждается и типом криогенных структур разных эпох раннего валдая Русской равнины (Величко, 1989).

Сравнение особенностей растительности и климата юга Восточной Сибири с таковыми для разных территорий северного полушария выявило как черты сходства в их направленности, так и черты отличия. Первые обусловлены общим ходом динамики глобальных климатических процессов и откликом байкальской системы климат-растительность на астрономические факторы. Вторые зависят, в первую очередь, от географического положения территорий, от их удаленности от океанов и центров оледенений. Как правило, все палеоклиматические записи, и байкальские в их числе, отражают двукратное изменение климата стадии 4. Схож и характер этих изменений - от умеренно-холодного относительно влажного к умеренно-холодному относительно сухому. Для территорий северного полушария, расположенных в умеренных широтах, была характерна значительная деградация площадей лесной растительности, увеличение -лесотундровой и тундровой в условиях понижения уровня солнечной инсоляции, уменьшения испарения и увеличения запасов влаги в виде многолетней мерзлоты.

Растительность и климат юга Восточной Сибири на протяжении стадии 3 - 53(55)-22(23) тыс. л.н.

Со стадией 3 океанической шкалы нами сопоставляется каргинский межстадиал, возраст которого находится в пределах 50(55)-22(23) тыс. л.н. Стратотипа горизонта на территории исследуемого региона нет. По результатам палинологического, диатомового анализов, содержанию SiOibiog- из датированных разрезов донных осадков оз. Байкал, палинологии из датированных разрезов торфяников характер изменения растительности стадии 3 представляется следующим образом. В начале стадии преобладали разреженные леса из кедра, сосны, лиственницы и ели. В середине стадии увеличилась степень облесенности территории. В структуре лесной растительности преобладали леса из сосны и кедра, позже

- еловые с кедром редколесья. К финалу стадии доминировали лиственничные и еловые с участием кедра редколесья. На всем протяжении стадии 3 влажные пихтовые леса не получили сколько-нибудь значительного развития. Современные аналоги растительности, пыльца и макроостатки которых определены в слоях, относящихся к финалу стадии 3, приурочены к низко- и среднегорной части Станового нагорья, где средняя Тгоя составляет -4.7°С, средняя Т„ЮЛь около +10°С, средняя Т,нв. -24°С, годовая сумма осадков равна примерно 450 мм, а климат относится к умеренно-холодному, недостаточно влажному.

Однако, климат потеплений внутри стадии 3 был холоднее климата оптимума межледниковья стадии 5 и голоцена. Поэтому есть все основания рассматривать стадию 3 в ранге межстадиала, а не межледниковой эпохи.

Черты сходства и различия в' развитии растительности и климата стадии 3 юга Восточной Сибири и других регионов

Мнение о «среднем вюрме» как о длительном межледниковье поддерживается многими исследователями севера Европейской части России и Сибири, где климат этого времени был резко континентальный. Вопрос о внутривюрмском межледниковье в Центральной и Западной Европе практически не ставится. Существование внутривюрмского потепления с верхней возрастной границей около 23 тыс. л.н. общепризнанно. В то же время нет единого мнения о его масштабах, структуре и продолжительности.

На севере Западной Сибири стадия 3 состояла из двух теплых периодов с оптимумами около 45 и 30 тыс. л.н., разделенных похолоданием с максимумом около 35 тыс. л.н., причем оба теплых интервала характеризовались приблизительно таким же климатом, как современный (Архипов, Волкова, 1994).

Климат стадии 3 Центральной Якутии также бьи более холодный, чем современный (Гитерман, 1963). Растительность была представлена сочетанием островных лесов из лиственницы, березы, сосны с злаково-разнотравньши и полынными ассоциациями. По долинам рек - еловые сообщества. Для стадии 3 в Среднем Приморье были характерны обедненные березово-широколиственные леса из дуба сибирского, вяза и березы. Сумма пыльцы широколиственных пород составляет 13-30%. В настоящее это значение равно 52%. Климат был более холодным, чем современный (Короткий и др., 1976).

В Англии на протяжении интерстадиалыюго комплекса аптон-уоррен, в Северной Америке - интерстадиала порт-толбот почти синхронно проявлялись колебания климата: потепление около 30-28 тыс. л.н. (паудорф, денекамп и их аналоги в Европе, фармдейл, плампойнт и их аналоги в Северной Америке); похолодание около 32 тыс. л.н., потепление в интервале 41-37 тыс. л.н. Если обратиться к геохронологическому материалу

океанических областей, то и здесь есть ряд фактов, указывающих на существование средневюрмского потепления, разделяющего два максимума поздненеоплейстоценового похолодания.

Палинологические исследования керна 85-метровой скважины на западе о. Хонсю, показали интересные результаты по составу СПС из верхнего слоя осадков, возраст которых (46110+1050 - 36660±1900 л.н.) соответствует части стадии 3. В составе СПС отмечено высокое содержание пыльцы древесных, формирующих в настоящее время субальпийские парки - пихты, тсуги, сосны, березы. Климат этого времени был холодный (Миёши и др., 1993). Пыльца этих же хвойных древесных - пихты, ели, сосны, тсуги -преобладает и в осадках стадии 3 из 200-метровой скважины из оз. Бива (Фудзи, 1993).

Климат стадии 3 юго-западной части Колумбийской Котловины, США, был более холодным, чем современный, влажным и благоприятным для роста хвойных лесов из пихты Дугласа и ели (Whitlock et al., 2000). По данным палинологии из 46 разрезов континентальных отложений в районе плато Колорадо, США, среднегодовые температуры в стадию 3 были по крайней мере на 3-4°С холоднее, чем в настоящее время (Anderson et al., 2000). Климат Арктической Аляски от 32 до 10 тыс. л.н. был более аридным, чем современный. В интервале между 30 и 24 тыс. л.н. существовала тундровая растительность менее аридного облика (Eisner and Colinvaux, 1990).

Из датированных 14С и ТЛ методами лессово-почвенных сериях Лессового Плато, Западный Китай, величина отклонения среднегодовой температуры в стадию 3 оценивается до -5-s~6°C (Chen et al., 1997).

Растительность и климат юга Восточной Сибири на протяжении стадии 2 - 22(231-14 тыс. л.н.

Термин «последнее оледенение» используется нами в хронологическом смысле,

применительно к максимуму распространения ледника в любой данной местности в

течение изотопной стадии 2. На основании серии 14С дат последнее оледенение на

исследуемой территории существовало от 22(23) до 14 тыс. л. н. Около 22 тыс. л.н. в

растительности горных склонов котловины Байкала преобладали горно-тундровые и

лесотундровые ландшафты. В составе растительного покрова тундр господствовали

ерниковые, ивняковые, ольховниковые кустарниковые и марево-полынные и злаково-

разнотравнме травянистые ассоциации. В составе древесной растительности лесотундр

принимали участие ель, лиственница, береза, кустарники. Лесная растительность была

представлена холодными, влажными, елово-лиственничными с редким участием кедра и

кедрово-лиственничными редколесьями на мерзлых почвах, в травяном покрове которых

преобладали папоротники, плауны, сфагновые мхи. Одновременно расширялись площади сухих злаково-польшных степей. Пихта, сосна сохранялись в рассеянном виде в наиболее термически благоприятных местах обитания. Леса, как зональная формация, деградировали. Основной причиной этого стало сильное понижение среднегодовых температур и широкое развитие многолетнемерзлых пород. Современные аналоги тундровой и лесотундровой растительности близкого облика находятся на территории Якутии. Климатические параметры, в которых они существуют, могут служить аналогом климата оледенения. Типичные лесотундры с участием ели, лиственницы, березы, с кустарниковым ярусом из ивы, ольховника, березки тощей развиваются при средней Т°гоя. -8*-10°С, средней TBKmi +10-И-12°С, средней Т«„МрЬ -26°С и годовой сумме осадков менее 350 мм. Поверхность залегания слоя мерзлоты может составлять 30-40 см. Сплошное распространение мерзлоты подтверждается и низкими значениями скоростей осадконакопления в осадках ст. 3/96 между 21.2 и 14.41 тыс. л.н. Они равны ~ 2,3 см/103 лет, тогда как современная скорость оценивается в 4-5 см/103 лет (Кузьмин и др., 1998). Очевидно, такие параметры палеосреды следует отнести ко времени максимального развития полярных льдов и оледенения на океанических шельфах. По мнению A.A. Величко (1989) поздневалдайская стадия оледенения отличалось от ранневалдайской повышенной ролью меридиональной циркуляции и меньшей изоляцией перигляциальной зоны от арктического влияния. Это и послужило причиной более резкого похолодания и широкого развития мерзлоты.

В период дегляциации, который приходится на время от 18 до 14 тыс. л.н., на юге Восточной Сибири структура растительного покрова была еще близка к таковой времени оледенения. Преобладали тундровые и лесотундровые формации, преимущественно кустарниковые. Лесотундровые формации по составу была разнообразны: елово-лиственничные, лиственнично-березовые с примесью кедра. В это время начался процесс расселения древесной растительности на фоне улучшения термических условий.

В стадию 2 сформировались лессовидные суглинки из разреза озерно-болотных

отложений Дулиха на юго-восточном побережье Байкала. На сегодняшний день это -

самый мощный разрез верхнезырянских датированных отложений в регионе - 120 см, к

тому же впервые так детально опробованных (каждый 3 см), что позволяет провести

детальную реконструкцию облика растительности юга региона. Согласно этим данным в

начале стадии 2 на. юге региона преобладали елово-березовые редколесья с душекией,

тундровые ассоциации из кустарниковых березок, ив и лугово-степные из лютиковых,

зонтичных, маревых, полыней. В середине стадии расширились площади лесной

растительности, когда на фоне общего господства березово-еловых редколесий заметную

роль стали играть кедр, сосна и, возможно, пихта. На заключительных этапах стадии растительность вновь приобрела облик, который был характерен для ее начальных этапов -елово-березовые редколесья с кустарниковой березкой, лугово-степные сообщества из полыней, лютиковых, маревых. Изменения в растительности происходили под влиянием климатических изменений. Климат юга региона в стадию 2 менялся от холодного, недостаточно влажного к умеренно-холодному, влажному и вновь к холодному, недостаточно влажному. Особенностью в развитии растительности южной части региона в стадию 2 было слабое, по сравнению с более северными областями, распространение лиственничных лесов и тундро-степных ассоциаций. Здесь, в условиях более влажного климата с ослабленным режимом континентальности, лиственницу вытеснила ель, а вместо тундро-степных, очевидно, развивались лугово-степные ассоциации.

Черты сходства и различия в развитии растительности и климата стадии 2 юга Восточной Сибири и других регионов

Климат стадии 2 в Западной Сибири был резко континентальным (Последнее оледенение.., 1977; Волкова, 1980; Архипов и др., 1997). В целом, в стадию 2 в Западной Сибири существовали три типа растительности, соответствующие трем природным зонам. Первый тип - перигдяциальный - в структуре современной зональности растительного покрова отсутствует. В стадию 2 он занимал почти всю лесную область. Второй тип представлен сочетание различных тундровых ассоциаций. Третий тип - лесотундровый -располагался к югу от 56° с.ш. Климат отличался от самаровского оледенения большей сухостью. Среднегодовая Т° была ниже современной на 8-10°С., что согласуется с данными для юга Восточной Сибири.

Максимально холодный и сухой климат был характерен для Среднего Приморья, где также происходило наибольшее сокращение площадей лесной растительности. Доминировали тундростепные сообщества из березок, разнотравно-полынные ассоциации с широким развитием зеленомошно-сфагновых болот и лиственничных редколесий с примесью березы и ели. (Лавренко, 1981).

На территории Южной Польши между 28 и 15 тыс. л.н. формировался типичный лёсс, с наибольшим содержанием карбонатов, самый мощный, с клиньями, размер которых свидетельствует о наличии сплошной мерзлоты. Это были условия наибольшей континентализации климата в - течение последнего гляциального цикла (Палеогеографическая основа..., 1994).

Особенности строения и свойства лёссов перигляциальной области Русской равнины показали, что лёсс позднего валдая мощнее ранневалдайского (Палеогеография Европы.., 1982;'Величко, 1989). В фазу максимального похолодания климата 20-16 тыс. л.н. южная граница мерзлоты на Русской равнине продвинулась до 50-49° с.ш. Мощность ее достигала нескольких сот метров (Арсланов, Куренкова, 1975). В растительности преобладали перигляциальные степи и лесостепи.

А.К. Маркова и А.Н. Симакова (1998), рассмотрели особенности реакции индикаторных видов млекопитающих и растений на глобальные изменения климата последнего оледенения (24-10 тыс. л.н.) для Русской равннны. Их исследования показали, что в стадию 2 исчезала зональность лесных ландшафтов и широко распространялись перигляциальные тундро-степи и степи. Однако, в максимум похолодания локальные участки лесной растительности сохранялись в центре Русской равнины. Таким образом, палинологическими материалами документировано наличие рёфугиумов лесной растительности в южных районах Волыно-Подольской, Приднепровской, Приволжской возвышенностей, на Донецком кряже. Несомненно, эти участки были достаточно локальны. Очевидно, и такие древесные растений юга Восточной Сибири, как пихта, кедр, сосна также переживали этапы холодного, резко континентального климата с широким развитием мерзлоты, в локальных местообитаниях. С деградацией мерзлоты начинался процесс их расселения.

Наиболее интенсивное похолодание и аридизация климата в стадию 2 отмечено по датированным палинологическим данным Испании (Carrion et al., 1999), Италии (Ramrath, 1999), Японии (Хибино и др., 1993). На протяжении последнего ледникового периода в Японии в интервале от 25 до 14 тыс. л.н. преобладала растительность субальпийского облика. Отложения содержат очень малое количество пыльцы. Причину этого автор, как и мы, видит в существовании на побережье озера бедной по составу и скудной по степени сомкнутости покрова древесной растительности, являющейся главным продуцентом пыльцы в воды озера.

Многочисленные палеоклиматические записи стадии 2 из озерных и океанических осадков (Tzedakis et al., 1997; Ekman, 1997; Mangerud et al., 1998; Rohling et al., 1998; McManus et al., 1999; Ramrath et al., 1999; Litwin et al., 1999), лессово-почвенных серий Китайского и Тибетского плато (Kukla, 1987; Zheng, Lei, 1999; Sun et al., 1999; Guo et al., 1998; Chen et al„ 1999; Xiao et al., 1999), континентального льда (Shackleton, 1987; Котляков, Лориус, 1997; Petit et al., 1999) индицируют не только глубокое похолодание и аридизацию климата на протяжении этой стадии, но и указывают на то, что климат стадии 2 был самым холодным и континентальным за весь поздний неоплейстоцен.

Растительность и климат юга Восточной Сибири в позднеледниковое время - 14-10.3 тыс. л.н.

Известно, что на протяжении этого относительно короткого промежутка времени происходили резкие высокочастотные изменения климата. Изменения в системе океанических течений были основным фактором, контролирующим климатические осцилляции (Morner, 1993; Wohlfarth, 1996).

На юге Восточной Сибири начало улучшения климатических условий отмечается в беллинге-аллереде - около 14-14.5 тыс, л.н. (по схеме Morner, 1993), когда началось накопление органогенных отложений. В составе растительности по-прежнему преобладали лиственнично-еловые лесотундры, кустарниковые тундры с березкой, ивами, тундростепные сообщества с маревыми, злаками, плаунами, папоротниками, плаунками. Значительные пространства зашагали злаково-полынные степные группировки. Но, для этого времени характерна тенденция устойчивого увеличения количества поступающей в осадки озера пыльцы, в том числе, пыльцы кедра, сосны, пихты, что могло быть следствием общего улучшения климата, благоприятствовавшего как повышению пыльцевой продуктивности растений, так и расширению их ареалов. Климатические параметры могли быть следующие: средняя Тя„МРь -23°С, средняя TBMi +11°С, средняя Тгод —4-5°С, средняя годовая сумма осадков 450-500 мм, климат характеризуется как умеренно-холодный, влажный. Потепление, аналогичное по времени проявления стадиалу беллингу-аллереду, нашло отражение и в датированных диатомовых записях из байкальских осадков (Bradbury et al., 1994). Первое потепление после последнего оледенения маркируется пиком Stephanodiscus flabellalus. Позже, в позднем дриасе, этот вид почти исчезает.

На протяжении следующего этапа фиксируется новое ухудшение климата, которое способствовало расширению ареала лиственничных лесов на холодных почвах и новому сокращению площадей пихты, сосны, кедра. По данным палинологии и 14С датирования этот этап сопоставляется с волной похолодания климата в позднем дриасе. Климатические условия позднего дриаса были близки таковым для стадии 2: среднегодовая температура -7-Г--8 С, средняя Г июль средняя Тхц8арь -24°С и годовая сумма осадков менее 400

мм. Климат холодный, недостаточно влажный.

Черты сходства и различия в развитии растительности и климата позлнеледниковья юга Восточной Сибири и других регионов

На территории Новосибирской области в аллереде выделено пять фаз в развитии

растительности (Левина, Орлова, 1993). Первая половина аллереда была влажной и

прохладной, вторая - более теплой и сухой. Но в целом, климат этого времени был холоднее современного. Для юга Восточной Сибири не представляется возможным детально расчленить короткое стадиальное потепление, аналогичное аллереду Европейской шкалы, из-за недостаточного количества непрерывных разрезов и недостаточной обеспеченности имеющихся абсолютными датами. Хотя, и по имеющимся данным палинологии можно заключить, что для нерасчлененного теплого интервала беляинг-аллеред исследуемого региона также, как и для большей части этого же времени юга Западной Сибири, было характерно господство редколесий из березы, ели, лиственницы в условиях умеренно-холодного, достаточно влажного климата. Но климат юга Восточной Сибири, вероятно, был несколько влзяшее, что выразилось в господстве лугово-степных мезофитных травянистых ассоциаций, а не ксерофитных, как на юге Западной Сибири.

Начало позднего дриаса на юге Западной Сибири характеризуется сильной аридизацией климата, что привело к значительной деградации лесной растительности, появлению полупустынь. Несколько позднее появились кустарниковые тундры. Климат нерасчлененного позднего дриаса юга Восточной Сибири отличался большей влагообеспеченностью, что позволяло существовать лесотундрам и кустарниковым тундрам.

На территории Северного Хоккайдо позднему дриасу соответствует стадиал Кенбучи -12.4-11.8 тыс. л.н. (Igarashi, 1996), который, так же, как и на юге Восточной Сибири, выделен на основании 14С датирования и по факту экспансии лиственницы. В озерных осадках позднего дриаса на территории Восточной Польши в (12.6-11.5 тыс. л.н.) уменьшается содержание пыльцы древесных, увеличивается роль трав. Продолжительность этого этапа составляет 1125-1140 лет (Goslar et al., 1999). Продолжительность позднего дриаса по байкальским разрезам также составляет около 1000 лет. Продолжительность аллереда в Польше составляет 1020 лет и совпадает с таковой, полученной из ледовых кернов Гренландии (Johnsen et al., 1992). На основе байкальских разрезов продолжительность нерасчлененного беллинга-аллереда составляет около 2500 лет (по средним скоростям аккумуляции из датированных разрезов).

Понижение летних температур и увеличении аридности в позднем дриасе отмечено для Центральной и Южной Якутии (Andreev et al., 1997; Velichko et al, 1997), западного побережья Аляски (Peteet, Mann, 1994), Восточной Канаде (Mott, 1994). В северо-западной части тихоокеанскою побережья Америки в позднем дриасе климат стал холоднее и влажнее по сравнению с несколькими предыдущими десятилетиями (Engstrom, 1990).

Для времени высокочастотных климатических изменений позднеледниковья на юге Восточной Сибири до конца нерешенной остается проблема количества и продолжительности палеособьпий внутри позднеледниковья.

Растительность и климат юга Восточной Сибири на протяжении стадии i - последние 10.3 тыс. л.н.

За основу подразделения голоцена принята схема М.И. Нейштадта (Neustadt, 1982), где выделено 4 хронологических этапа, сопоставляемых с известной схемой деления голоцена Блитта-Сернандера (Хотинский, 1977).

В раннем голоцене (10-9 тыс. л.н.) в составе растительности низких байкальских террас, прибрежных равнин, речных долин господствовать еловые, лиственничные и березовые формации. Высокие концентрации пыльцевых зерен и спор в осадках этого времени позволяют судить о смене преимущественно редколесных ландшафтов времени позднего дриаса яа лесные ландшафты из лиственницы, ели, берез с участием сосны, кедра, пихты в зависимости от высоты, крутизны, экспозиции склонов. Повышение среднегодовых температур, деградация мерзлоты в средне- и высокогорных районах, привели к понижению уровня грунтовых вод, уменьшению площадей еловых формаций.

В среднем голоцене (9-8-2,5 тыс. л.н.) на юге Восточной Сибири трижды происходили изменения ландшафтно-климатической ситуации. Первое (6-8-9 тыс. л.н.) характеризуется сменой доминант темнохвойно-таежного комплекса. Еловая тайга уступила свои позиции полидоминантной темнохвойной тайге из пихты и кедра. Пихта наиболее требовательна к климатическим и эдафическим условиям, произрастает на территории с влажным и избыточно влажным климатом, умеренно-континентальным. Предпочитает районы с следующими климатическими показателями: коэффициент контииентальности 55-70 %, годовая сумма осадков - 700-1100 мм, годовая сумма активных температур - 700-1700°, среднегодовая Т° не ниже -2°С, средняя Т°„га. -16-М8°С, средняя Т°ик)яЬ, +16°С. Единичные, но постоянные находки пыльцевых зерен липы (сибирской?), лещины, ильма из донных и торфяных отложений позволяют предположить незначительную примесь липы в составе пихтовых черневых лесов. В местообитаниях с дефицитом атмосферного увлажнения расселялась сосна. Около 6 тыс. л.н. отмечается короткое время расширения еловых лесов. В интервале времени 5-2,5 тыс. л.н. сократились площади пихтовой тайги. Доминантами в структуре древесной растительности стали кедр, сосна, лиственница. Кедр предпочитает районы с высокой влажностью воздуха. Оптимальными для кедра являются следующие условия: хорошо увлажненные пологие склоны, где количество осадков составляет 700-800

мм/год (Полина, ¡976; Волкова, 1977). В районах сплошного распространения мерзлоты он, как правило, не произрастает.

Активное расселение кедра на склонах западной и северо-западной экспозиции, а сосны - на склонах южной и восточной экспозиции произошло в связи с увеличением континентальное™ климата. В таких условиях кедр и сосна становятся сильными конкурентами пихты и ели, вытесняя последних. Произошло окончательное становление светлохвойно-таежного и темнохвойно-таежного комплексов, облик которых был близок к современных. Очевидно, и климат второй половины среднего голоцена был близок к современному со средней ТГОд -2-г-3°С, средней ТЯНв. -18+-20оС, средней Тиюль +18°С, среднегодовой суммой осадков около 450 мм.

В структуре растительности позднего голоцена господствовали два ведущих комплекса: темнохвойно-таежный, где ведущим элементом являлся кедр, и светлохвойно-таежный из лиственницы и сосны. Первый, как и в настоящее время, преобладал на хорошо увлажняемых склонах юго-восточной, западной и северо-западной экспозиций, формируя среднегорно-таежный пояс, а второй - на более сухих склонах восточной и южной экспозиций. Максимальное развитие получили кедровостланиковые ассоциации. Увеличение светлохвойных элементов дендрофлоры стало следствием еще большего увеличения континентальности климата, ухудшением режима влагообеспеченности. Немаловажную роль в этом сыграла и активизация деятельности человека на заключительных этапах позднего голоцена, приведшая к уничтожению на части территории коренной темнохвойной тайги и замене ее вторичными светлохвойными или мелколиственными лесами. ,

В целом, ландшафтно-климатическая ситуация позднего голоцена не была однородной. Отмечено, по крайней мере трехкратное изменение соотношения площадей кедровых и пихтовых лесов, которые имели место около 4.2, 2,6, 0.8 тыс. л.н.

Черты сходства и различия в развитии растительности и климата стадии 1 юга Восточной Сибири и других регионов

Направленность изменений растительности в разных регионах Северного полушария имела свои особенности, зависящие от географического положения территорий. Тем не менее, выделяется ряд общих трендов в характере климатических изменений. Так, например, для ряда регионов Европы, Северной Америки, Китая климатический оптимум голоцена выделяется, как и на юге Восточной Сибири, в период времен от 9 до 6 тыс. л.н., когда существовал максимальный режим атмосферного увлажнения и низкая степень континентальности климата, что приводило к расцвету хвойных или хвойно-

широколиственных лесов, которые позже, в конце среднего голоцена, замещались широколиственными лесами или лесостепными формациями, что было связано с уменьшением атмосферного увлажнения и возрастанием континентальное™ климата (Болиховская, 1995; Wohlfarth, 1996; Litwinet al., 1999; Zheng, Lei, 1999; Rossignol, 1999).

Все сказанное выше показало, что существует тесная взаимосвязь между пыльцевыми зонами и океанической стратиграфией, которая служит показателем объема глобального льда, позволяя предполагать, что изменения облика растительного покрова юга Восточной Сибири, как и всего северного полушария, контролировались глобальными изменениями климата. Вопрос о временной задержке отклика растительности исследуемого региона на астрономические факторы пока не совсем неясен из-за отсутствия надежных методов абсолютного датирования осадков древнее 30 тыс. лет.

ВЫВОДЫ

Проведенные исследования показали, что палинологические данные имеют важнейшее значение для изучения особенностей изменения климата последнего межледниково-ледникового цикла на территории юга Восточной Сибири. Анализ и систематизация палинологических и иных материалов позволили уточнить и по-новому решить многие вопросы климатостратиграфии и палеогеографии исследуемого региона.

I. Впервые для территории юга Восточной Сибири разработана методика интерпретации ископаемых СПС с применением результатов палинологического анализа верхнего слоя разиогенетических отложений и палинологического анализа из воздушной смеси на территорией региона. Это позволило выяснить особенности рассеивания пыльцы и спор от продуцирующей их растительности до поверхности как континентальных, так и озерных отложений. Выделены группы видов растений, пыльца которых имеет различную способность к рассеиванию воздушными и водными путями. В соответствии с этим определены роль пыльцы этих групп растений в выявлении локальных, региональных или зональных проявлений структуры растительности. Таким образом, установленные закономерности формирования современных СПС в условиях расчлененного рельефа региона позволяют повысить объективность интерпретации ископаемых СПС для целей надежных палеогеографических реконструкций.

П. Исследования состава СПС из верхнего слоя осадков оз. Байкал показали, что субрецентные спорово-пыльцевые спектры оз. Байкал содержат информацию прежде всего о зональном и региональном типах растительности. Растительный покров окружающих водоем пространств отражается на уровне крупных таксономических единиц - классов формаций. Локальные растительные ассоциации территорий, непосредственно

примыкающих к озеру, находят лишь некоторое отражение в присутствии в СПС пыльцы мелколиственных пород и лугово-степного разнотравья. Ископаемые СПС также содержат элементы зональных, региональных и локальных проявлений структуры растительности. Вычленение зональных и региональных компонент из состава ископаемых спектров с использованием принципа актуализма позволило провести палеоклиматические реконструкции с определением климатических параметров - температуры воздуха, количества осадков и др. Таким образом, полученные спорово-пыльцевые спектры из разногенетических отложений позволяют выделять зональные, региональные и локальные особенности структуры растительности и формируют надежную основу для палеоклиматических реконструкций.

III. Впервые для территории юга Восточной Сибири получена высокоразрешающая палинологическая, увязанная с другими палеогеографическими материалами, характеристика для всех горизонтов позднего неоплейстоцена и голоцена из непрерывных, датированных разрезов. Палинологическая характеристика горизонтов соотнесена с мировым стандартом корреляции - океанической кислородно-изотопной шкалой изменения объемов глобального льда и модифицированной европейской шкалой голоцена Блитта-Сернандера. Выделение событий климатостратиграфической схемы по озерным и терригенным отложениям проведено на основе использования не единичных определений абсолютного возраста, а серии 14С дат, полученных методом ускорительной масс-спектрометрии.

IV. В позднем неоплейстоцене на основе палинологических данных с использованием иных палеогеографических материалов для территории юга Восточной Сибири впервые выделена только одна (казанцевская) межледниковая эпоха с тремя климатическими максимумами и двумя минимумами, сопоставимая со стадией 5 стандарта мировой корреляции - океанической кислородно-изотопной шкалы. Самой теплой была подстадия 5е, возраст которой оценивается от 140 до 117 тыс. л.н. Оптимум межледниковья приходится на 121 тыс. л.н.

V. Для позднего неоплейстоцена юга Восточной Сибири выделена одна (зырянская) ледниковая эпоха, разделенная межстадиальным потеплением. При этом оледенение носило горно-долинный характер. Ледниковая эпоха соответствует кислородно-изотопным стадиям 2 и 4. Для стадии 4 - 73-55 тыс. л.н. в масштабе океанической шкалы - было характерно господство редколесных ландшафтов. Климат характеризуется как резко континентальный, холодный, достаточно влажный. Стадия 3 - 55-22 тыс. л.н. -рассматривается в ранге межстадиала. Климат был умеренно-холодным, влажным в начале

стадии. В финале стации усилилась степень континентальности климата. Пихтовые леса на всем протяжении стадии 3 не получили сколько-нибудь значительного развития.

Климат региона в стадию 2 - 22(23)-14 тыс. л.н. - менялся от холодного, недостаточно влажного к умеренно-холодному, влажному и вновь к холодному, недостаточно влажному. На всем протяжении стадии растительность существовала в условиях широкого развития многолетней мерзлоты, что ограничивало развитие пихты, кедра и сосны.

VI. В переходный период от последнего оледенения к голоцену - 14-10.3 тыс. л.н. - на территории юга Восточной Сибири структура растительного покрова была еще близка к таковой времени последнего оледенения. Преобладали тундровые и лесотундровые формации, преимущественно кустарниковые. На основании имеющихся данных для позднеледниковья выделяется нерасчлененное потепление беллинг-аллеред от ~14 до 1 тыс. л.н., когда началось устойчивое увеличение количества поступающей в осадки пыльцы, что могло быть следствием общего улучшения климата, благоприятствовавшего как повышению пыльцевой продуктивности древесных растений, так и расширению их ареалов. Климат характеризуется как умеренно-холодный, влажный. Выделено и кратковременное похолодание позднего дриаса около 11-10 тыс. л.н., которое замедлило процесс расширения ареала древесной растительности,

VII. Голоцен (10.3 тыс. л.н. - современность) сопоставляется со стадией 1 океанической кислородно-изотопной шкалы и рассматривается в ранге современного межледникового периода с оптимумом около 8 тыс. л.н., когда в условиях влажного умеренно-континентального климата отмечен расцвет пихтовых лесов. Процесс расселения в стадию 1 различных видов древесных в регионе существенно различался во времени и пространстве. В пределах южной части региона расширение ареалов кедра и сосны началось около 9 тыс. л.н., а в северо-восточной части - после 7 тыс. л.н. Пихтовые формации в составе лесов южной части региона преобладали с ~9.5 до почти 7 тыс. л.н., а в северо-восточной - с -8.5 до 6.5 тыс. л.н. Становление кедровых и сосновых формаций облика, близкого к современному, на юге произошло около 7 тыс. л.н. а на северо-востоке -около 6 тыс. л.н. Временное различие пространственного распространения близких по структуре лесных формаций обусловлена значительной протяженностью исследуемой территории с юга на север.

В целом, выполненные исследования не только позволяют по новому оценить историю развития юга Восточной Сибири в позднем неоплейстоцене и голоцене, но и открывают возможности для дальнейшего изучения палеогеографии этого региона на основе полученных материалов из скважин ВОР-96 и ВРР-98 для еще более отдаленных эпох

геологического времени и построения прогнозных моделей изменения климата ближайшего будущего.

Список работ, опубликованных по теме диссертаиии

Монографии:

1. Путь познания Байкала. - Новосибирск: Наука, 1987. - 156 с. (совместно с Афанасьевой Э.Л., Бекман. Л.П., Верболовым В.И. и др.).

2. Палеогеография Прибайкалья в позднеледниковье и голоцене. - Новосибирск: Наука, 1999. - 128 с. Безрукова Е.В.

Статьи и тезисы:

1. Безрукова Е.В. История развития растительности и палеоклиматы побережья озера по палинологическим данным // История Ладожского, Онежского, Псковского, Чудского озера, Байкала и Ханки. -Л.: Наука, 1990. - С. 217-221.

2. Безрукова Е.В., Богданов Ю.А., Вильяме Д. и др. Глубокие изменения экосистемы озера Байкал в голоцене //Докл. АН СССР. -1991. - Т. 319. - С. 1226-1229.

3. Karabanov Е.В., Bezrukova E.V., Granina L.Z. el al. Climatic sedimentation rhythms of Baikal sediments // IPPCCE. -1992. - N6. - P. 21-30.

4. Bezrukova E.V., Letunova P.P., Karabanov E.B. Palynological investigations of Holocene deposits of Lake Baikal // IPPCCE. - N6. - 1992. - P. 59-68.

5. Granina L.Z., Karabanov E.B., Bezrukova E.V. Biogenic silica in Lake Baikal bottom sediments: a biogeochemical tracer of climatic change. Fall Meeting, American Geophysical Union. Abstracts: 1992. San-Francisco, CA, USA. EOS. 73(43).

6. Кривоногое C.K., Безрукова Е.В. К истории осадконакопления, развития растительности и климата Верхнечарской котловины в конце позднего плейстоцена и голоцене//Геология и геофизика. - 1993. - 34, № 10-11. С. -226-238.

7. Bradbury J.P., Bezrukova E.V., Chernyaeva G.P. et al. A synthesis of post-glacial diatom records from Lake Baikal//Jour, of Paleolimnology. -1994. - № 10. - P. 213-252.

8. Bezrukova E.V., Fowell S.J. Late Pleistocene vegetation and climate of southern Siberia, from 98 meter core of lake Baikal // Geological Society of America. 1994. Abstracts with Programs, 26: A64.

9. Bezrukova E.V. Composition peculiarities of modern spore-and-pollen spectra of Pribaikalye and bottom sediments of Lake Baikal // Baikal as a natural laboratory for Global Change: Abstracts. Irkutsk. Russia. 1994. V.2. P. 5-6.

10. Belov A.V., Bezrukova E.V. Vegetation of Pribaikalye as an indicator of global and regional changes // Baikal as a natural laboratory for Global Change: Abstracts. Irkutsk. Russia.

1994. V.7. P. 9-10.

11. Коллектив исполнителей проекта Байкал-Бурение. Результаты бурения первой скважины на озере Байкал в районе Бугульдейской перемычки // Геология и геофизика. -

1995. -36, №2. -С. 3-32.

12. Fowell S.J, Bezrukova E.V. and Williams D.F. A 600 kyr age for the first long core of lake Baikal, based on correlation of the palynological record with the SPECMAP marine oxygen isotope curve // Geological Society of America. 1995. Abstracts with Programs, 27: A133.

13. Безрукова E.B., Мац В.Д., Летунова П.П. и др. Голоценовые торфяники Прибайкалья как объект палеоклиматических реконструкций // Геология и геофизика. - 1996. - 37, № 12. - С. 78-92.

14. Грачев М.А., Лихошвай Е.В., Воробьева С.С., Хлыстов О.М., Безрукова Е.В. и др. Сигналы палеоклиматов позднего плейстоцена в осадках озера Байкал // Геология и геофизика. - 1997. - 38, № 5. - С. 957-980.

15. Baikal Drilling Project Members (BDP-93)/ Preliminary results of the first scientific drilling on Lake Baikal, Buguldeika site, Southeastern Siberia // Quaternary International. - 1997. -V. 37.-P.3-17.

16. Takahara H., Miyoshi N., Bezrukova E.V. et al. Vegetation history since the last glacial in the southeastern area of the Lake Baikal // International Conference on Ancient Lakes. Abstracts. Japan, 1997. P. 226.

17. Безрукова Е.В. Особенности состава субрецентных спорово-пыльцевых спектров Прибайкалья // География и природные ресурсы. - 1998. - № 1. - С. 142-147.

18. Безрукова Е.В. Палинология донных отложений оз. Байкал // География и природные ресурсы. - 1998. - № 3. - С. 54-62.

19. Безрукова Е.В., Грачев М.А., Мац В.Д. и др. Палеогеография Прибайкалья за последний ледниково-межледниковый цикл // Проблемы реконструкции палеоклимата и природной среды голоцена и плейстоцена Сибири. - Новосибирск, 1998. - С. 39-46.

20. Безрукова Е.В., Кривоногое С.К., Такахара X. И др. Изменения природной среды, растительности и климата Прибайкалья в позднем плейстоцене и голоцене // Проблемы реконструкции палеоклимата и природной среды голоцена и плейстоцена Сибири. -Новосибирск, 1998. - С. 46-51.

21. Bezrukova E.V., Takahara H., Krivonogov S.K. et al. Vegetation history and paleoclimate at Pre-Baikal of last 30 ky (by Lake Baikal sediments and peat deposites)// BICER; BDP and DIWPA. Joint International Symposium on Lake Baikal. Abstracts. Japan, 1998. P. 5.

22. Takahara H., Krivonogov S.K., Bezmkova E.V. et al. History of Taiga for last 30,000 years from bog sediments in the southwestern and the eastern of Lake Baikal // BICER, BDP, and DIWPA Joint International Symposium on Lake Baikal. Abstracts. Japan, 1998. P. 102-103.

23. Ogura A., Takahara H., Krivonogov S.K., Bezrukova E.V. et al. Pollen-tree abundance relationship from Khamar-Daban Mountains, in the southeastern area of Lake Baikal'/BICER; BDP and DIWPA. Joint International Symposium on Lake Baikal. Abstracts. Japan, 1998. P. 83.

24. Безрукова E.B., Кулагина H.B., Летуиова П.П., Шестакова О.Н. Направленность изменений растительности и климата Байкальского региона за последние 5 млн. лет по данным палинологического исследования осадков озера Байкал // Геология и геофизика. -1999.-40,№5.-С. 735-745.

25. Белов А.В., Безрукова Е.В. Эволюционно-генетическая основа организации растительности Прибайкалья /I География и природные ресурсы. - 1999. - № 4. - С. 62-70.

26. Безрукова Е.В. Первые результаты аэропалинологических исследований на территории Байкальского региона // Актуальные проблемы палинологии на рубеже третьего тысячелетия: Тезисы докл. IX Всероссийской палинологической конференции. Москва. 1999. С. 18-20.

27. Безрукова Е.В., Абзаева А.А., Вершинин К.Е., Кривоногов С.К. Непрерывная летопись растительности и климата Байкальского региона за последние 30 тысяч лет // Актуальные проблемы палинологии на рубеже третьего тысячелетия: Тезисы докл. IX Всероссийской палинологической конференции. Москва. 1999. С. 20-22.

28. Безрукова Е.В., Абзаева А.А., Вершинин К.Е., Накамура Т. Тенденции развития прибрежных ландшафтов побережья Чивыркуйского залива оз. Байкал в голоцене // Геохимия ландшафтов, палеоэкология человека и этногенез. Тез. Междунар. Симпозиума, Улан-Удэ. 1999. С. 81-82.

29. Bezrukova E.V. Biogenic composition of Lake Baikal recent sediments // Baikal Symposium and Is' Baikal-Sed Workshop. Abstracts. Berlin/Potsdam, Germany, 1999. P. 24-25.

30. Карабанов Е.Б., Кузьмин М.И., Вильяме Д.Ф., Хурсевич Г.К., Безрукова Е.В. и др. Глобальные похолодания Центральной Азии в позднем кайнозое согласно осадочной записи из оз. Байкал //Докл. РАН - 2000. - Т. 370. - С. 61-66.

31. Коллектив исполнителей проекта Байкал-Бурение. Позднекайнозойская палеоклиматическая запись в осадках озера Байкал (по результатам исследования 600-метрового керна глубокого бурения)//Геология и геофизика. -2000. -41,№ 1. - С. 3-32.

Содержание диссертации, доктора географических наук, Безрукова, Елена Вячеславовна

Введение.

Глава 1. Особенности современной обстановки региона.

1.1. Геологическая история и рельеф.

1.2. История развития Байкальской котловины.

1.3. К вопросу о количестве и характере теплых и холодных периодов в регионе на протяжении неоплейстоцена.

1.4. Современный рельеф: его связь с геолого-геоморфологическими и климатическими процессами.

1.5. Современный климат региона и климатообразующие факторы.

1.6. Особенности структуры современного растительного покрова.

Глава 2. Предистория становления позднечетвертичной и голоценовой растительности региона.

2.1. Непрерывная запись изменения растительности в плиоцене-эоплейстоцене по данным ВОР-96/1.

2.2. Непрерывная запись изменения растительности в раннем-среднем неоплейстоцене по данным ВБР-96/1.

Глава 3. Состав спорово-пыльцевых спектров из аэрозоля как основа для понимания закономерностей аккумуляции пыльцы и спор в верхнем слое континентальных осадков и донных отложений оз. Байкал.

3.1. Результаты аэропалинологических исследований на югозападном побережье оз. Байкал в 1996 г.

3.2. Результаты аэропалинологических исследований на югозападном побережье оз. Байкал в 1997 г.

3.3. Состав пыльцевого аэрозоля над акваторией оз. Байкал.

3.4. Отличительные особенности формирования пыльцевого аэрозоля над побережьем озера и над акваторией.

3.5. Сравнительный анализ результатов аэропалинологических исследований в Восточной Сибири и других регионах.

Глава 4. Состав спорово-пыльцевых спектров из верхнего слоя донных отложений оз. Байкал.

4.1. Материалы исследования.

4.2. Особенности состава субрецентных спектров донных отложений оз. Байкал.

4.3. Отражение участия пыльцы основных элементов современной растительности в составе субрецентных спектров донных отложений оз. Байкал.

Глава 5. Методика реконструкций растительности на основе изучения состава субрецентных спорово-пыльцевых спектров из континентальных отложений.

5.1. Информационная обеспеченность реконструкций.

5.2. Современное распространение основных таксонов растительности и участие их пыльцы в составе континентальных субрецентных спектров.

5.3. Высотная поясность и спорово-пыльцевые спектры.

5.4. Сравнение особенностей состава субрецентных спектров юга Восточной Сибири с составом спектров из других регионов.

5.5. Особенности субрецентных спектров из различных типов отложений.

5.6. Взаимоотношения состава субрецентных спектров и элементов современного климата.

Глава 6. Состав палинологических спектров позднего неоплейстоцена и голоцена из донных осадков оз. Байкал.

6.1. Общие сведения о составе спектров донных отложений озера Байкал и принципы выделения палинозон.

6.2. Состав палинологических спектров из осадков с Академического хребта.

6.3. Состав палинологических спектров из осадков Северной котловины.

6.4. Состав палинологических спектров из осадков Средней котловины.

6.5. Состав палинологических спектров из осадков Южной котловины.

Глава 7. Состав палинологических спектров позднего неоплейстоцена и голоцена из озерно-болотных осадков.

7.1. Разрез Дулиха.

7.2. Разрез Арангатуй.

7.3. Разрез Кривое.

7.4. Разрез Чивыркуй.

7.5. Разрез Чапо-Олого.

7.6. Разрез Паньковка.

7.7. Разрез Большое.

7.8. Разрез Красный.

Глава 8. Растительность и климаты позднего неоплейстоцена и голоцена.

8.1. Общие сведения о климатостратиграфии позднего неоплейстоцена и голоцена Сибири.

8.2. Растительность и климат юга Восточной Сибири на протяжении стадии 5 - 130(140)-73(75) тыс. л.н.

8.3. Черты сходства и различия в развитии растительности и климата стадии 5 юга Восточной Сибири и других регионов.

8.4. Растительность и климат юга Восточной Сибири на протяжении стадии 4 73(75)-53(55) тыс. л.н.

8.5. Черты сходства и различия в развитии растительности и климата стадии 4 юга Восточной Сибири и других регионов.

8.6. Растительность и климат юга Восточной Сибири на протяжении стадии 3 53(55)-22(23) тыс. л.н.

8.7. Черты сходства и различия в развитии растительности и климата стадии 3 юга Восточной Сибири и других регионов.

8.8. Растительность и климат юга Восточной Сибири на протяжении стадии 2 - 22(23)-14 тыс. л.н.

Введение Диссертация по географии, на тему "Растительность и климат юга Восточной Сибири в позднем неоплейстоцене и голоцене"

Актуальность исследований. До настоящего времени основным источником палеоклиматической информации на юге Восточной Сибири были данные, полученные из наземных геологических разрезов. При изучении этих разрезов основное внимание уделялось поискам следов оледенений и межледниковий в виде их геоморфологических признаков, палеопочв, фаунистических комплексов. При этом палинологический анализ выполнялся фрагментарно или не выполнялся вообще. Палинологические характеристики поздненеоплейстоцен-голоценовых отложений из наземных разрезов региона имеют ряд существенных недостатков. Во-первых, они получены, в основном, из разрезов, возраст которых определен методами относительного датирования. Особенно это относится к отложениям позднего неоплейстоцена. Во-вторых, не существует палинологических данных из непрерывных разрезов, охватывающих весь поздний неоплейстоцен и голоцен. В-третьих, детальность предыдущих исследований не соответствует международным требованиям о получении высокоразрешающей палеоклиматической информации и не позволяет проводить детальные реконструкции облика растительности и климата позднего неоплейстоцена и голоцена.

На основе имеющихся для юга Восточной Сибири палинологических и иных биостратиграфических и геолого-геоморфологических данных из наземных разрезов и озерных отложений Байкала в позднем неоплейстоцене и голоцене традиционно выделялись три межледниковые и две ледниковые эпохи (Равский и др., 1964; Базаров, 1968; Гитерман и др., 1968; Адаменко и др., 1975; Антощенко-Оленев, 1975; Геология и культура., 1982; Лаухин, 1982; Белова, 1985; Резанов, 1988 и др.). Межледниковые эпохи - казанцевская, каргинская и современная. Климат двух первых оценивается как более теплый, чем современный. Ледниковые эпохи 6 зырянская и сартанская. Считается, что зырянское оледенение в исследуемом регионе было максимальным, горно-долинного типа, когда при умеренно холодных климатических условиях в средних и нижних поясах гор господствовала темнохвойная тайга, на вершинах - тундра. Сартанское оледенение по масштабам было незначительным и не оказало существенного влияния на изменение растительности котловин Байкальской рифтовой зоны (Белова, 1985). Данные о характере растительности и климата переходного времени от последнего оледенения к голоцену и начала раннего голоцена фрагментарны (Безрукова, 1996, 19986). Несмотря на то, что поздний неоплейстоцен на юге Восточной Сибири наиболее изучен, тем не юнее до настоящего времени нет стратотипа ни для одного из его горизонтов. Нет и единого мнения об объеме казанцевской и зырянской эпох.

В последние десятилетия основным источником палеоклиматической информации стали данные по глубоководным океаническим осадкам, ледовым кернам Антарктиды, Гренландии, лессово-почвенным сериям Юго-Восточной Азии. Стало общепринятым сопоставлять данные из наземных разрезов с эталонной океанической кислородно-изотопной шкалой БРЕСМАР, отражающей изменения объема глобального льда. Исследования океанических и ледовых кернов показали, что в позднем неоплейстоцене и голоцене происходили сложные изменения климата, выразившиеся в смене холодных и теплых периодов. В океанических осадках позднему неоплейстоцену и голоцену соответствуют стадии 1-5. Характер соотношений этих климатических изменений с континентальными климатами точно пока не определен. Количество океанических палеоклиматических записей, полученное к настоящему времени, огромно. Количество наземных, наоборот, незначительно. Подобные записи сосредоточены в Европе, Западной Сибири и Китае. Детальность и полнота палеоклиматической информации из Восточной Сибири не могут быть сравнимы ни с морскими, ни с ледовыми. Поэтому, для 7 понимания палеоклиматических изменений этого региона необходима детальная непрерывная информация о климате из центра Евразии, где влияние океанических масс находится на пределе. Такая информация содержится в донных отложениях оз. Байкал и его побережья.

Комплексные исследования осадков оз. Байкал показали, что они содержат непрерывную запись палеоклиматов позднего неоплейстоцена и голоцена (Bradbury et al., 1994; Colman et al, 1995; Grachev et al., 1998; Karabanov et al., 1998; Kuzmin et al., 1999). Характерной особенностью этой записи является высокое содержание створок диатомовых водорослей в осадках, представленных диатомовыми илами и сформировавшихся в теплые периоды, и крайне малое их содержание в слоях из частиц глинистой размерности, сформировавшихся в холодные периоды. Содержание биогенного кремнезема, влажности и ряд геохимических и биогеохимических показателей коррелируют с содержанием диатомовых водорослей. Пик №5 биогенного кремнезема из осадков с подводного Академического хребта сопоставляется с океанической подстадией 5е (Colman et al., 1995). Байкальская запись для последних 800 тыс. лет также удовлетворительно коррелирует с профилем SPECMAP (Kuzmin et al., 1999). Фурье-анализ профилей биогенного кремнезема показал, что в байкальской записи последних 500 тыс. лет выражены периоды 100, 41, 23 и 19 тыс. лет. Это позволяет утверждать, что климат юга Восточной Сибири за это время изменялся параллельно с теми глобальными изменениями, которые отражает профиль SPECMAP. Достаточно строго установлен тот факт, что начало массового развития диатомей в Байкале после оледенения стадии 2 началось в голоцене и что пик №5 байкальской записи соответствует стадии 5е (около 121 тыс. л.н.). Однако, возможности практически всех перечисленных методов исследования байкальских осадков ограничиваются фиксированием сигналов палеоклиматов, но не их расшифровкой. Расшифровка последних, восстановление климатических параметров возможны на основе палинологического метода исследований. Возможности палинологии, как биостратиграфического метода, оказываются более эффективными, чем какого-либо другого метода, применяемого при изучении палеогеографии и создании климатостратиграфических схем четвертичного периода.

Палинологические исследования байкальских осадков показали, что содержание пыльцы также отчетливо коррелирует с содержанием диатомей, биогенного кремнезема и другими параметрами. Самые высокие концентрации пыльцевого материала получены из диатомовых илов, а самые низкие - из глинистых слоев. Кроме того, за последние четыре года в ходе реализации российско-японского проекта по изучению растительности и климата на основе комплексного исследования торфяных отложений побережья оз. Байкал, нами были получены непрерывные, высокоразрешающие, датированные методом 14С АМБ палинологические данные для последних 30 тыс. лет. Анализ и систематизация новых палинологических материалов инициировали эту работу и позволили по новому подойти к рассмотрению принципов корреляции событий регионального палеоклимата с океаническими записями глобального климата, оценить характер этих изменений, предложить новый взгляд на развитие растительности и климата юга Восточной Сибири за последний климатический цикл.

Цели работы. Основной целью наших исследований стало палинологическое обоснование стратиграфического расчленения верхненеоплейстоценовых и голоценовых отложений и реконструкция характера изменений климата и растительности исследуемого региона за это время. Создание региональной климатостратиграфической схемы на основе палинологического исследования непрерывных байкальских разрезов. Другой важной целью было выявление особенностей регионального преломления изменений глобального климата и 9 отклика растительности юга Восточной Сибири по сравнению с другими регионами Северного полушария. Этим обеспечивалось решение проблемы соотнесения региональных событий со стандартом мировой корреляции - океанической шкалой (Shackleton et al., 1990) и модифицированной европейской шкалой голоцена Блитта-Сернандера (Neustadt, 1982). Для проведения палеоклиматических реконструкций необходимо было получить надежную методическую основу. В связи с этим была поставлена цель выяснить особенности распространения пыльцы и спор современных растений в условиях горного рельефа, выявить пути их поступления в осадки оз. Байкал и закономерности формирования субрецентных спорово-пыльцевых спектров в озерных и наземных отложениях юга Восточной Сибири.

Для достижения этих целей необходимо было решить следующие задачи:

4. расчленение и корреляция разногенетических отложений по палинологическим и иным данным;

6. выявление особенностей регионального преломления изменений глобального климата и отклика растительности юга Восточной Сибири по сравнению с другими

10 регионами Северного полушария и соотнесение их с признанными в мире схемами мировой корреляции.

Фактический материал. В основу работы положены материалы автора по палинологии донных осадков оз. Байкал и озерно-болотных отложений его побережья, полученные в 1990-1999 г.г. на основе исследования более 20 кернов байкальских осадков длиной от 1.2 до 12 м, а также кернов BDP-93 и BDP-96 г.г. длиной в 100 и 200 м, и 15 кернов торфяников длиной от 0.5 м до 7 м. Для кернов донных осадков интервал опробования составлял от 1 до 10 см, что обеспечивало временное разрешение от 250 лет до 2500 лет. Интервал опробования торфяных отложений составлял от 3 до 10 см, что обеспечивало временное разрешение от 150 лет до 2000 лет. Также собрано и проанализировано более 200 поверхностных проб. В целом, методом палинологического анализа было изучено более 3000 образцов. Керны байкальских осадков были получены из северной, средней и южной котловин впадины озера. Разрезы озерно-болотных отложений расположены в различных районах Прибайкалья и Забайкалья.

В работе использовались опубликованные и не опубликованные результаты диатомового анализа, биогенного кремнезема донных осадков оз. Байкал, результаты анализа ботанического состава торфа по 130 образцам предоставленных для наших исследований сотрудниками Лимнологического института СО РАН, Университета Киото, Япония, и около 60 14С определений абсолютного возраста.

Новые высокоразрешающие палинологические исследования озерных и терригенных отложений позволили сформулировать следующие защищаемые научные положения:

1. - установленные закономерности формирования современных спорово-пыльцевых спектров в условиях расчлененного рельефа региона позволяют

11 повысить объективность интерпретации ископаемых спорово-пыльцевых спектров для целей надежных палеогеографических реконструкций.

4. - на основе палинологических данных и иных палеогеографических материалов для исследуемой территории в позднем неоплейстоцене выделяется только одна (казанцевская) межледниковая эпоха с тремя климатическими максимумами и двумя минимумами, сопоставимая со стадией 5 стандарта мировой корреляции -океанической кислородно-изотопной шкалы;

Научные положения и основные выводы, сформулированные в работе, обоснованы и подтверждены большим объемом натурных материалов, обработанных с помощью статистических и компьютерных методов.

Научная новизна работы заключается в следующем:

1. Впервые для юга Восточной Сибири проведены аэропалинологические исследования для целей реконструкции облика растительности прошлых эпох, которыми показано, что в условиях горного рельефа региона подавляющее большинство пыльцевых зерен не разносится на большие расстояния, за исключением пыльцы сосны обыкновенной и сибирской, березы древовидной, душекии; подавляющая часть пыльцы ели, пихты, лиственницы, кустарниковых, травянистых растений, а также споры оседают в пределах их ареалов и в воды озера попадают, главным образом, посредством транспортировки водными потоками.

2. На основании состава пыльцевых спектров из аэрозоля и спектров поверхностных проб из разногенетических терригенных отложений выявлены основные закономерности формирования субрецентных спорово-пыльцевых спектров - методической основы интерпретации ископаемых спектров.

8. Впервые на примере датированных палинологических материалов выявлено, что процесс расширения ареалов древесных пород в голоцене существенно различался во времени в направлении с юга на север. Так например, экспансия пихтовой тайги на юге исследуемого региона началась -9.5 тыс. л.н., а на северо-востоке - -8.5 тыс. л.н. Становление кедровых и сосновых формаций облика, близкого к современному, на юге произошло около 7 тыс. .л.н. а на северо-востоке -около 6 тыс. л.н. Разница во времени отклика растительности юга и северо-востока исследуемого региона на улучшение климата составляет около 1 тысячи лет.

Практическаязначимость. Палинологические исследования поздненеоплейстоценовых и голоценовых отложений юга Восточной Сибири носят прежде всего фундаментальный характер. Однако, они же имеют и первостепенное значение для получения информации, которая может быть использована при расчленении и корреляции этих отложений при геологических работах и даст основу для понимания и правильной оценки структуры и развития современных ландшафтов, что позволит решить многие проблемы их охраны и рационального природопользования на новой основе. Полученные датированные, высокоразрешающие данные о растительности и климате могут рассматриваться в качестве опорных для Сибири и стать основой для создания прогнозных сценариев развития климата на ближайшее будущее.

Апробация работы. Основные положения диссертации изложены в 37 публикациях, в том числе 1 коллективной и 1 личной монографиях. Результаты исследований представлялись на всесоюзных, всероссийских и международных конференциях: Совещании по истории озер (Ленинград, 1987), Всесоюзном совещании по истории озер (Минск, 1988), Международной конференции по проблемам голоцена (Тбилиси, 1988), Международном совещании «Байкал -природная лаборатория для исследования изменений окружающей среды и климата» (Иркутск, 1994), Годичном Совещании Геологического Общества Америки (Сиэтл, 1994), Международном Симпозиуме по Байкалу (Йокогама, Япония, 1998), Международном Симпозиуме - Байкал как Участок Мирового Наследия: (Улан-Удэ, 1998), IX Всероссийской палинологической конференции (Москва, 1999), Первом международном совещании по седиментологии оз. Байкал (Германия, 1999) и других.

Благодарности. Автор глубоко благодарен B.C. Волковой, М.А. Грачеву, A.B. Белову, В.Д. Мацу, Е.Б. Карабанову, совместная работа с которыми инициировала

15 написание диссертации и помогла автору определить и сформулировать основные направления исследований. Автор искренне благодарен М.А. Кузьмину за предоставление возможности работы с кернами бурения 1993-1996 года и общую поддержку исследований. Искреннюю благодарность автор выражает С. С. Воробьевой, О.В. Левиной и К.Е. Вершинину за предоставление неопубликованных материалов по составу комплексов диатомовых водорослей, содержанию биогенного кремнезема в осадках оз. Байкала и ботаническому составу торфа, а также П.П. Летуновой и A.A. Абзаевой за помощь в проведении аналитических работ. Неоценимую помощь автору оказали Т.О. Железнякова, С.М. Крапивина в оформлении компьютерной графики и проведении кропотливой технической работы по оформлению диссертации. Автор также глубоко благодарен своим зарубежным коллегам: X. Такахаре, Н. Миеши, К. Кавамуро, В. Маркграф, П. Брэдбери, Д. Демске, Б. Mop, X. Оберхенсли, К. Эккерту за совместные научные исследования, полезное обсуждение материалов.

Заключение Диссертация по теме "Геоморфология и эволюционная география", Безрукова, Елена Вячеславовна

выводы

I. Впервые для юга Восточной Сибири разработана методика интерпретации ископаемых СПС с применением результатов палинологического анализа верхнего слоя разногенетических отложений и палинологического анализа из воздушной взвеси на территорией региона. Это позволило выяснить особенности рассеивания пыльцы и спор от продуцирующей их растительности до поверхности как континентальных, так и озерных отложений. Выделены группы видов растений, пыльца которых имеет различную способность к рассеиванию воздушными и водными путями. В соответствии с этим определены роль пыльцы этих групп растений в выявлении локальных, региональных или зональных проявлений структуры растительности. Таким образом, установленные закономерности формирования современных СПС в условиях расчлененного рельефа региона позволяют повысить объективность интерпретации ископаемых СПС для целей надежных палеогеографических реконструкций.

II. Исследования состава СПС из верхнего слоя осадков оз. Байкал показали, что субрецентные спорово-пыльцевые спектры оз. Байкал содержат информацию прежде всего о зональном и региональном типах растительности. Растительный покров окружающих водоем пространств отражается на уровне крупных таксономических единиц - классов формаций. Локальные растительные ассоциации территорий,

286 непосредственно примыкающих к озеру, находят лишь некоторое отражение в присутствии в СПС пыльцы мелколиственных пород и лугово-степного разнотравья. Ископаемые СПС также содержат элементы зональных, региональных и локальных проявлений структуры растительности. Вычленение зональных и региональных компонент из состава ископаемых спектров с использованием принципа актуализма позволило провести палеоклиматические реконструкции с определением климатических параметров - температуры воздуха, количества осадков и др. Таким образом, полученные спорово-пыльцевые спектры из разногенетических отложений позволяют выделять зональные, региональные и локальные особенности структуры растительности и формируют надежную основу для палеоклиматических реконструкций.

III. Впервые для территории юга Восточной Сибири получена высокоразрешающая палинологическая, увязанная с другими палеогеографическими материалами, характеристика для всех горизонтов позднего неоплейстоцена и голоцена из непрерывных, датированных разрезов. Палинологическая характеристика горизонтов соотнесена с мировым стандартом корреляции -океанической кислородно-изотопной шкалой изменения объемов глобального льда и модифицированной европейской шкалой голоцена Блитта-Сернандера. Выделение событий климатостратиграфической схемы по озерным и терригенным отложениям проведено на основе использования не единичных определений абсолютного возраста, а серии 14С дат, полученных методом ускорительной масс-спектрометрии.

287 шкалы. Самой теплой была подстадия 5е, возраст которой оценивается от 140 до 117 тыс. л.н. Оптимум межледниковья приходится на 121 тыс. л.н.

V. Для позднего неоплейстоцена юга Восточной Сибири выделена одна зырянская) ледниковая эпоха, разделенная межстадиальным потеплением. При этом \ оледенение носило горно-долинный характер. Ледниковая эпоха соответствует кислородно-изотопным стадиям 2 и 4. Для стадии 4 - 73-55 тыс. л.н. в масштабе океанической шкалы - было характерно господство редколесных ландшафтов. Климат характеризуется как резко континентальный, холодный, достаточно влажный. Стадия 3 - 55-22 тыс. л.н. - рассматривается в ранге межстадиала. Климат был умеренно-холодным, влажным в начале стадии. В финале стадии усилилась степень континентальное™ климата. Пихтовые леса на всем протяжении стадии 3 не получили сколько-нибудь значительного развития.

VI. В переходный период от последнего оледенения к голоцену - 14-10.3 тыс. л.н. - на территории юга Восточной Сибири структура растительного покрова была еще близка к таковой времени последнего оледенения. Преобладали тундровые и лесотундровые формации, преимущественно кустарниковые. На основании имеющихся данных для позднеледниковья выделяется нерасчлененное потепление беллинг-аллеред от -14 до ~11 тыс. л.н., когда началось устойчивое увеличение количества поступающей в осадки пыльцы, что могло быть следствием общего улучшения климата, благоприятствовавшего как повышению пыльцевой продуктивности древесных растений, так и расширению их ареалов. Климат

288 характеризуется как умеренно-холодный, влажный. Выделено и кратковременное похолодание позднего дриаса около 11-10 тыс. л.н., которое замедлило процесс расширения ареала древесной растительности.

VII. Голоцен (10.3 тыс. л.н. - современность) сопоставляется со стадией 1 океанической кислородно-изотопной шкалы и рассматривается в ранге современного межледникового периода с оптимумом около 8 тыс. л.н., когда в условиях влажного умеренно-континентального климата отмечен расцвет пихтовых лесов. Процесс расселения в стадию 1 различных видов древесных в регионе существенно различался во времени и пространстве. В пределах южной части региона расширение ареалов кедра и сосны началось около 9 тыс. л.н., а в северовосточной части - после 7 тыс. л.н. Пихтовые формации в составе лесов южной части региона преобладали с -9.5 до почти 7 тыс. л.н., а в северо-восточной - с -8.5 до 6.5 тыс. л.н. Становление кедровых и сосновых формаций облика, близкого к современному, на юге произошло около 7 тыс. л.н. а на северо-востоке - около 6 тыс. л.н. Временное различие пространственного распространения близких по структуре лесных формаций обусловлена значительной протяженностью исследуемой территории с юга на север.

В целом, выполненные исследования не только позволяют по новому оценить историю развития юга Восточной Сибири в позднем неоплейстоцене и голоцене, но и открывают возможности для дальнейшего изучения палеогеографии этого региона на основе полученных материалов из скважин BDP-96 и BDP-98 для еще более отдаленных эпох геологического времени и построения прогнозных моделей изменения климата ближайшего будущего.

Библиография Диссертация по географии, доктора географических наук, Безрукова, Елена Вячеславовна, Иркутск

1. Алешин А.Г. Условия формирования и морфометрия каров хребта Хамар-Дабан (Южное Прибайкалье) // География и природные ресурсы. 1998. - № 1. - С. 78-81.

2. Антощенко-Оленев И.В. История природных обстановок и тектонических движений в позднем кайнозое Западного Забайкалья. Новосибирск: Наука, 1982. -154 с.

3. Антощенко-Оленев И.В. К климатическим реконструкциям // Байкал и горы вокруг него: Тез. докл. геоморфол. семинара. 4-6 окт. 1994. Иркутск, 1994. С. 71-72.

4. Антощенко-Оленев И.В. Кайнозой Джидинского района Забайкалья. Новосибирск: Наука, 1975. 126 с.

5. Арсланов Х.А. Геохронологическая шкала позднего плейстоцена Русской равнины // Геохронология четвертичного периода. М.: Наука, 1992. С. 10-19.

6. Арсланов Х.А. Радиоуглерод: геохимия и геохронология. Л., 1987. - 300 с.

7. Арсланов Х.А., Верещагин Н.К., Лядов В.В., Украинцева В.В. О хронологии каргинского межледниковья и реконструкции ландшафтов Сибири по исследованиям трупов мамонтов и их «спутников» // Геохронология четвертичного периода. М.: Наука, 1980.-С. 208-213.

8. Арсланов Х.А., Куренкова Е.И. Радиоуглеродные датировки позднепалеолитических стоянок бассейна Десны // Бюл. Комис. по изуч. четвертич. периода. 1975. № 44.

9. Архипов С.А. Хронология геологических событий позднего плейстоцена Западной Сибири // Геология и геофизика. 1997. - 38, №12. - С. 1863-1884.290

10. Архипов С.А., Волкова B.C. Геологическая история, ландшафты и климаты плейстоцена Западной Сибири. Новосибирск, НИЦ ОИГГМ СО РАН, 1994. - 105с.

11. Архипов С.А., Зыкина B.C., Круковер A.A. и др. Стратиграфия и палеомагнетизм ледниковых и лессово-почвенных отложений Западно-Сибирской равнины // Геология и геофизика. 1997. - 38, №6. - С. 1027-1048.

12. Базаров Д.-Д.Б. Четвертичные отложения и основные этапы развития рельефа Селенгинского среднегорья. Улан-Удэ: Бурятск. кн. изд-во, 1968. - 166 с.

13. Байкал. Атлас. М.: Федеральная Служба Геодезии и картографии, 1993.

14. Байкальский рифт. М.: Наука, 1968. - 136 с.

15. Баранов В.И. Этапы развития флоры и растительности в третичном периоде. М.: Изд-во "Высшая школа", 1959. - 364 с.

16. Безрукова Е.В. Особенности состава субрецентных спорово-пыльцевых спектров Прибайкалья // География и природные ресурсы. 1998а. - № 1. - С. 142-147.

17. Безрукова Е.В. Палеогеография Прибайкалья в позднеледниковье и голоцене. -Новосибирск: Наука. 1999. - 128 с.

18. Безрукова Е.В. Палинология донных отложений оз. Байкал // География и природные ресурсы. 19986. - № 3. - С. 54-62.

19. Безрукова Е.В., Богданов Ю.А., Вильяме Д.Ф. и др. Глубокие изменения экосистемы Северного Байкала в голоцене//Докл. АН СССР. 1991. - 321. - С. 12261229.

20. Безрукова Е.В., Грачев М.А., Мац В.Д. и др. Палеогеография Прибайкалья за последний ледниково-межледниковый цикл // Проблемы реконструкции климата и природной среды голоцена и плейстоцена Сибири. Новосибирск, изд-во ИАЭ СО РАН, 1998а. - С. 39-46.

21. Безрукова Е.В., Кривоногов С.К., Такахара X. И др. Изменения природной среды, растительности и климата Прибайкалья в позднем плейстоцене и голоцене //291

22. Проблемы реконструкции климата и природной среды голоцена и плейстоцена Сибири. Новосибирск, изд-во ИАЭ СО РАН, 19986. - С. 46-51.

23. Безрукова Е.В., Мац В.Д., Летунова П.П. и др. Голоценовые торфяники Прибайкалья как объект палеоклиматических реконструкций // Геология и геофизика. 1996. -37, № 12.-С. 37-52.

24. Белов A.B. Карта растительности юга Восточной Сибири. Принципы и методы составления // Геоботаническое картографирование. Л.: Наука, 1973. - С. 16-30.

25. Белов A.B., Белова В.А. Основные этапы развития растительности Средней Сибири в позднем кайнозое // История растительного покрова Северной Азии. Новосибирск: Наука, 1984. - С. 42-56.

26. Белова В.А. История развития растительности котловин Байкальской рифтовой зоны. М.: Наука, 1975.- 142 с.

27. Белова В.А. Растительность и климат позднего кайнозоя юга Восточной Сибири. -Новосибирск: Наука, 1985. 158 с.

28. Бердовская Г.Н., Хомутова В.И. Применение спорово-пыльцевого анализа при решении вопросов палеолимнологии в гумидных и аридных зонах // Палеолимнология озер в аридных и гумидных зонах. Л.: Наука, 1985. - С. 141-170.

29. Блюм Н.С., Николаев В.И., Сафарова С.А. Палеогеография бассейна Тихого океана 125000 лет назад // Океанология. 1986. - XXVI, вып. 2. - С. 267-272.

30. Бобров Е.Г. История и систематика лиственниц. Наука: Ленинградское отд-ние, 1972.-95 с.292

31. Болиховская H.С. Эволюция лессово-почвенной формации Северной Евразии М.: Изд-во Моск. ун-та, 1995. - 270 с.

32. Борисов A.A. Палеоклиматы территории СССР. Изд-во Ленингр. ун-та, 1965. -111с.

33. Боярская Т.Д. К вопросу о развитии растительности бассейна р. Ангары в четвертичный период // Палеогеография четвертичного периода СССР. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1961. - С. 160-173.

34. Боярская Т.Д., Малаева Е.М. Развитие растительности Сибири и Дальнего Востока в четвертичном периоде. М.: Наука, 1967. - 201 с.

35. Бутвиловский В.В., Панычев В.А., Пономарева Е.А. и др. Палеогеография позднеледниковья и голоцена Горного Алтая // Гляциология Сибири. 1993. - Вып. 4, № 19. -С.37-51.

36. Буфал В.В., Визенко О.С. Особенности температурных условий Северного Прибайкалья // Климат и климатические ресурсы Байкала и Прибайкалья. М.: Наука, 1970. - С. 7-25.

37. Васильев В.Н. Происхождение флоры и растительности Дальнего Востока и Восточной Сибири // Материалы по истории флоры и растительности СССР. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1958. - С. 361-457.

38. Величко A.A. Природный процесс в плейстоцене. М.: Наука, 1973. - 255 с.

39. Величко A.A. Соотношение изменений климата в высоких и низких широтах Земли в позднем плейстоцене и голоцене // Палеоклиматы и оледенения в плейстоцене. М.: Наука, 1989. - С. 5-19.

40. Виппер П.Б. Послеледниковая история ландшафтов в Забайкалье // Докл. АН СССР. 1962. - 145, № 4. - С. 871-874.293

41. Виппер П.Б., Дорофеюк Н.В., Лийва А., Метельцева Е.К., Соколовская В.П Палеогеография голоцена Центральной Монголии // Изв. АН ЭССР. Сер. биол. -1981. № 30.

42. Волков И.А. Колебания климата и эволюция ландшафтов в сартанское похолодание и в голоцене по геологическим и геоморфологическим данным (на примере Верхнего Приобья) // Геология и геофизика. 1994. - 35, № 10. - С. 14-25.

43. Волкова B.C. Колебания климата в Западной Сибири в позднеплиоценовое и четвертичное время // Эволюция климата, биоты и среды обитания человека в позднем кайнозое Сибири. Новосибирск, ОИГГМ СО АН СССР, 1991.-е. 30-39.

44. Волкова B.C. Колебания климатов и ландшафты Западной Сибири в четвертичном периоде по палинологическим и геологическим данным // Четвертичное оледенение Западной Сибири и других областей северного полушария. Новосибирск: Наука, 1981.-С. 92-98.

45. Волкова B.C. Растительность и природная зональность // Палеогеография ЗападноСибирской равнины в максимум позднезырянского оледенения. Новосибирск: Наука, 1980.-С. 77-91.

46. Волкова B.C. Стратиграфия и история развития растительности Западной Сибири в позднем кайнозое. М.: Наука, 1977. - 237 с.

47. Волкова B.C., Бахарева В.А. Климат оптимума позднечетвертичного (казанцевского) межледниковья в Западной Сибири и прогноз климата на ближайшее будущее // Геология и геофизика. 1995. - 36, № 11. - С. 23-33.

48. Волкова B.C., Бахарева В.А., Левина Т.П. Растительность и климат голоцена Западной Сибири // Палеоклиматы позднеледниковья и голоцена. М.: Наука, 1989.

49. Волкова B.C., Белова В.А. О роли широколиственных пород в растительности голоцена Сибири // Палеопалинология Сибири. М.: Наука, 1980. - С. 112-117.294

50. Волкова B.C., Гуртовая Е.Е., Левчук Л.К. Палинология морских отложений казанцевского горизонта в низовьях Енисея // Микрофитофоссилии мезозоя и кайнозоя Сибири. Новосибирск, Наука, 1988. С. 36-42.

51. Волкова B.C., Левина Т.П. Растительность голоцена Западной Сибири по палинологическим данным // Развитие природы территории СССР в позднем плейстоцене и голоцене. М.: Наука, 1982. - С. 186-192.

52. Воробьева Г.А. Многослойные поселения побережья Чивыркуйского залива оз. Байкал: стратиграфия, палеогеография, археология // Байкал и горы вокруг него: Тез. докл. геоморфол. семинара 4-6 окт. 1994. Иркутск, 1994. С. 85-87.

53. Воробьева Г.А. Стратиграфия и палеогеография Юго-Восточной Сибири // под ред. Г.И. Медведева. Стратиграфия, палеогеография и археология Юго-Восточной Сибири. Иркутск, изд-во Иркутского ун-та, 1990. С. 10-17.

54. Воробьева Г.А., Горюнова О.И. Корреляция голоценовых отложений на многослойных памятниках Приольхонья // Проблемы исследования каменного века Евразии: Тез. докл. краев, конф. 12-15 мая 1984. Красноярск, 1984. С. 150-153.

55. Воробьева Г.А., Корзун М.А. Новая интерпретация особенностей строения и свойств почв Приангарья // Проблемы использования и охраны почв Сибири и Дальнего Востока. Новосибирск: Наука, 1984. - С. 96-120.

56. Воробьева Г.А., Мац В.Д., Шимараева М.К. Палеоклиматы позднего кайнозоя Байкальского региона// Геология и геофизика. 1995. - 36, № 8. - С. 82-96.

57. Воробьева Г.А., Медведев Г.И. Субаэральные позднечетвертичные отложения и стратиграфия палеолитических находок Южного Приангарья // Вопросы геологии и палеогеографии Сибири и Дальнего Востока. Иркутск, 1985. - С. 71-84.

58. Вронский В.А. Исследования пыльцы и спор из воздушной взвеси над северовосточной частью Каспийского моря // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1974. - № 3. - С. 74-80.295

59. Вронский В.А. Основные вопросы палинологического изучения донных осадков южных морей СССР // Палеогеография и отложения плейстоцена южных морей СССР. М.: Наука, 1977. С. 150-158.

60. Галазий Г.И. Динамика роста древесных пород на берегах Байкала в связи с циклическими изменениями уровня воды в озере // Геоботанические исследования на Байкале. M.: Наука, 1967. - С. 44-302.

61. Галазий Г.И. Зависимость годичного прироста деревьев от изменения климата, уровня воды и рельефа на северо-западном побережье Байкала // Геоботанические исследования и динамика берегов и склонов на Байкале. -JL: Наука, 1972. С. 71-212.

62. Гаращенко A.B., Кротова В.М., Малышев А.И. и др. Растительность (карта). M 1:3500000 // Атлас Забайкалья. М.; Иркутск: ГУГК, 1967. - С. 58-59.

63. Геология и культура древних поселений Западного Забайкалья / Базаров Д.-Д.Б., Константинов М.В., Иметхенов А.Б. и др. Новосибирск: Наука, 1982. - 161 с.

64. Геоморфология Северного Прибайкалья и Станового нагорья / Базаров Д.Б., Резанов И.Н., Будаев Р.Ц. и др. М.: Наука, 1981. - 198 с.

65. Гитерман P.E. Этапы развития четвертичной растительности Якутии и их значение для стратиграфии. М.: Изд-во АН СССР, 1963. - 191 с.

66. Гитерман P.E., Голубева JI.B. История развития растительности Восточной Сибири в антропогене // Основные проблемы изучения четвертичного периода. М.: Наука, 1965.-С. 365-375.

67. Гитерман P.E., Голубева Л.В., Заклинская Е.Д. Основные этапы развития растительности Северной Азии в антропогене. М.: Наука, 1968. - 272 с.

68. Голубева Л.А., Равский Э.И. О климатических фазах времени зырянского оледенения Восточной Сибири // Бюл. Комис. по изуч. Четвер. Периода АН СССР, 1964.-№29.-С. 46-78.296

69. Голубева JI.B., Равский Э.И. Антропоген Тункинских впадин // М.: Изд-во АН СССР, 1962. С. 84-89.

70. Гольдберг Е.Л., Федорин М.А., Грачев М.А. и др. Орбитальный форсинг в геохимических записях палеоклимата в осадках озера Байкал // Байкал как участок мирового природного наследия. Новосибирск: Изд-во РАН. Тр. междунар. конф. -Улан-Удэ, 1998. С. 177-188.

71. Горбаренко С.А., Чеховская М.П., Дж.Р. Соутон. О палеосреде Центральной части Охотского моря во время последнего оледенения голоцена // Океанология. 1998. -38, №2. - С. 305-308.

72. Гранина Л.З., Грачев М.А., Карабанов Е.Б. и др. Аккумуляция биогенного кремнезема в донных отложениях Байкала // Геология и геофизика. 1992. - 34, №1011. - С. 149-159.

73. Грачев М.А., Лихошвай Е.В., Воробьева С.С. и др. Сигналы палеоклиматов верхнего плейстоцена в осадках озера Байкал // Геология и геофизика. 1997. - 38, №5. - С. 957-980.

74. Гричук М.П. Реконструкция скалярных климатических показателей по флористическим материалам и оценка ее точности // Методы реконструкции палеоклиматов. М.: Наука, 1985. - С. 20-28.

75. Гуртовая Е.Е. Палинологическая характеристика четвертичных отложений Мужинского Урала // Морской плейстоцен Сибирских равнин. М., Наука, 1968. С. 74-85.297

76. Гуртовая Е.Е., Кривоногов C.K. Онтологическая характеристика континентальных отложений казанцевского горизонта // Микрофитофоссилии мезозоя и кайнозоя Сибири. Новосибирск, Наука, 1988. С. 69-91.

77. Дорофеев П.И. О плиоценовой флоре Нижней Камы// Академику В.Н. Сукачеву. К 75-летию со дня рождения. M.-JL: Изд-во АН СССР, 1956. - С. 171 182.

78. Думитрашко Н.В. История Байкальской впадины и ее развитие в четвертичном периоде // Матер, по изучен, четвертичн. периода. 1952. - Вып. 9. - С. 49-61.

79. Думитрашко Н.В., Каманин А.Г. Палеогеография Средней Сибири и Прибайкалья // Тр. ин-та/ Институт географии АН СССР. 1946. Вып. 37. С. 3-19.

80. Дылис Н.В., Рещиков М.А., Малышев Л.И. Растительность // Предбайкалье и Забайкалье. М.: Наука, 1965. - С. 225-281.

81. Ендрихинский A.C. Развитие речной сети Станового нагорья в позднем кайнозое // Рельеф и четвертичные отложения Станового нагорья. М.: Наука, 1981. - С. 135-165.

82. Епова H.A. К истории растительности Хамар-Дабана // Научные чтения памяти М.Г. Попова. Новосибирск: РИО СО АН СССР, Вып. 1-2. 1960. С. 45-66.

83. Епова H.A. К характеристике пихтовой тайги Хамар-Дабана // Тр. ин-та / Бурят, компл. НИИ СО АН СССР. 1961. Вып. 4. С. 121-129.

84. Золотарев А.Г. Рельеф и новейшая структура Байкало-Патомского нагорья. -Новосибирск: Наука, 1974.

85. Зубарев А.П. История лесной растительности среднегорного Хамар-Дабана в голоцене // Палеоботанические исследования в лесах Северной Азии. Новосибирск: Наука, 1981.-С. 30-44.

86. Зыкина B.C. Реконструкция природной обстановки Сибири в позднем плейстоцене по данным исследования палеопочв // Геодинамика и эволюция Земли. Тр. Конфер. РФФИ, Новосибирск, 1996. - С. 222-224.298

87. Зыкина B.C., Волков И.А., Дергачева М.И. Верхнечетвертичные отложения и ископаемые почвы Новосибирского Приобья. М., 1984. - 203 с.

88. Зыкина B.C., Ким Ю.В. Формирование почв и аккумуляция лессов в позднем плейстоцене на юго-востоке Западной Сибири // Плейстоцен Сибири. Стратиграфия и региональные корреляции. Новосибирск: Наука, 1989. - С. 81-86.

89. Ивановский JI.H. Гляциальная геоморфология гор. Новосибирск: Наука, 1981. -172 с.

90. Ивановский JI.H. Проблемы древнего оледенения и селеопасность на южном побережье Байкала // Позднекайнозойская история озер в СССР. Новосибирск: Наука, 1982. - С. 42-52.

91. Ивановский JI.H., Панычев В.А., Орлова JI.A. О неустойчивости климата в горах Южной Сибири в верхнем голоцене // География и природные ресурсы. 1993. - № 1. - С. 24-32.

92. Иметхенов А.Б. Позднекайнозойские отложения побережья озера Байкал. -Новосибирск: Наука, 1987. 151 с.

93. История Больших озер Центральной Субарктики. Новосибирск: Наука, 1981. - 136с.

94. История Ладожского, Онежского, Псковского, Чудского озера, Байкала и Ханки. -Л.: Наука, 1990. С. 217-221.

95. Кабайлене М.В. Формирование пыльцевых спектров и методы восстановления растительности. Вильнюс: Изд-во «Минтис», 1969. - 146 с.

96. Кабайлене М.В. Формирование пыльцевых спектров и методы их интерпретации с приложением к стратиграфии и истории голоцена Литвы. Автореф. дис. докт. биол. наук. Вильнюс, 1973. 39 с.299

97. Калмыков Н.П., Малаева Е.М. Новое местонахождение нижнеплиоценового комплекса млекопитающих в западном Забайкалье. // Геология и геофизика. 1995. -36, № 11. -С.57-61.

98. Карабанов Е.Б., Безрукова Е.В., Гранина JI.3. и др. Климатические ритмы в осадконакоплении оз. Байкал // Интернациональный проект по палеолимнологии и последнему кайнозойскому климату. 1992. - № 6. - С. 21-30.

99. Карабанов Е.Б., Кузьмин М.И., Гелетий В.Ф. и др. О потерях верхнего слоя осадков в кернах BDP-96-1 И BDP-96-2 (из донных отложений оз. Байкал) // Геология и геофизика. 1999. - 40, №8. - С. 1269-1271.

100. Картушин В.М. Агроклиматические ресурсы юга Восточной Сибири. Иркутск, 1969.-97 с.

101. Касьянова JI.H. Экология растений степей Приольхонья. Новосибирск: Наука, 1993. - 158 с.

102. Кац Н.Я., Кац C.B., Скобеева Е.И. Атлас растительных остатков в торфах. М.: Недра, 1977. 376 с.

103. Кинд Н.В. Геохронология позднего антропогена по изотопным данным. М.: Нпука, 1974. - 240 с.

104. Климанов В.А. Реконструкция палеотемператур и палеоосадков на основе спорово-пыльцевых данных // Методы реконструкции палеоклиматов. М.: Наука, 1985. - С. 38-48.300

105. Клопотовская Н.Б. Субрецентные спорово-пыльцевые спектры Ахалцихской котловины и ее горного обрамления // Палинология голоцена. М.: Наука, 1971. - С. 215-227.

106. Кожевников Ю.П. Проблемы интерпретации спорово-пыльцевых спектров в реконструкции растительного покрова// Бот. журн. 1995. - 80, № 4. - С. 1-19.

107. Колесников Б.П. К систематике и истории развития лиственниц // Материалы по истории флоры и растительности СССР. Изд-во АН СССР, М. Л., 1946. - С. 321-365.

108. Коллектив участников. Непрерывная запись климатических изменений в отложениях озера Байкал за последние 5 миллионов лет. // Геология и геофизика, 1998. т. 39, №2. - С. 139-156.

109. Комаров A.B., Шимкус K.M. Палинологические спектры современных осадков восточной части Черного моря и сопоставление их с растительностью побережий // Маринопалинологические исследования в СССР. М.: ГИН АН СССР, 1974. - С. 93110.

110. Корнутова Е.А., Хотина Е.Б. Стратиграфия верхнеплиоценовых и плейстоценовых отложений Забайкалья // Изв. Забайк. Фил. Геогр. о-ва СССР, 1966. Т.2. - Вып. 1. - С. 49-65.

111. Котляков В.М., Лориус К. Данные глубокой скважины на станции «Восток» характеризуют два полных климатических цикла // Изв. РАН. Серия географ. 1997.-№2. - С. 8-23.

112. Котляков В.М., Лориус К. Климат последней ледниковой эпохи по данным Антарктического ледяного керна // Докл. АН. Серия географ. 1993. - № 6. - С. 5-20.

113. Кошкарова В.Л. История развития таежных лесов Приенисейской Сибири (по материалам палеокарпологии) // Палеоботанические исследования в лесах Северной Азии. Новосибирск: Наука, 1981. - С. 5-30.301

114. Кошкарова В.Л. Изменение климата голоцена в Приенисейской Сибири (по палеокарпологическим данным) // Палеоклиматы позднеледниковья и голоцена. М.: Наука, 1989.-С. 96-102.

115. Кривоногов С.К., Безрукова Е.В. К истории осадконакопления, развития растительности и климата Верхнечарской котловины в конце позднего плейстоцена и голоцене // Геология и геофизика. 1993. - 34, № 10-11. - С. 226-238.

116. Криштофович А.Н. Происхождение флоры Ангарской суши // Материалы по истории флоры и растительности СССР. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1958.- Т. 3.- С. 74.

117. Кузьмин М.И., Грачев М.А., Вильяме Д. и др. Непрерывная летопись палеоклиматов последних 4,5 миллионов лет из озера Байкал (первая информация) // Геология и геофизика. 1997. - 38,№3. - С. 1021-1023.

118. Кулагина Н.В. Палиностратиграфия четвертичных отложений Северного Прибайкалья: Автореф. дис. .канд. геол.-мин. наук. Иркутск, 1995. - 15 с.

119. Кульчицкий A.A. Верхнечетвертичная тектоника Муйско-Куандинского грабена Байкальской рифтовой зоны // Всероссийское Совещание по изуч. четвертич. периода. Тез. докл. Москва: Ротапринт ГИН РАН. - 1994. - С. 137.

120. Кульчицкий A.A., Попова С.М. Позднекаргинское потепление в Западном Прибайкалье (геохронология и палинология степановского аллювия) // Докл. АН. Серия географ. 1999. - 364. №3. - С. 356-359.

121. Лавренко Е.М. О растительности плейстоценовых перигляциальных степей // Ботанич. журн. 1981. - 66, № 3. - С. 313-327.

122. Ладейщиков Н.П. Особенности климата крупных озер. М.: Наука, 1982. - 136 с.

123. Ладохин Н.П. О древнем оледенении Баргузинского хребта / Материалы по изучению производительных сил Бурят-Монгольской АССР. Улан-Удэ, 1954, вып.1. -С. 147-162.302

124. Лазуков Г.И. Плейстоцен территории СССР. М.: Высшая шк., 1989. - С. 320.

125. Лаухин С.А. Верхний плейстоцен юго-запада Сибирской платформы // Поздний плейстоцен и голоцен юга Восточной Сибири. Новосибирск: Наука, 1982. - С. 84101.

126. Лаухин С.А., Дроздов Н.И., Стариков A.B. и др. Радиоуглеродное датирование плейстоценовых и голоценовых отложений в долине широтного течения Ангары // Геохронология четвертичного периода. М.: Наука, 1980. - С. 213-223.

127. Лбова Л.В. Брянский палеолитический комплекс. Палеоэкология и поселения древнего человека в Северной Азии и Америке. // Труды ин-та / Институт археологии и этнографии, Красноярск, 1992. С. 162-164.

128. Левина О.В., Грачев М.А. Сигналы палеоклиматов кислородно-изотопной стадии 11 в осадках озера Байкал / Проблемы реконструкции климата и природной среды голоцена и позднего плейстоцена Сибири. Новосибирск: Изд-во ИАЭ СО РАН, 1998. -С. 243-247.

129. Левина Т.П., Орлова Л.А. Климатические ритмы голоцена юга Западной Сибири // Геология и геофизика. 1993. - 34, № 3. - С. 38-55.

130. Левковская Г.М. Закономерности распределения пыльцы и спор в современных и голоценовых отложениях севера Западной Сибири. // Автореф. канд. дис. Л., 1967. 26с.

131. Левковская Г.М. О распределении пыльцы и спор в поверхностном слое донных отложений Ладожского озера // История озер Северо-Запада. Л.: Наука, 1967. - С. 140-145.

132. Литвин В.М. Криолитозона Байкало-Патомского нагорья // География и природные ресурсы. 1998. - № 3. - С. 81-85.

133. Логачев H.A. О происхождении четвертичных песков Прибайкалья // Геология и геофизика. 1965. - Вып. 1. - С. 84-95.303

134. Логачев H.A. Осадочные и вулканогенные формации Байкальской рифтовой зоны // Байкальский рифт. М. : Наука, 1968. - С. 72-101.

135. Логачев H.A., Ломоносова Т.К., Климанова В.М. Кайнозойские отложения Иркутского амфитеатра. М.: Наука, 1964. - 195 с.

136. Ложкин A.B. Геохронология позднего антропогена СВ СССР // Новые данные по геохронологии четвертичного периода. М.: Наука, 1987. - С. 172-179.

137. Лут Б.Ф. Геоморфология Прибайкалья и впадины озера Байкал. Новосибирск: Наука, 1978.-211 с.

138. Малышев Л.И. Ботанико-географическое районирование побережий Северного Байкала // Тр. ин-та / Вост. Сиб. биол. ин-т СО АН СССР. 1962. Вып. 1. С. 3-13.

139. Малышев Л.И. Высокогорная флора Восточного Саяна. М.; Л.: Наука, 1965. -367 с.

140. Малышев Л.И. Лесная растительность побережий Северного Байкала // Тр. ин-та / Бурят, компл. НИИ СО АН СССР. 1960. Вып. 4. С. 121-129.

141. Малышев Л.И. Растительность южной и средней части западного побережья Байкала// Изв. СО АН СССР. -1961. № 1. - С. 92-104.

142. Мальгина Е.А. Результаты спорово-пыльцевого анализа проб с поверхности почвы из Центральной Монголии // Палинология голоцена. М.: Наука, 1971. С. 239-258.

143. Манзурский аллювий (материалы по геологии и палеогеографии) / А.Г. Трофимов, Е.М. Малаева, O.A. Куликов и др. Препринт. Иркутск: Институт земной коры СО РАН, 1995.- 50 с.

144. Маркова А.К., Симакова А.Н. Распространение индикаторных видов млекопитающих и растений во второй половине валдайского оледенения (по материалам Русской равнины) // Известия РАН. Сер. географ. 1998. - № 3. -С. 49-61.

145. Маслов В.П. Следы древнего оледенения Северо-Байкальского нагорья / Академику В.А. Обручеву. М.: Изд-во АН СССР, 1939, т.2. - С. 225-257.304

146. Махова Ю.В. Спорово-пыльцевые спектры современного аллювия рек бассейна среднего Амура // Спорово-пыльцевой анализ при геоморфологических исследованиях. Изд-во Московск. Ун-та, 1971. С. 33-47.

147. Мац В.Д. Кайнозой Байкальской впадины: Автореф. дис. . доктора геол.-мин. наук. Иркутск, 1987. - 42 с.

148. Мац В.Д. Новые данные о стратиграфии миоценовых и плиоценовых отложений южного Байкала // Проблемы геологии и палеогеографии Сибири и Дальнего Востока. Изд-во Иркутского университета, 1985. - С. 36-53.

149. Мац В.Д. Происхождение и развитие озерной котловины / История Ладожского, Онежского, Псковско-Чудского озер, Байкала и Ханки. Л.: Наука, 1990. С. 167-190.

150. Мац В.Д., Белова В.А. Новые данные о стратиграфии кайнозойских отложений Северного Байкала // Геологические и гидрогеологические исследования озер Средней Сибири. Иркутск: Изд-во Лимнологического ин-та, 1973. - С. 36-41.

151. Мац В.Д., Воробьева Г.А., Попова С.М., Шимараева М.К. Стратиграфия плиоцен-четвертичных отложений Байкальской котловины и главные геологические собыития / Четвертичный период. М.: Наука, 1989. - С. 131-138.

152. Медведев Ю.О. Природная и антропогенная динамика растительности в Южном Прибайкалье // География и природные ресурсы. 1984. - № 1. - С. 107-114.

153. Миёши Н., Хорие Ш., Такемура К. Палинологические исследования керна 85-метровой скважины бассейна Токуса префектуры Ямагучи // История озера Бива. -Новосибирск: Наука, 1993. С. 215-227.

154. Миноура К., Ода Т., Накамура Т., Танчи Ч. И др. Оценка потерь верхнего слоя осадков в кернах скв. ВВР-96-1 и ВОР-96-2 (оз. Байкал) // Геология и геофизика. -1999. -40, №8. С. 1262-1268.305

155. Михеев B.C. Ландшафтно-географичеекое обеспечение ТерКСОП бассейна оз. Байкал: Материалы к территориальной комплексной схеме охраны природы (ТерКСОП). Иркутск: изд-во Ин-та географии СО РАН СССР, 1988. - 63 с.

156. Моложников В.Н. Кедровый стланик горных ландшафтов Северного Прибайкалья. -М.: Наука, 1975.-203 с.

157. Моложников В.Н. Растительные сообщества Прибайкалья. Новосибирск: Наука, 1986. - 271 с.

158. Нагорья Прибайкалья и Забайкалья. М.: Наука, 1974. - 358 с.

159. Нейштадт М.И. История лесов и палеогеография СССР в голоцене. М.: Наука, 1957.-402 с.

160. Обручев В.А. Положение и происхождение впадины озера Байкал // Тр. Иркутского ун-та. 1953. - Серия геол. - Т.9. - Вып. 1-2. - С. 26-46.

161. Павлидис Ю.А. Палеогеография и оледенение арктического шельфа в позднем плейстоцене // Океанология, 1997, т, 37, № 6. С. 910-914.

162. Павловский Е.В. Геологический очерк района Верхней Чары (Олекмо-Витимская горная страна) // Труды ВГРО. 1933. - Вып. 271. - С. 69-102.

163. Палеоботанические методы в изучении палеогеографии плейстоцена // Итоги науки и техники. Палеогеография. Т. 7. 1991. 176 с.

164. Палеогеографическая основа современных ландшафтов. М.: Наука, 1994. - 205 с.

165. Палеогеография Европы за последние сто тысяч лет: Атлас-монография. М.: Наука, 1982.- 156 с.306

166. Палеогеография Западно-Сибирской равнины в максимум позднезырянского оледенения / Архипов С.А., Астахов В.И., Волков И.А. и др. Новосибирск: Наука, 1980. - 107 с.

167. Палеоклиматические реконструкции / Под ред. H.A. Логачева. Новосибирск: Наука, 1989. - 109 с.

168. Палеолимнологические реконструкции. Байкальская рифтовая зона / Попова С.М., Мац В.Д., Черняева Г.П. и др. Новосибирск: Наука, 1989. - 109 с.

169. Палинология плейстоцена и плиоцена. М.: Наука, 1973. - 215 с.

170. Панычев В. А. Радиоуглеродная хронология аллювиальных отложений Предалтайской равнины. Новосибирск: Наука, 1979. - 103 с.

171. Пермяков А.И. Палинологическая характеристика донных осадков северо-западной части Атлантического океана// Маринопалинологические исследования в СССР. М.: ГИН АН СССР, 1974. - С. 80-87.

172. Петроченко Ю.Н., Водопьянова Н.С., Иванова М.М. Растительность // Высокогорная флора Станового нагорья. Новосибирск: Наука, 1972. - С. 15-21.

173. Пешкова Г.А. Растительность Сибири. Новосибирск: Наука, 1985. - 144 с.

174. Пешкова Г.А. Степная флора Байкальской Сибири. М.: Наука, 1972. - 207 с.

175. Плиоцен и плейстоцен Среднего Байкала. Новосибирск: Наука, 1982,- 192с.

176. Поварницын В.А. Почвы и растительность бассейна р. Верхней Ангары // Бурят-Монголия. Вып 4. - М.-Л.: Изд-во АН СССР, 1937. - С. 7-142.

177. Попов М.Г. Степная и скальная флора побережья Байкала // Тр. / Байкал, лимнол. станция. 1957. Вып. 15. С. 408-426.

178. Попов М.Г. Эндемизм во флоре побережий Байкала и его происхождение // Академику Сукачеву В.Н. К 75-летию со дня рождения. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1956.- С. 442-462.307

179. Попов М.Г., Бусик B.B. Конспект флоры побережий оз. Байкал. M.-JL: Наука, 1966. -216 с.

180. Попова С.М. Кайнозойская континентальная малакофауна юга Сибири и сопредельных территорий. М.: Наука, 1981. - 185 с.

181. Последнее оледенение в Нижнем Приобье / Архипов С.А., Вотах М.Р., Гольберт A.B. и др. Новосибирск: Наука, 1977. - С. 55-66.

182. Преображенский B.C. Природные условия освоения севера Читинской области. -М.: Изд-во АН СССР, 1962. 162 с.

183. Природопользование и охрана среды в бассейне Байкала. Новосибирск: Наука, 1990.-221 с.

184. Равский Э.И. Осадконакопление и климаты Внутренней Азии в антропогене. М.: Наука, 1972.- 335 с.

185. Равский Э.И., Александрова Л.П., Вангенгейм Э.А. и др. Антропогеновые отложения юга Восточной Сибири. М.: Изд-во АН СССР, 1964. - 380 с.

186. Резанов И.Н. Кайнозойские отложения и морфоструктура Восточного Прибайкалья. Новосибирск: Наука, 1988. - 126 с.

187. Розенбаум Г.Э., Шполянская H.A. Криолитозона российской Арктики в среднем плейстоцене голоцене // Изв. РАН. Сер. геогр. - 1998. - № 3. - С. 32-48.

188. Савина Л.Н. Таежные леса Северной Азии в голоцене. Новосибирск: Наука, 1986. -187 с.

189. Савина Л.Н. Тенденции развития прибрежных ландшафтов оз. Байкал по данным палеогеографических исследований // Позднекайнозойская история озер СССР. -Новосибирск: Наука, 1982. С. 42-52.

190. Савина Л.Н., Буренина Т.А. Сохранность пыльцы лиственницы в лесных почвах и отражение состава лиственничных лесов Монголии в рецентных спектрах //308

191. Палеоботанические исследования в лесах Северной Азии. Новосибирск: Наука, 1981. - С. 62-83.

192. Салоп Л.П. Геология Байкальской горной области. М.: Недра, 1964. Т.1. - 515 с.

193. Сафарова С.А. К методике палинологических исследований в условиях межгорных котловин Южной Сибири // Систематика и методы изучения ископаемых пыльцы и спор. M : Наука, 1964. - С. 198-207.

194. Серебрянный Л.Р. Динамика распространения некоторых древесных пород на северо-западе СССР в послеледниковое время // Палинология голоцена. M.: Наука, 1971.-С. 17-33.

195. Сизиков A.M. Термокарстовые озера Байкальского рифта // Геология и полезные ископаемые Восточной Сибири. Тез. докл. науч. конф. Иркутск: Изд-во Иркут. Унта.-1993.-С. 59-61.

196. Смирнов A.B. Леса Иркутской области // Леса СССР. М.: Наука, 1969. -Т. 2. - С. 350-388.

197. Сочава В.Б. Вопросы флорогенеза и филоценогенеза маньчжурского смешанного леса // Материалы по истории флоры и растительности. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1946.-Вып. 2.-С. 283-320.

198. Сочава В.Б. Закономерности географии растительного покрова горных тундр СССР. В кн.: Академику В.Н. Сукачеву к 75-летию со дня рождения. М.-Л.: Изд-во АН СССР, 1956. С. 522-536.

199. Сочава В.Б., Ряшин В.А., Белов AB. Главнейшие природные рубежи в южной части Восточной Сибири // Докл. Ин-та географии Сибири и Дальнего Востока, 1963, вып. 4.-С. 19-24.

200. Станюкович К.В. Основные типы поясности в горах СССР // Изв. ВГО. 1955. - 87, вып. 3. - С. 13-24.309

201. Стефанович E.H. Сравнительный анализ спорово-пыльцевых спектров современных склоновых отложений таежной зоны Забайкалья // Спорово-пыльцевой анализ при геоморфологических исследованиях. Изд-во Московск. ун-та, 1971. - С. 24-33.

202. Суходольский С.Е. Закономерности распространения и формирования криолитозоны востока Европейской части СССР // Общее мерзлотоведение. -Новосибирск: Наука, 1978.

203. Сухорукова С.С. Опорный разрез морских отложений и колебания климата казанцевского (земского) межледниковья (север Сибири) // Геология и геофизика. -1998.- 39, № 1.-С. 74-84.

204. Толмачев А.И. Введение в географию растений. JL: Изд-во Ленингр. Ун-та, 1974. -244 с.

205. Толмачев А.И. К истории возникновения и развития темнохвойной тайги. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1954. - 155 с.

206. Томская А.И. Палинология кайнозоя Якутии. Новосибирск: Наука, 1981. - 221 с.

207. Тюлина Л.Н. Влажный прибайкальский тип поясности растительности. -Новосибирск: Наука, 1976. 319 с.

208. Тюлина Л.Н. Лиственничные леса северо-восточного побережья Байкала и западного склона Баргузинского хребта // Тр. ин-та / Бот. ин-т им. В.Л. Комарова. Сер. 3. Геоботаника. 1954. Вып. 9. С. 150-209.

209. Тюлина Л.Н. О типах поясности растительности на западном и восточном побережьях Северного Байкала // Геоботанические исследования на Байкале. М.: Наука, 1967. - С. 5-43.

210. Тюлина Л.Н. Особенности поясного распределения растительности на Байкальском хребте // Динамика Байкальской впадины. -Новосибирск: Наука, 1975. -С. 168-180.310

211. Тюлина JI.H. Растительность южной части Баргузинского хребта. -Новосибирск: Наука, 1981. 84 с.

212. Федорова Р.В. Некоторые вопросы методики спорово-пыльцевого анализа и их значение в интерпретации спорово-пыльцевых спектров // Систематика и методы изучения ископаемых пыльцы и спор. М.: Наука, 1964. - С. 148-158.

213. Флоренсов H.A. Байкальская рифтовая зона и некоторые задачи ее изучения // Байкальский рифт. М: Наука, 1968. - С. 40-56.

214. Фудзи Н. Палинологические исследования образцов керна из 200-метровой скважины на озере Бива в Центральной Японии // История озера Бива. Новосибирск: Наука, 1993. - С. 229-242.

215. Хибино К., Хорие Ш. Палинологические исследования изменений растительности после последнего ледникового периода на озере Кизаки, префектура Нагано // История озера Бива. Новосибирск: Наука, 1993. - С. 255-265.

216. Хирвас X., Куянсу Р. О ледниковых, межстадиальных и межледниковых отложениях в Северной Финляндии // Четвертичные оледенения Западной Сибири и других областей Северного полушария. Новосибирск: Наука, 1980. С. 122-129.

217. Хомутова В.И. СПС донных отложений озер северо-запада Русской равнины и их значение для палеолимнологии // Позднекайнозойская история озер в СССР. -Новосибирск: Наука, 1982. С. 128-132

218. Хотинский H.A. Голоцен Северной Евразии. М.: Наука, 1977. 200 с.

219. Цейтлин С.М. Геология палеолита Северной Азии. М.: Наука, 1979. - 284 с.

220. Цейтлин С.М. Некоторые проблемы геологической периодизации и палеогеография палеолита Сибири // Основные проблемы геологии антропогена Евразии. М.: Наука, 1969. - С. 101-111.311

221. Цейтлин С.М. Сопоставление четвертичных отложений ледниковой и внеледниковой зон Центральной Сибири (бассейн Нижней Тунгуски) // Тр. ин-та / Геол. ин-т АН СССР. 1964. Вып. 100.184 с.

222. Чупина JI.H. Пыльца древесных пород в современных спорово-пыльцевых спектрах Средней Азии и Казахстана // Палинология голоцена. М.: Наука, 1971. - С. 227-239.

223. Шейнкман B.C. Корреляция данных по палеогляциологии Алтае-Саянской и Яно-Колымской горных стран // Гляциология Сибири. 1993. - Вып. 4(19). - С. 70-83.

224. Шимараев М.Н., Гранин Н.Г., Куимова JT.H. Опыт реконструкции гидрофизических условий в Байкале в позднем плейстоцене и голоцене // Геология и геофизика. 1995. - 36, №8. - С. 97-102.

225. Шофман И.Л. Геохронология и палеогеография позднего антропогена внеледниковой области северо-востока Сибирской платформы // Геохронология четвертичного периода. М.: Наука, 1980. - С. 223-230.

226. Adkins J.F., Boyle Е.А., Keigwin L., Cortijo E. Variability of the North Atlantic thermohaline circulation during the last interglacial period // Nature. 1997 -. 390. - P. 154156.

227. Anderson T.W., MacPherson J.B. Wisconsinan late-glacial environmental change in Newfoundland: a regional review// J. Quaternary Sci. Revi. 1994. -.9. - P. 171-178.

228. Andreev A.A., Klimanov V.A., Sulerzhitsky L.D. Younger Dryas pollen records from central and southern Yakutia // Quaternary International. 1997. - 41, N42. - P. 111-117.

229. Arkhipov S.A. Stratigraphy and Paleogeography of the Sartan Glaciation in West Siberia // Quaternary International. 1998. - № 45-46. - 127-139.

230. Back S., Strecker M. Asymmetric late Pleistocene glaciations in the North Basin of the Baikal Rift, Russia // Journal of Geological Society. 1998. - 155. - P. 61-69.312

231. Baikal Drilling Project BDP 96 (Leg II) Members // Russian Geology and Geophysics -1997. -38, N3. - P. 1021-1023.

232. Bard E., Arnold M., Mayrice D. et al. Retreat velocity of the North Atlantic polar front during last deglatiation determined by 14C accelerator mass spectrometry // Nature 1987. -328. - p. 791-794.

233. Barnola J.M., Raynaud D., Korotkevich Y.S. & Lorius C. Vostok ice core provides 160,000-year record of atmospheric C02 // Nature. 1987. - 329. - P. 408-414.

234. Bassinot F.C., Laberyrie L.D., Vincent E. The astronomical theory of climate and the age of the Brunhes-Matuyama magnetic reversal // Earth and Planetary Sci. Letters 1994. -N126. - P. 91-108.

235. Berger A. Accuracy and frequency stability of the earth's orbital elements during the Quaternary // Milankovitch and climate. NATO ASI series C 136. Boston, Massachusetts. -1984. P. 3-39.

236. Berger A., Fichefet T., Gallee H. Entering the glatiation with a 2-d coupled climate model // Quaternary Sci. Rev. 1992. - 11. - P. 481-493.

237. Beveridge N.A.S. Evidence for a change in atmospheric circulation during the Younger Dryas // Long-term climatic variations. NATO ASI Series, 1994. V. 122. C. 251-258

238. Bezrukova E.V., Letunova P.P., Karabanov E.B. Palynological investigations of Holocene deposits of Lake Baikal// IPPCCE. 1992. - N6. - P. 59-68.

239. Birks H.J. Long-distance pollen in Late Wisconsin sediments of Minnesota, USA: a quantitative analysis // New Phytol. 1981. - 87, № 3. - P. 630-661.

240. Blunier T., Chappellaz J., Schwander J. et al. Asynchrony of Antarctic and Greenland climate change during the last glacial period // Nature. 1998. - 394. - P. 39-743.

241. Bradbury J.P., Bezrukova E.V., Chernyaeva G.P. et al. A synthesis of post-glacial diatom records from Lake Baikal // Jour, of Paleolimnology. 1994. - № 10. - P. 213-252.313

242. Carrion J.S., Munuera M., Navarro C. et al. The palaeoecological potential of pollen records in caves: the case of Mediterranean Spain and Italy // Quaternary Sei. Rev. 1999. -18.-P. 1061-1073.

243. Chappell J. Jive talking // Nature. 1998. - 394, 9. - P. 130-131.

244. Cheddadi R., Mamakowa K., Guiot J. Was the climate of Eemian stable? A quantitative climate reconstruction from seven European pollen records // PALAEO. 1998. - 143. - P. 73-85.

245. Chen F.H., Bloemendal J., Feng Z.D. et al. East Asian monsoon variations during Oxygen Isotope Stage 5: evidence from the northeastern margin of the Chinese loess plateau // Quaternary Sei. Rev. 1999. - 18. - P. 1127-1135.

246. Chen F.H., Bloemendal J., Wang J.M. High-resolution multi-proxy records from Chinese loess: evidence for rapid climatic changes over the last 75 kyr // PALAEO. 1997. - 30. - P. 323-335.

247. Colman S.M., Jones G.A., Rubin M. et al. AMS-radiocarbon analysis from lake Baikal, Siberia: challenges of dating sediments from a large, oligotrophic lake // Quaternary. Sei. Rev. (Quat. Geochron.). 1996,- 34. - P. 669-684.

248. Colman S.M., Kuptsov V.M., Jones G.A., Carter S.J. Radiocarbon dating of lake Baikal sediments a progress report // Russian geology and Geophysics. - 1993. - 34. - P. 68-78.

249. Colman S.M., Peck J.A., Likhoshway E.V. et al. Continental climate response to orbital forcing: the diatom paleoproductivity record from Lake Baikal, Siberia // Nature. 1995. -378. - P. 769-771.

250. Dansgaard W., Clausen H., Gundestrup N. et al. A new Greenland deep-ice core // Science. 1982. - 218. - P. 1273-1277.

251. Dansgaard W., Johnsen S., Clausen H. et al. Evidence for general instability of past climate from a 250-kyr ice-core record //Nature. 1993. - 364. - P. 218-220.314

252. Dansgaard W., Johnsen S.J., Glausen H.B., Langway C.C. Climatic record revealed by the Camp Century ice core // Late Cenozoic glacial ages. New Haven - London, 1971.

253. Davis O.K., Moutoux T.E. Tertiary and Quaternary vegetation history of the Great Salt Lake, Utah, USA // Jour, of Paleolimnology. 1998. - 19. - P. 417-427.

254. De Beaulieu J.-L., Reille M. The last climatic cycle at La Grande Pile (Vosges, France) a new pollen profile // Quaternary Sei. Rev. 1992. -.11. - P. 431-438.

255. Demske D., Muller J., Eckert C. et al. A sedimentological and palynological record of Lake Baikal at the Pleistocene-Pliocene boundary A preliminary report // IPPCCE. - 1998. -№12.-P. 95-101.

256. Dwyer G.S., Cronin T.M., Baker P.A. et al. North Atlantic Deep Water Temperature Change During Late Pliocene and Late Quaternary Climatic Cycles // Science. 1995. - 270. -P. 1347-1351.

257. Edgington D.N., Klump J.V., Robbins J.A. et al. Sedimentation rates, residence times and radionuclide inventories in Lake Baikal from Cs137 and Pb210 in sediment cores // Nature.- 1991. 350. - P 601-604.

258. Eisner W.R., Colinvaux P.A. A long Pollen Record from Ahaliorak Lake, Arctic Alaska // Rev. of Palaeobot. and Palynol. 1990. - 6. - P. 35-52.

259. Ekman S.R. Pleistocene pollen stratigraphy from borehole 81/34, Devil's Hole area, Central North Sea// Quaternary Sei. Rev. 1998. -17. - P. 855-869.

260. Eriksson B. The Eemian pollen stratigraphy and vegetational history of Ostrobothnia, Finland // Geological Survey of Finland. Bulletin 372,1993. 35 p.

261. Fall P. Pollen accumulation in a mountain region of Colorado, USA: a comparison of moss polsters and natural basins // Rev. Palaeobot. and Palynol. 1992. - 72. - P. 169-197.

262. Fastook J.L., Grosswald M.G. Quaternary Glaciation of Lake Baikal and Adjacent Highlands // IPPCCE. 1998. - N 11. - P. 35-45.315

263. Glaister C.G., Gibbard P.L. Pollen stratigraphy of Late Pleistocene marine sediments at Norre Lyngby and Skagen, North Denmark // Quaternary Sci. Rev. 1998. - 7. - P. 839-854.

264. Goslar T., Balaga K., Arnold M. et al. Climate-related variations of the Lateglacial and Early Holocene sediments of Lake Perespilno (Eastern Poland) // Quaternary Sci. Rev. -1999. 18. - P. 899-911.

265. Grachev M.A., Vorobyova S.S., Likhoshway Ye.V. et al. A high-resolution diatom record of the palaeoclimates of East Siberia for the last 2.5 My from Lake Baikal // Quaternary Sci. Rev. 1998. - 17. - P. 1101-1106.

266. Granina.L.Z., E.B. Karabanov, M.K. Shimaraeva et al. Biogenic silica of Baikal bottom sediments used for paleo-reconstructions // IPPCCE. 1992. - № 6. - P. 52-59.

267. GRIP members. Climate instability during the last interglacial period recorded in the GRIP ice core // Nature. -1993. 364. - P. 203-207.

268. Grosswald M.G. & Kuhle M. Impact of glaciations on Lake Baikal // IPPCCE. 1994. -8. - C. 48-60.

269. Guo Zh., Liu T., Fedoroff N. et al. Climate extremes in Loess of China coupled with the strength of deep-water formation in the North Atlantic // Global and Planetary change. -1998. 18. -P. 1130128.

270. Hammer C.U., Claussen H.B., Dansgaard W. et al. Dating of ice cores by flow models, isotopes, volcanic debris and continental dust // J. of Glaciol. 1978. - 20. -. 3-26.

271. Jackson S.T. Pollen Source Area and Representation in Small Lakes of the Northeastern United States // Review of Palaeobot. and Palynol. 1990. - 63. - P. 63-76.

272. Jansen E., Mayer L., Backman J. Evolution of Pliocene climate cyclicity at hole 806B (52 Ma): oxygen isotope record // Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific results, 1997, v. 130. P. 349-354.

273. Johnsen S.J., Clausen H.B., Dansgaard W. et al. Irregular glacial interstadials recorded in a new Greenland ice core//Nature. 1992. - 359. - P. 311-313.

274. Jshiwatari R., Uzaki M., Yamada K., Ogura K. Organic matter records of environmental changes in Lake Baikal sediments. I: Carbon isotopic, organic carbon and nitrogen.// IPPCCE.- 1992. № 6. - P.80-88.

275. Karabanov E.B., Prokopenko A.A., Williams D.F., Colman S.M. Evidence from Lake Baikal for Siberian Glaciation during Oxygen-Isotope Substage 5d // Quaternary Research. -1998.- 50.-P. 46-55.

276. Khenzykhenova F. Late Pleistocene small mammals from the Baikal region (Russia) // Acta zool. Cracov., 39 (1): Krakow, 1996. P. 229-234.317

277. Kukla G. Loess stratigraphy in Central China // Quaternary Sei. Rev. 1987. - 6. - P. .191219.

278. Kukla G., Heller F., Liu X.M. et al. Pleistocene climates in China dated by magnetic susceptibility // Geology. 1988. - 16. - P. 811-814.

279. Mangerad J., Dokken T., Hebbeln D. et al. Fluctuations of the Svalbard-Barents sea ice sheet during the last 150 000 Years // Quaternary Sei. Rev. 1998. - 17. - P. 11-42.

280. Marchenko S.S., Gorbunov A.P. Permafrost changes in the Northern Tien Shan During the Holocene // Permafrost and Periglacial Processes. 1997. - 8. - p. 427-435.318

281. Marshall J.F., Thorn B.G. The sea level in last interglacial // Nature. 1976. - 263. - P. 120-121.

282. Mats V.D. The structure and development of the Baikal rift depression // Earth-Science Reviews. 1993. - № 34. - P. 81-118.

283. Matthias-Maser S., Jaenicke R. Examination of atmospheric bioaerosol particles with radii > 0,2 i II Aerosol sci. 1994. - 25, N 8. - P. 1605-1613.

284. Matthias-Maser S., Jaenicke R. The size distribution of primary biological aerosol particles with radii > 0,2 \i in an urban/rural influenced region // Atmospheric Research, 1995.-N39.-P. 279-286.

285. Mcmanus J., Oppo W., Cullen J. A 0.5-million-year Record of millennial scale climate variability in the North Atlantic // Science. 1996. - 283. - P. 971-975.

286. Miyoshi N., Fujiki T., Morita Y. Palynology of a 250-m core from Lake Biwa: a 430,000-year record of glacial-interglacial vegetation change in Japan // Review of Palaeobotany and Palynology. 1999. - 104. - P. 267-283.

287. Miyoshi N., Takeuchi T., Kataoka H. et al. Pollen Analysis of Upper Sediment (VER 94/5-st. 21) in Lake Baikal // Jpn J. of Palynology. 1999. - 45. - P. 27-34.

288. Mommersteeg H., Loutre M.F., Yoing R. et al. Orbital forced frequencies in the 975 year pollen record from Tenagi Philippon (Greece) // Climate Dynamics. 1995. - 11. - P. 4-24.

289. Moore P.D., Webb J.A., Collinson M.E. Pollen analysis. Blackwell Scientific Publications, Oxford, 1991. - 216 p.

290. Morner N-A. Global change: the high amplitude changes 13-10 ka ago novel aspects // Global and Planetary Change. - 1993. - 7. - P. 243-250.

291. Mott R.G. Wisconsinan late-glacial environmental change in Nova Scotia: a regional synthesis // Quaternary Sci. Rew. 1994. - 9. - P. 155-160.

292. Neustadt M.I. On problems and subdivision of the Holocene, especially in USSR // Striae. 1982. - 16.-P. 91-94.319

293. O'Brien S.R., Mayewski P.A., Meeker L.D. et al. Complexity of Holocene Climate as Reconstructed from a Greenland Ice Core // Science. 1995. - 270. - P. 1962-1964.

294. O'Connel M., Huang C.C., Eicher U. Multidisciplinary investigations, including stable-isotope studies of thick Late-glacial sediments from Tory Hill, Co. Limerick // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 1999, 147. P. 169-208.

295. Ogura K., Ishiwatari R., Nakamura T. A preliminary report on 14C ages of a 4,6 m long core sample of Lake Baikal// IPPCCE, 1992, N6. P. 123-125.

296. Orem W.H., Colman S.M., Lerch H.E. Lignin phenols in sediments of Lake Baikal, Siberia: application to paleoenvironmental studies // Org. Geochem. 1997. - 27, N 3/4 .- P. 153-172.

297. Peck J.A., King J.W., Colman S.M., Kravchinsky V.A. A rock-magnetic record from lake Baikal, Siberia: evidence for late Quaternary climate change // Earth Planet. Sci. Lett. -1994.- 122.-P. 221-238.

298. Peck J.A., King J.W., Colman S.M., Kravchinsky V.A. An 85-kyr paleomagnetic record from the sediments of Lake Baikal, Siberia // J. Geophys. Res. 1996. - 101. - P. 365-385.

299. Peteet D. Global Younger Dryas ? // Quaternary International. 1995. - 28. - P. 93-104.

300. Peteet D.M. Younger Dryas in North America modeling, data analysis and re-evaluation / W.H. Berger and L.D. Labeyrie (eds.). Abrupt Climatic change. Reidel. Dortrecht, 1987. -P. 185-193.

301. Peteet D.M., Mann D.N. Late-glacial vegetational, tephra and climatic history of southwestern Kodiak Island, Alaska // Ecoscience. 1994. - 1 N 3. - P. 255-267.

302. Peterson G.M. Recent pollen spectra and zonal vegetation in the western USSR // Quaternary Sci. Rev. 1983. - N 2. - P. 281-321.

303. Petit J.R., Jouzel J., Raynaud D. et al. Climate and atmospheric history of the past 420,000 years from the Vostok ice core, Antarctica // Nature. 1999. - 399. - P. 429-436.320

304. Pillans B., Chappell J., Naish T.R. A review of the Milankovitch climatic beat: template for Plio-Pleistocene sea-level changes and sequence stratigraphy // Sedimentary Geology. -1998. 122.-P.5-21.

305. Prokopenko A.A., Williams D.F., Karabanov E.B., Khursevich G.K. Response of Lake Baikal ecosystem to climate forcing and p CO2 change over the last glacial/interglacial transition // Earth and Planetary Science Letters. 1999. - 172. - P. 239-253.

306. Prueher L.M., Rea D.K. Rapid onset of glacial conditions in the subarctic North Pacific region at 2.67 Ma: Clues to causality // Geology. 1998. - 25, N 11. - P. 1027-1030.

307. Ramtrath A., Zolitschka B., Wulf S et al. Late Pleistocene climatic variations as recorded in two Italian maar lakes // Quaternary Sei. Rev. 1999. - 18. - P. 977-992.

308. Rea D.K., Snoecks H., Joseph L.H. Late Cenozoic eolian deposition un the North Pacific: Asian drying, Tibetian uplift, and cooling of the northern hemisphere // Paleoceanography. -1998.- 13.-P. 215-224.

309. Research protocols for PALE Paleoclimates of Arctic Lakes and Estuaries // PAGES Workshop report, Series 94-1, Bern, Switzerland, 1994. - 50 p.

310. Rhodes T.E., Gasse F., Ruifen L. et al. A Late Pleistocene-Holocene lacustrine record from Lake Manas, Zunggar (northern Xinjiang), western China // PALAEO. 1996. - 120. -P. 105-121

311. Roberts N. The Holocene. An Environmental History. Blackwell Publishers. Second edition, 1998. -304 p.

312. Rohling E.J., Fenton M., Jorissen F.J. et al. Magnitudes of sea-level lowstands of the past 500,000 years //Nature. 1998. - 394. - P. 162-165.

313. Rossignol-Strick M. The Holocene climatic optimum and pollen records of sapropel 1 in the eastern Mediterranean, 9000-6000 BP // Quaternary Sei. Rev. 1999. - 18. - P. 515-530.

314. Ruddiman W.F., Mclntyre A. Warmth of the Subpolar North Atlantic Ocean during northern hemisphere ice-sheet growth // Science. 1979. - 204, N 972. - P. 143-168.321

315. Serebryanny L., Andreev A., Malyasova E. et al. Lateglacial and early-Holocene environments of Novaya Zemlya and the Kara See Region of the Russian Arctic // The Holocene. 1998. - 8, N3. - P. 323-330.

316. Shackleton N.J. Oxygen isotopes, ice volume, and see-level // Quaternary Sci. Rev. -1987. -6. P. 183-190.

317. Shane L.C.K., Anderson K.H. Intensity, gradients, and reversals in late-glacial environmental change in east-central North America // Quaternary Sci. Rev. 1993. - 12. -P. 307-320.

318. Shien Y., Wang C., Chen M., Yung Y. The Last Glacial Maximum to Holocene environment changes in the southern Okinawa Trough // J. of Asian Earth Sciences. 1997. - 15, N 1. - P. 3-8.

319. Short D.A., Mengel J.G., Crowley T.J. et al. Filtering of Milankovitch cycles by Earth's geography // Quaternary Research. 1991. - 35. - P. 157-171.

320. Stanley E.A. Abundance of pollen and spores in marine sediments off the eastern coast of the United States // Reprinted from «Proceedings of the First International Conference on Planktonic Microfossils». Geneva, 1969, v. I. P. 25-33.

321. Sun J., Ding Zh., Liu T. et al. 580.000 year environmental reconstruction from aeolian deposits at the Mu Us Desert margin, China // Quaternary Sci. Rev. 1999. - 18. - P. 13511364.

322. Takahara H., Takeoka M. Vegetation history since the last glacial period in the Mikata lowland, the Sea of Japan area, western Japan // Ecological Research. 1992. - N 7. - P. 371386.

323. Takemura R, Marii A., Horie S. Comments on the core samples 323-PC-l of Lake Baikal from the sedimentological viewpoint // IPPCCE. 1992. - № 6. - P. 72-80.

324. Taylor K.C., Lamorey G.W. et al. The «flickering switch» of late Pleistocene climatic change //Nature, 1993, 361. p. 432-436.322

325. Thompson L.G., Mosley-Thompson E., Davis M.E. et al. Glacial stage ice-core records from the subtropical Dunde ice cap, China // Annals of Glaciology. 1990. - 4. - P. 288-298.

326. Tzedakis P.C., Andrieu V., de Beaulieu J.-L. et al. Comparison of terrestrial and marine records of changing climate of the last 500,000 years // Earth and Planetary Science Letters. 1997.- 150.-P. 171-176.

327. Van Campo E., Cour P., Sixuan Hang. Holocene environmental changes in Bangong Co basin (Western Tibet). Part 2: The pollen record // PALAEO. 1996. - 120. - P. 49-63.

328. Velichko A.A. Late Pleistocene spatial paleoclimatic reconstructions // Late Quaternary Environments of Soviet Union. Univ. of Minnesota Press, Minneapolis, 1984. P. 261-285.

329. Wenyi J. 1991. Some palynological observations of Pinaceae//J. Biol. Osaka City Univ. -N9. P. 163-186.

330. West D.C., Shugart H.H., Botkin D.B. Forest Succession: Concepts and Application // Springer-Verlag, New-Jork, 1981. 517 p.

331. Whitlock C., Bartlein P. Vegetation and climate change in northwest America during the past 125 kyr. //Nature. 1997. - 388. - P. 57-61.

332. Whitlock C., Sarna-Wojcicki A.M., Bartlein P.J., Nickmann R.J. Environmental history and tephrostratigraphy at Carp Lake, southwestern Columbia Basin, Washington, USA // PALAEO. 2000. - 155, N 1-2. - P. 7-29.

333. Whitlock C.C., Bartlein P.J. Spatial variations of Holocene Climatic Change in the Yellow Stone Region // Quaternary Research. 1993. - № 39. - P. 231-238.

334. Williams D.E., Peck J., Karabanov E.B. et al. Lake Baikal record of continental climate response to orbital insolation during the past 5 million years // Science. 1997. - 278. - P. 1114-1117.

335. Winograd I.J., Landwehr J.M., Ludwig K.R. et al. Duration and Structure of the past four interglaciations // Quaternary Research. 1997. - 48. - P. 141-154.323

336. Wohlfarth B. The chronology of the last termination: a review of radiocarbon-dated, high-resolution terrestrial stratigraphies // Quaternary Sei. Rev. 1996. - 15. - P. 267-284.

337. Woo Han J., Oertel G.F., Kearney M.S. Distribution of pollen in surface sediments of a barrier-lagoon system, Virginia, USA // Review of Palaeobotany and Palynology. 1998. -102,N3-4. -P. 289-303.

338. Xiao J., An Z., Liu T. East Asian Monsoon variation during the last 130.000 years: evidence from the Loess Plateau of central China and Lake Biwa of Japan // Quaternary Sei. Rev.- 1999.- 18.-P. 147-157.

339. Yan G., Wang F.B., Shi G.R. Li S.F. Palynological and stable isotopic study of palaeoenvironmental changes on the northeastern Tibetan plateau in the last 30,000 years // PALAEO. 1999. - 153, N 1-2. - P. 147-159.

340. Zagwijn W.H. An analysis of Eemian climate in Western and Central Europe // Quaternary Sei. Rev. 1996. - 15. - P. 451-469.

341. Zheng Z., Lei Z.-Q. A 400.000 year record of vegetational and climatic changes from a volcanic basi, Leizhou Peninsula, southern China // Quaternary Sei. Rev. 1999. - 145. - P. 339-362.

342. Zubakov V.A., Borzenkova I.I. Global palaeoclimate of the Late Cenozoic. Developments in palaeontology and stratigraphy // Elsevier. Amsterdam, the Netherlands, 1990.-456 pp.

Информация о работе

Безрукова, Елена Вячеславовна
доктора географических наук
Иркутск, 2000
ВАК 11.00.04

Диссертация

Растительность и климат юга Восточной Сибири в позднем неоплейстоцене и голоцене - тема диссертации по географии, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы