Реконструкция природных условий Внутренней Азии в позднеледниковье и голоцене (по материалам диатомового и палинологического анализов озерных осадков Монголии)

После раннеголоценового снижения уровней озер обводненность озерных котловин начала повышаться с 8000 лет назад. Большинство озер достигло максимальных уровней в первой половине среднего голоцена, около 7500-7000 лет назад. После 7000 л. н. началось постепенное и асинхронное снижение уровней. Особенно ярко асинхронность фаз увлажненности проявляется в высокогорьях и на равнине.

Рис. 4. Карты-схемы состояния уровней озер Монголии в позднем плейстоцене и голоцене по 1000-летним хроносрезам (по: Tarasov et al., 1996)

Вторая половина среднего голоцена, судя по уровням озер, характеризуется более сухими условиями. Большинство монгольских озер показывают все более и более засушливые условия после 6000 лет назад. Так, в Котловине Больших Озер уровни упали между 6000 и 5000 лет назад (Нarrisоn et al., 1996; Tarasov, Нarrisоn, 1998; Grunert et al., 2000; Fowell et al., 2003).

Озера северной, центральной и восточной частей Монголии имели уровни, близкие к современным, начиная приблизительно с 5000-4500 лет назад (Севастьянов и др., 1994а; Tarasov et al., 1996, 2000b; Дорофеюк, Тарасов, 1998). В заключительной фазе среднего голоцена (интервал 4000-3000 л. н.) уровни озер значительно понизились, но также асинхронно. Самые низкие уровни озер Убсунурского бассейна (КБО) зафиксированы около 3000 л. н. (Walther, 1999; Grunert et al., 2000). На рубеже среднего и позднего голоцена (3000-2000 л. н.) выявляется временное возвращение озер к более высоким уровням. Начиная с 2000 лет назад, во всех озерах Монголии гидрологические условия приблизились к современным.

Рис. 5. Карты-схемы состояния уровней озер Монголии в позднем плейстоцене и голоцене по 1000-летним хроносрезам (по: Tarasov et al., 1996)

Одной из основных целей создания базы данных (FSUDB) было её дальнейшее использование для реконструкции палеоклиматических изменений позднего плейстоцена и голоцена. Большинство монгольских озер, представленных в FSUDB, сконцентрированы в лесостепном поясе западной, северной и центральной частей страны, наиболее чувствительном к изменениям влагообеспеченности климата. Эти регионы тектонически стабильны, а хозяйственная деятельность не оказала значительного влияния на озера до XX века. Это позволяет утверждать, что восстановленные изменения водного баланса страны имели климатическое происхождение.

Палеоклиматические реконструкции и модели прошлых климатических изменений, проведенные с учетом знаний современной климатической обстановки Северной Евразии и вероятных последствий изменения глобального климата, продемонстрировали существование синхронных региональных изменений атмосферной циркуляции, определяемых в значительной степени взаимодействием западного переноса воздушных масс и азиатского (тихоокеанского) муссона (Harrison et al., 1996; Tarasov, Harrison, 1998; Tarasov et al., 2000b). Наиболее вероятными причинами, вызывавшими изменения природной среды Монголии, являются: (1) укрепление летнего муссона, связанное с повышенной инсоляцией, и западного переноса, обеспечивающих влажность азиатских внутренних территорий и (2) сдвиг полярного фронта к югу от его современного положения в северной Монголии. Однако детальное объяснение механизма и движущих сил изменения климата и природы Монголии в позднем плейстоцене и голоцене требует проведения специальных исследований и нуждается в дополнительных данных (Tarasov et al., 2000b).

Моделирование атмосферной циркуляции указывает на более влажные условия и высокие уровни озер по сравнению с настоящим временем в конце позднего плейстоцена (13000-12000 л. н.) (рис. 5). В течение раннего голоцена (около 9500 л. н.) условия были более сухими, чем сегодня. Наиболее влажная фаза и повышенные уровни большинства озер отмечаются в первой половине среднего голоцена (приблизительно 7500-6500 л. н.), что может быть связано с усилением муссонной циркуляции за счет увеличения температурных и барических градиентов между прохладным океаном и более прогретой сушей (Tarasov, Harrison, 1998).

Климат второй половины среднего голоцена постепенно становился засушливее по сравнению с современным. Об этом свидетельствует асинхронное и медленное снижение уровней озер, которое началось после 6000 л. н. и продолжалось приблизительно до 3000 л. н. (Tarasov et al., 2000b). Условия, близкие к современным, устанавливаются в Монголии после 6000 л. н., приблизительно 5000-4500 л. н., что связано с уменьшением летней инсоляции, понижением температур, ослаблением муссонных ветров и осадков (Winkler, Wang, 1993; Harrison et al., 1996; Tarasov, Harrison, 1998).

Начало позднего голоцена (2500-2000 л. н.) характеризуется более влажными, чем сегодня, условиями. Большинство озер Монголии в этот период восстанавливают высокие уровни. Это повышение влажности сопровождается понижением температур. После 2000 л. н. природные условия на территории Монголии постепенно приближаются к современным.

Таким образом, восстановление позднечетвертичных уровней озер Монголии на основе региональных изменений их водных балансов и использование этих данных для реконструкции палеоклиматов позволило установить обусловленность влагообеспеченности территории страны глобальными изменениями атмосферной циркуляции конца плейстоцена и голоцена в Евразии.

7. История развития растительности Монголии в конце позднего плейстоцена и в голоцене

Изучение истории развития растительности крупных регионов позволяет выявить изменения климата и закономерности пространственного распределения растительного покрова в прошлом, а также прогнозировать тенденции дальнейшего развития природы исследуемых территорий. Значительный вклад в исследования позднечетвертичной растительности и природных условий Монголии был сделан российскими учеными (Гитерман и др., 1968; Виппер и др., 1976, 1978, 1981, 1989; Голубева, 1976, 1978; Савина, Буренина, 1981; Савина и др., 1981; Метельцева, 1983; Девяткин и др., 1989; Динесман и др., 1989; Севастьянов и др., 1994а; Чернова, Дирксен, 1995; Дорофеюк, Тарасов, 1998, 2000; Tarasov et al., 1998, 1999, 2000, 2004; Gunin et al., 1999 и др.), которые восстановили региональные изменения растительности и климата Монголии на основе палеоботанического изучения различных объектов - донных осадков озер, почв, аллювиальных отложений, макроостатков погребенной древесины и т. д.

Результаты реконструкций истории растительности послеледниковья и голоцена этих авторов касаются отдельных регионов Монголии, а методы анализа и анализируемые отложения значительно отличаются друг от друга. Анализ публикаций выявил несколько проблем, затрудняющих сравнение результатов разных авторов: 1) отсутствие в большинстве работ объективных критериев, используемых для реконструкции; 2) различия в интерпретации одних и тех же палинологических материалов. Такое положение обусловлено как фрагментарностью имевшихся палеоботанических данных или недостаточным их количеством, так и отсутствием радиоуглеродных датировок (Дорофеюк, Тарасов, 2000).

Тем не менее, к настоящему времени именно палинологические данные с территории Монголии внесли наибольший вклад в изучение истории растительности страны. Самым продуктивным стал палинологический анализ отложений пресных озер - благодаря более или менее непрерывному осадконакоплению и присутствию в донных осадках достаточного для датирования количества органики.

Теоретическим обоснованием для проведения региональных реконструкций растительности и климата по фоссильным спорово-пыльцевым спектрам (СПС) служит положение о соответствии состава поверхностных СПС зональному распределению современной растительности (Peterson, 1993).

В разделе обсуждаются проблемы, затрудняющие объективную интерпретацию результатов спорово-пыльцевого анализа. Они связаны с сохранностью некоторых видов пыльцы в разнотипных отложениях Монголии, с дальним переносом и переотложением пыльцы и спор из более ранних отложений. Для избежания искажений результатов спорово-пыльцевого анализа в работе учитывались основные закономерности, установленные при анализе спектров с территории Северной Азии и Монголии (Tarasov et al., 1998):

- Содержание древесной пыльцы в поверхностных спорово-пыльцевых спектрах из лесных ассоциаций превышает 50% (Малаева, 1989а). В спектрах из степных районов ее содержание менее 50%, в сухостепных и пустынных спектрах около 10% (Мальгина, 1971).

- Расстояния, на которые разносится пыльца древесных пород, сильно варьируют от таксона к таксону (Сладков, 1967) от нескольких сотен метров (Larix) до сотен километров: 250-300 км (Betula, Alnus), до 500 км (Picea) и до 1000 км (Pinus).

- Пыльца Larix, легко разрушающаяся при фоссилизации, разносится от дерева-производителя всего на 200-350 м (Савина, Буренина, 1981), поэтому присутствие даже единичных зерен лиственницы в озерно-болотных или аллювиальных отложениях может свидетельствовать в пользу ее местного происхождения. Аналогичное заключение справедливо и в отношении пыльцы Salix (Сладков, 1967).

- Присутствие пыльцы Picea и Abies в количествах, превышающих 5% от общей суммы пыльцы в спектре, можно считать надежным показателем произрастания еловых и пихтовых лесов в непосредственной близости от места отбора проб.

- Пыльца Pinus, разносящаяся до 1000 км от мест её произрастания, довольно часто присутствует в спектрах высокогорных альпийских лугов, тундр и кобрезиевников, куда она попадает в результате заноса восходящими воздушными потоками (Малаева, 1989а; Чернова, Дирксен, 1995). Незначительное (менее 5%) присутствие ее в сухостепных спектрах также можно считать следствием ветрового заноса.

Была проведена методическая работа, позволившая повысить достоверность реконструируемых типов палеорастительности во времени. Результаты анализа репрезентативного набора поверхностных СПС с территории Монголии показали хорошее соответствие составов поверхностных СПС и естественной растительности (в 83% всех поверхностных СПС современная растительность реконструирована верно). На этом материале был протестирован метод «биомизации» (Prentice et al., 1996), адаптированный к внутриконтинентальным условиям Азии (Tarasov et al., 1998). Был расширен и уточнен первоначальный список функциональных типов растительности и таксонов (Prentice et al., 1996) с учетом их современной экологии и биогеографии (Юнатов, 1950; Грубов, 1955, 1982; Губанов, 1996), что значительно повысило надежность реконструкции растительности и позволило более уверенно разделять тундровые и лесные, степные и пустынные спектры.

Материалом для реконструкции растительного покрова Монголии в позднем плейстоцене и голоцене послужили результаты палинологического анализа 26 датированных радиоуглеродом (14С) разрезов донных осадков 20 озер Монголии.

Рис. 6. Местоположение датированных разрезов донных осадков озер, изученных палинологическим методом (кружки), и точек отбора погребенной древесины (квадратики)

1 - оз. Хотон, 2 - оз. Даян, 3 - оз. Данягийн-Хара, 4 - оз. Толбо, 5 - оз. Дунд, 6 - оз. Ачит, 7 - разрез Хойт-Гол, 8 - оз. Хара, 9 - оз. Цаган, 10 - оз. Хух, 11 - оз. Даба, 12 - оз. Тэрхийн-Цаган, 13 - оз. Худо, 14 - оз. Ширэт, 15 - оз. Урмийн-Цаган, 16 - оз. Доод-Цаган, 17 - оз. Хубсугул, 18 - Ямант, 19 - оз. Гун, 20 - оз. Буйр, 21 - ур. Баян-Сайр, 22 - Цахир-Халгын-Нуруу, 23 - Уэрт-Ам, 24 - Суджийн-Худук.

Отобранных и обработанных по единой методике с использованием метода «биомизации» (рис. 6). Результаты анализа опубликованы (Виппер и др., 1975, 1976, 1981); Севастьянов, Дорофеюк, 1992; Севастьянов и др., 1994а; Дорофеюк, Тарасов, 1998, 2000; Gunin et al., 1999; Tarasov et al., 2000, 2004; и др.) и включены в Европейскую пыльцевую базу данных (EPD) (http://www.paleosciencedata.net/pollen/search/). Данные по определению и датированию погребенных остатков древесины пихты, ели, лиственницы и саксаула (Динесман и др., 1989) из точек, расположенных на юго-западе (Гобийский Алтай) и юге (Алашаньская Гоби) Монголии (рис. 5), позволили оценить изменения ареалов этих пород в позднем голоцене и дополнить информацию о динамике монгольской растительности.

Региональные тенденции изменения растительности, начиная с максимума последнего оледенения, описываются в работе для Западной, Центральной, Северной и Юго-западной Монголии (Гобийский Алтай) и равнинных территорий страны (Котловина Больших Озер, равнины Восточной и Южной Монголии - Алашаньская Гоби).

Реконструкция растительности Монголии, выполненная по палеоботаническим данным с использованием метода «биомизации», позволила построить карты пространственного распределения основных (доминирующих) типов монгольской растительности для 12 ключевых временных срезов, начиная с 15000 лет назад и до настоящего времени (рис. 6). Анализ карт показал мозаичность позднечетвертичного растительного покрова Монголии, обусловленную сложным рельефом территории страны, и доминирование степной растительности в послеледниковье и в голоцене.

Анализ пыльцевых данных колонок донных отложений озер западных, центральных и северных районов Монголии и карт реконструированных типов растительности (рис. 6) показывает, что в послеледниковье (между 15000 и 11000 л. н.) господствовала безлесная растительность с преобладанием степных (Artemisia, Chenopodiaceae, Poaceae) сообществ на более низких абсолютных отметках и тундровых (Cyperaceae, кустарничковых форм Betula и Alnus) элементов - на отметках выше 2000 м над ур. м.

Рис. 7. Распределение доминирующих типов растительности Монголии 15000, 12000, 11000, 10000, 9500 и 8000 л. н., реконструированных по фоссильным СПС

Начиная с 12000 л. н., пустынный тип растительности был реконструирован в межгорной котловине бассейна оз. Ачит, где современная растительность - сухая степь.

Около 10000 л. н. сообщества таежного типа потеснили степь в окрестностях двух наиболее северных разрезов (рис.6, точки 16 и 19). Растительность на западе и в центре страны не претерпела изменений. Фаза облесения в этих точках оказалась довольно кратковременной. Уже 9500 л. н. степная и пустынная растительность вновь доминировала на северо-западе Монголии. Даже в 8000 л. н. облесенность, по-видимому, еще не достигала современного уровня, тайга и бореальные листопадные леса были реконструированы в очень ограниченной области на самом севере страны (рис. 6, т. 16, 18, 19). В то же время степь доминировала на большей части территории страны, а пустыни продолжали существовать в обширной депрессии на северо-западе Монголии.

Значительные изменения растительности Монголии произошли в среднем голоцене (7000 и особенно 6000 л. н.). Таежная растительность реконструирована около 7000 л. н. на севере (рис. 6, т. 16 и 19) и на западе Монголии (рис. 6, т. 1). По мере того как на севере и западе лесная растительность теснила степь, последняя постепенно заменила пустыню (рис. 6, т. 6 и 7). Тайга (Picea, Pinus sibirica и Abies) 6000 л. н. занимала большую площадь в Монголии, чем сегодня. В то же время на абсолютных отметках от 1700 до 2500 м над ур. м. в Центральной и Западной Монголии по пыльце восстановлены степные биомы, т. е. степь на этих участках была доминирующим типом растительности, но отдельные пыльцевые спектры показывают увеличение древесной пыльцы (Larix, Picea и Pinus sibirica). Иными словами в среднем голоцене Монгольский Алтай и Хангайское нагорье не были безлесны, для них были характерны лесостепные ландшафты с островными хвойными и смешанными лесами.

Около 4000 л. н. тайга уступила свои позиции степи на западе, в Монгольском Алтае. Процесс сокращения лесных площадей особенно заметно проявился около 3000 л. н. В это время таежная растительность реконструирована лишь в трех точках (рис. 6, т. 16, 17, 19), что позволяет предполагать возникновение менее благоприятных для существования тайги условий по сравнению с условиями в среднем голоцене. Пустынные сообщества вновь начали доминировать в окрестностях разреза Хойт-Гол (т. 7), где и сегодня существуют довольно сухие условия.

Данные анализа датированных макроостатков деревьев и кустарников в отложениях позднего голоцена на территории Монголии малочисленны (Динесман и др., 1989), но они получены в южных регионах страны, по которым отсутствует другая информация о палеорастительности. Это делает их особенно ценными для восстановления истории развития растительного покрова Монголии. Состав и обилие остатков погребенной древесины в урочище Баян-Сайр не оставляют сомнений в том, что лесная растительность таежного типа еще существовала в Гобийском Алтае около 4500-3500 л. н., где в настоящее время доминируют степные ценозы. О том, что леса в это время занимали значительные площади в Гобийском Алтае, косвенно свидетельствует обломок рога марала, обнаруженный в совместном залегании с древесными остатками (Динесман и др., 1989). Исчезновение темнохвойных пород в Баян-Сайре происходит около 3800-3500 л. н., а лиственницы - 2500-2000 л. н.

Растительность Монголии стала близка к современной уже около 2000 л. н. и без существенных изменений оставалась таковой до настоящего времени. О том, что растительность на юге Монголии около 500 л. н. была близка к современной, свидетельствуют также многочисленные ветки пустынных кустарников (саксаула и симпегмы), обнаруженные в «Вале Чингисхана» в пустыне Гоби (Динесман и др., 1989), где эти растения доминируют и сегодня.

ГЛАВА 8. Реконструкция природных условий Внутренней Азии в конце позднего плейстоцена и в голоцене

Основные этапы развития природных условий Внутренней Азии в позднечетвертичное время на примере Монголии отражены в интегральной схеме, обобщающей результаты проведенного исследования (табл. 2). Приведем её краткие интерпретации.

Опубликованные ранее выводы о растительном покрове Монголии в максимум последнего оледенения базируются на весьма ограниченных данных и существенно расходятся. По интерпретации Е.М. Малаевой (1989а), 20000-18000 л. н. лесная растительность занимала в равнинных районах Монголии большие площади, чем в настоящее время, за счет пониженных летних температур и меньших потерь на испарение. Противоположная точка зрения отстаивалась другими авторами (Гитерман и др., 1968; Голубева, 1976, 1978), которые полагали, что климат был существенно холоднее, но суше современного, а потому древесная растительность могла существовать лишь в наиболее увлажненных рефугиумах. Наши реконструкции растительности последнего ледникового максимума (Tarasov et al., 2000c) не позволяют поддержать ни одну из гипотез. По спорово-пыльцевым данным трех имеющихся датированных разрезов, растительность последнего ледникового максимума была сходна с современной, но это не означает, что и климат был сходен с современным. Хотя имеющихся данных пока явно недостаточно, с большой долей вероятности можно предположить, что растительный покров Монголии имел мозаичный характер, лесные участки в нем сочетались с открытыми пространствами, занятыми тундровыми (кустарниковыми) и степными сообществами (Tarasov et al., 2000c). Подобные сочетания холодных сухих степных ценозов с холодными, но менее сухими тундровыми встречаются и сегодня в высокогорных поясах Монголии (Юнатов, 1950). Присутствие около 18000 л. н. в Дархатской котловине лесных формаций, представленных сибирской кедровой сосной с примесью ели, также говорит о сходстве растительности с современной на севере Монголии.

Наши реконструкции климата последнего ледникового максимума, выполненные с использованием метода «биомизации» (Tarasov et al., 1999b), показали, что климат Монголии 18000 л. н. был холоднее, чем современный. Причем ниже были как летние (на 1-7°С), так и зимние (на 7-15°С) температуры, что подразумевает также более холодный и короткий вегетационный период. Годовая сумма осадков в Монголии была на 40-200 мм ниже, чем сегодня. Несмотря на пониженную сумму годовых осадков, индекс влажности климата (б) имел положительные аномалии, что свидетельствует о климате, немного более влажном или подобном современному. В водном балансе территории, по-видимому, важную роль играли не столько пониженные суммы поступающих осадков, сколько пониженное из-за низких температур испарение (Tarasov et al., 1999b). Низкие температуры поверхности суши явились также основной причиной ослабления влагопереноса как из Атлантики, так и с Тихого океана.

Анализ геоморфологических, седиментологических и биостратиграфических материалов, полученных из пустынь Монголии и северной части Китая (Yang et al., 2004), показал, что климат последнего ледникового максимума (21000-13000 л. н.) на этих территориях был холодным и сухим. Причиной подобного климата послужили сдвиг на юг холодного и сухого влияния южной ветви Азиатского антициклона («зимний муссон») и слабая интенсивность летнего Тихоокеанского муссона. Потоки холодного и сухого воздуха из Монголии и Сибири приносили на территорию Китая громадные массы песка и пыли и способствовали активному формированию дюнных массивов, большинство из которых было образовано в бывших озерных котловинах (Yang et al., 2004). На ослабление летнего Тихоокеанского муссона и пониженную летнюю инсоляцию в этот период указывают также низкие уровни озер Китая, расположенных на территориях к востоку и юго-востоку от границ Монголии (Qin, Yu, 1998).

В послеледниковое время высокая (выше, чем современная) летняя инсоляция, вероятно, вызвала достаточно большое повышение температуры, что привело к таянию локальных ледников и повышению уровней озер. Более высокие уровни около 13000 л. н. отмечены в озерах Убсунурской котловины (Grunert et al., 2000), в двух озерах Монгольского Алтая (Tarasov et al., 1996; Tarasov, Harrison, 1998), в оз. Хубсугул и Байкал (Fedotov et al., 2000; 2004а, b) и тибетском высокогорном оз. Sumxi (Van Campo, Gasse, 1993). На увеличение увлажненности климата и повышение уровней китайских озер в интервале 13000-10000 л. н. указывается также в работе Yang et al. (2004).

В послеледниковье, в древнем и раннем голоцене в Монголии, как и в настоящее время, преобладала степная растительность, которая может существовать в довольно широком диапазоне температур и осадков. Тундро-степь продолжала существовать в верхних поясах гор, а высокие равнины, вероятно, были заняты пустынями (Gunin et al., 1999). Реконструкция степных и пустынных сообществ в двух точках, расположенных в горах Монгольского Алтая, согласуется с выводами о том, что горное оледенение в этом регионе не имело столь широкого распространения (Девяткин, 1993), как указывалось в более ранних исследованиях (Гитерман и др., 1968). На севере Китая, вдоль границы с Монголией, в это время существовали сухие степи (Winkler, Wang, 1993). Приблизительно 12700-10000 л. н. пустынная растительность с доминированием Chenopodiaceae и Ephedra зарегистрирована в бассейне тибетского оз. Sumxi (Van Campo, Gasse, 1993).

В древнем голоцене Прибайкалья при широком развитии горно-тундровой кустарниковой растительности и сухих степных сообществ на многолетнемерзлых породах формируются редколесья из ели и лиственницы, к которым позднее примешивается береза (Безрукова, 1999). Растительность типа лесотундры или холодной лесостепи существовала в Бурятии в интервале 10600-10000 л. н. (Тарасов и др., 2002), а безлесные ландшафты - в окрестностях разреза Озерки, в Восточном Казахстане (Tarasov et al., 1997).

Такая мозаичность и характеристики растительности Внутренней Азии подразумевают сухой и холодный климат со средними температурами января приблизительно на 10°C ниже, чем сегодня. О засушливости климата свидетельствуют также низкие уровни озер, вероятной причиной которых был более слабый, чем в настоящем времени, летний муссон (Harrison et al., 1996). Второй возможной причиной, ограничивавшей расселение таежных лесов в послеледниковое время и в древнем голоцене, была низкая зимняя инсоляция, на 10-12% ниже, чем существующие значения на 50° с. ш. (Berger, Loutre, 1991). При этом скудность запасов талых ледниковых вод приводила к снижению уровней озер Монголии в раннем голоцене. Между 10000 и 9000 л. н. они были ниже, чем современные (Harrison et al., 1996; Tarasov et al., 1996; Tarasov, Harrison, 1998). Степи и пустыни продвигались к северу от их современного положения, степная растительность господствовала и на большей части территории Бурятии (Тарасов и др., 2002). На рубеже позднего плейстоцена и раннего голоцена сочетание высоких летних температур и локальных источников влаги (например, из-за таяния вечной мерзлоты) оказалось оптимальным для появления лесной растительности в долинах, тогда как водораздельные пространства были покрыты степью. Наша интерпретация согласуется с данными анализа остракод, по которым в Северном Китае, в окрестностях Пекина реконструированы многочисленные пресноводные озерки-блюдца, появившиеся между 12000 и 8000 л. н. и образовавшиеся в результате таяния мерзлоты (Winkler, Wang, 1993).

Расширение площади лесов и усиление позиций темнохвойных пород в горах на севере, западе и в центре Монголии происходит между 8000 и 4000 л. н. Распространение ели позволяет предположить улучшение условий увлажненности и ослабление континентальности климата в середине голоцена. Этот результат хорошо согласуется с другими палеоданными из этих регионов. Данные по уровням озер Монголии отражают более положительный баланс влажности в течение среднего голоцена с максимумом приблизительно около 7000 л. н.

Севернее Монголии (в Прибайкалье и Забайкалье) максимальное распространение еловых лесов приходится на интервал между 8500 и 8000 л. н., пихта в составе лесов начала появляться с 8000 л. н. Широкое участие в составе лесов березы и ели было характерно вплоть до 6000 л. н. Биологические, археологические и геоморфологические материалы из Северного Китая свидетельствуют о том, что 6000 л. н. лесная и лесостепная растительность доминировала к северу от 42 с. ш., там, где сейчас распространены степи.

О региональной изменчивости монгольских палеоклиматов середины голоцена и сложном сочетании сухих и влажных условий на территории страны свидетельствуют палеоданные по уровням озер: в то время как большинство озер Северной Монголии имели высокие уровни и показывали влажные условия между 7500 и 6000 л. н., оз. Хубсугул имело уровень ниже, чем в настоящее время (Tarasov et al., 1996; Дорофеюк, Тарасов, 1998), также как и некоторые озера в Центральной Монголии.

Биоклиматические модели (Tarasov et al., 1999а) показали, что в Центральной Монголии около 6000 л. н. аномальные летние и зимние температуры были на 2°C выше, чем сегодня. Реконструированная влажность была на 10 % выше на севере Монголии и на 10 % ниже, чем сегодня в Центральной Монголии. Это частично соответствует водному балансу озер Монголии. Значения водного баланса, реконструированные по данным об уровнях озер Казахстана и Монголии (Harrison et al., 1996; Tarasov, Harrison, 1998), были в среднем голоцене немного выше современных. Последнее предполагает, что в названных регионах непосредственный эффект увеличения летнего притока солнечной инсоляции на рост температуры компенсировался ростом атмосферных осадков, вызванным сменой режима и интенсивности циркуляционных процессов в атмосфере. Влажные условия в интервале 7500-4500 л. н. были отмечены от северных субтропиков Индии и Китая до северо-запада Монголии, т. е. в областях, чувствительных к изменениям летнего муссона (Tarasov et al., 1999а).

По палинологическим данным, процесс вытеснения таежной растительности на современные позиции и аридизация климата в Монголии начались около 4000 л. н. и не были синхронными для всех ее регионов. Так, на Монгольском Алтае резкое сокращение таежных лесов в бассейне оз. Хотон и отступление Рiсеа в локальные сырые среды обитания произошло после 4500 л. н. (Tarasov et al., 2000). Таежные леса в Хангае были вытеснены степными сообществами после 4250-4000 лет назад (Tarasov et al., 2004). В ныне безлесном Гобийском Алтае темнохвойные леса из Abies и Picea просуществовали до 3800-3500 л. н., а лиственницы - до 2500-2000 л. н. (Динесман и др., 1989). Пыльцевые данные по разрезу Хойт-Гол указывают на максимальную облесенность горного обрамления и склонов Убсунурской котловины 4500-4200 л. н., где в это время были распространены лиственничные леса, возможно с примесью ели и кедра, а в верхнем ярусе гор - лиственнично-кедровые (Севастьянов и др., 1993). Максимальное развитие лесостепных ландшафтов с Larix в древостое отмечалось в бассейне оз. Тэлмэн в интервале 4050-1650 л. н. (Fowell et al., 2003). Несмотря на аридизацию климата, начавшуюся в конце среднего голоцена, явного исчезновения лесной растительности в течение позднего голоцена в Монголии не произошло. На протяжении последних 3000 лет сосновые и лиственничные леса прочно занимали ключевые позиции в растительном покрове Бурятии, отражая ухудшение условий увлажненности и усиление континентальности климата.

Процессы ксерофитизации растительности и опустынивания ландшафтов Убсунурской котловины заметно активизировались 3500-3000 л. н. На протяжении последних 1500-1000 лет в растительном покрове Убсунурской котловины господствовали сухостепные и пустынные сообщества. На равнинах Восточной Монголии аридный этап, выраженный в уменьшении атмосферного увлажнения и ксерофитизации степных экосистем, также совпадает с поздним голоценом (Динесман и др., 1989; Dinesman et al., 2007). Наши реконструкции свидетельствуют о том, что растительность Монголии стала близка к современной уже около 2000 л. н. и оставалась таковой без сколько-нибудь существенных изменений до настоящего времени.

Реконструкции природных условий позднего голоцена сопредельных с Монголией территорий, особенно расположенных южнее её границ, также отражают засушливые условия. Биостратиграфические материалы из Китая, показывают, что процесс аридизации был довольно синхронен в большой части Восточной и Центральной Азии.

Роль антропогенного фактора в формировании растительного покрова Монголии в позднем голоцене все еще остается дискуссионной. По данным Л.Г. Динесмана с соавторами (1989, 2007), в сухих степях Монголии первые признаки пастбищных перегрузок и обусловленной ими ксерофитизации экосистем отмечены в интервале 900-600 л. н., а наиболее ярко проявились лишь в последние столетия. По геоморфологическим данным из северо-западной Монголии, одной из причин формирования дюн явилось усиление антропогенного воздействия в течение последних 2000 лет (Grunert et al., 2000).

В целом проведенное исследование показывает, что изменения природных условий в позднем плейстоцене и голоцене в Монголии, реконструированные по данным палинологического и диатомового анализов озерных отложений, имеют не узко региональный характер, а параллельны экологическим изменениям во многих регионах Внутренней Азии. Общая направленность и относительная синхронность этих изменений могут быть объяснены только глобальными изменениями циркуляционных процессов в атмосфере. Главные вероятные причины экологических изменений Внутренней Азии в послеледниковье и голоцене, скорее всего, кроются в изменениях сезонных аномалий солнечной инсоляции, оказывающих воздействие на укрепление и последующее ослабление циркуляции муссона и соответственно на распределение палеоосадков и на палеотемпературы в регионе.

Заключение

экологический водорослевый водоем пресный

Изучение донных осадков пресноводных озер Монголии с использованием сопряженного комплексного анализа геологических, гидрологических, биологических и климатических данных подтвердило их высокую информативность, позволившую решить основные задачи исследования посредством интерпретации альгологических и палинологических материалов - провести реконструкцию уровней озер, динамики растительности и климата позднечетвертичного времени (при надежном радиоуглеродном датировании) и построить новую биостратиграфическую схему основных этапов развития природной обстановки Внутренней Азии в обозначенный геологический период.

Результаты исследования позволяют сделать следующие обобщения и выводы:

1. Выявленная диатомовая флора донных осадков пресноводных и слабо минерализованных монгольских озер разнообразна и богата. Она включает 576 таксонов видового и внутривидового рангов из 79 родов, 34 семейств, 16 порядков и 3 классов, что составляет 69% всей флоры диатомовых водорослей Монголии. За последнее время в озерных танатоценозах впервые обнаружены 76 новых для Монголии таксонов диатомей.

Наибольшее сходство флор обнаруживают макробассейны Центрально-Азиатский бессточный и Северного Ледовитого океана (57.5%), меньшее -макробассейны Центрально-Азиатский бессточный и Тихого океана (41.4%).

Сравнение альгофлор ландшафтно-климатических областей Монголии выявляет наибольшее сходство флор горных водоемов Монгольского Алтая и Хангайско-Хэнтэйской области (61.2%) и близость к ним флор Прихубсугулья и Дархатской котловины. Наиболее отличны от них флоры водоемов Восточного Хэнтэя (коэффициент сходства от 29.6 до 44.1%) и Восточно-Монгольской степной равнины (34.1-42.2%).

В экологических группах преобладают донные виды (50.8%) и виды-обрастатели (38.5%), индифферентные по отношению к солености вод (68%), алкалифильные и алкалибионтные формы (49.8%), бореальные (38.5%) и космополитные (34%) элементы флоры.

Соотношение элементов экологической структуры альгофлор макробассейнов и ландшафтно-климатических областей различно, но изменяется в относительно нешироких пределах: донные виды - 40.9-52.1%, виды-обрастатели - 36.9-47.3%, индифферентные виды - 64.1-77.4%, алкалифильные и алкалибионтные формы - 53.4-67.7%, бореальные элементы - 36.9-43.5%, космополитные - 35.2-43.1%. Арктоальпийские элементы флоры присутствуют во всех региональных флорах (9-20.2%), но доля их участия находится в зависимости от высотного местоположения водоемов: 16.5-20.2% - в горных областях и 9-9.7% - в равнинных водоемах.

Эти материалы позволяют утверждать, что диатомовая флора озерных танатоценозов Монголии по своим характеристикам (составу и структуре экологических групп) представляет собой флору умеренно континентального типа, характерную для Палеарктики в целом.

2. Состав диатомовой флоры, её экологическая структура, наборы доминирующих диатомовых комплексов танатоценозов и их количественные показатели индивидуальны для каждого из изученных озер и весьма изменчивы во времени и пространстве. Данные диатомового и литологического анализов озерных осадков при наличии достаточного числа радиоуглеродных датировок дают вполне надежную информацию для реконструкции палеоуровней озер и экологических условий в их бассейнах.

Набор доминантов является одной из наиболее варьирующих характеристик диатомовых комплексов. Он определяется локальными факторами: местоположением озера, морфометрией его котловины, наличием и характером источников питания (ледники, речные потоки, атмосферные осадки, подземные воды, грунтовая мерзлота), локальным режимом атмосферной циркуляции и т. д. Доминирующий комплекс видов, таким образом, отражает локальные экологические ситуации в водоемах и в их водосборных бассейнах.

Наиболее четкими и показательными индикаторами изменения экологической обстановки в озерах (наряду с общей численностью и таксономическим разнообразием диатомовых комплексов) являются соотношения численности представителей экологических групп диатомей, указывающие на региональные различия палеоэкологических условий в исследуемый промежуток времени.

Высокая доля в отложениях всех изученных монгольских озер бореальных и космополитных видов диатомей и слабая выраженность изменений в соотношениях географических элементов флоры диатомовых водорослей на протяжении голоценовой истории развития озер свидетельствуют о том, что определяющими факторами формирования состава географических групп диатомовых комплексов являются температурный режим и влагообеспеченность климатов. Подтверждением этому может служить повышение содержания арктоальпийских элементов флоры в наиболее холодные климатические фазы. Снижение уровней озер и потепление вод (особенно на равнинных территориях и в обширных котловинах) приводит в основном к изменению соотношений представителей экологических групп диатомей и в меньшей степени сказывается на соотношении географических элементов флоры.

3. В позднечетвертичной истории водоемов (последние 13000 лет) имеется ряд общих моментов.

На первом её этапе происходило формирование кластических отложений, на втором - органических. Ход этих процессов определялся крупномасштабными изменениями климатических условий: на первом этапе доминировали условия холодного климата, препятствовавшие накоплению органических осадков, на втором - условия, благоприятствовавшие развитию жизни в водоемах. Интенсивность и скорость осадконакопления на втором этапе обусловливались региональными особенностями экологических условий. В высокогорных и среднегорных регионах процесс органогенного осадконакопления был более интенсивным, а характер осадков оставался однородным. В низкогорных и равнинных областях при меньшей интенсивности процесса характер озерных отложений был более разнообразным из-за резких изменений гидрологических условий, вызывавших значительные колебания уровней и степени минерализации озер.

После трансгрессивной фазы в конце позднего плейстоцена большинство озер Монголии испытало наиболее значительное обмеление в раннем голоцене, особенно проявившееся около 9500 лет назад и совпавшее с началом формирования органогенных илов.

После раннеголоценового снижения уровней озер обводненность озерных котловин начала повышаться приблизительно после 8000 лет назад. Большинство озер достигло максимальных уровней в первой половине среднего голоцена, около 7500-7000 лет назад. После 7000 л. н. началось постепенное и асинхронное снижение уровней. Уровень, близкий к современному, в большинстве озер устанавливается с 5000 л. н.

Вторая половина среднего голоцена характеризуется более сухими условиями. После 5000 лет назад большинство монгольских озер при кратковременных колебаниях постепенно и асинхронно снижали свои уровни. Значительное понижение уровней озер отмечено в заключительной фазе среднего голоцена, в интервале 4000-3000 л. н. На рубеже среднего и позднего голоцена (3000-2000 л. н.) выявлено временное возвращение озер к более высоким уровням. Начиная с 2000 лет назад, во всех озерах Монголии гидрологические условия приблизились к современным.

4. Неоднозначные изменения уровней озер, происходившие в течение позднечетвертичного времени, свидетельствуют о высокой чувствительности водных балансов озер к климатическим факторам и хорошо согласуются с изменениями растительности, реконструированными по данным палинологического анализа донных осадков, что позволяет говорить о единой климатической природе этих изменений.

В последний ледниковый максимум растительный покров Монголии имел хорошо выраженный мозаичный характер: в его составе таежные формации сочетались с открытыми пространствами, занятыми тундровыми и степными сообществами. Господствовали степи, верхние пояса гор занимали тундровые сообщесства, а на равнинных территориях преобладала пустынная растительность.

С началом голоцена таежный тип растительности потеснил степи только на самом севере страны; а растительность на западе и в центре не претерпела заметных изменений.

Значительные изменения растительности Монголии произошли лишь в среднем голоцене (7000 и особенно 6000 л. н.), когда таежная растительность стала безраздельно господствовать на севере и западе страны, занимая большую площадь, чем сегодня. Степи постепенно заменили пустыни на северо-западе и доминировали на всей территории страны. В середине голоцена на горных склонах центральной части страны развивались лесостепные ландшафты с островными хвойными и смешанными лесами.

Процесс активного замещения темнохвойных и светлохвойных лесов степной растительностью начался приблизительно около 4000 л. н., когда условия стали менее благоприятными для существования тайги, чем в середине голоцена. Особенно заметно этот процесс проявился около 3000 л. н. на западе и юге страны. В ныне безлесном Гобийском Алтае лиственничные леса просуществовали до 2000 л. н., таежная растительность сохранилась лишь на севере страны, а пустынные сообщества вновь начали доминировать в обширной котловине на северо-западе. Около 2000 л. н. растительность Монголии стала близка к современной и без существенных изменений оставалась таковой до настоящего времени.

Таким образом, позднечетвертичные изменения растительности Монголии проявились в ее динамике от широко распространенных в максимум последнего оледенения холодных тундровых степей к сухим или опустыненным равнинным степям и горным лесостепям позднего голоцена. На всех этапах этого отрезка геологического времени на исследуемой территории взаимодействовали четыре главных типа растительности: тундростепь, тайга, степь и пустыня (при общем доминировании степей). В этих взаимодействиях менялись лишь соотношения площадей и сочетаний сообществ, представляющих эти типы, но общая картина растительности по типолого-экологическому «содержанию» оставалась относительно стабильной.

В целом послеледниковое время в Монголии - это период господства холодных и криоаридных экосистем, существование которых поддерживалось и поддерживается антициклональным режимом климата и связанной с ним общей его холодностью. Каждый регион характеризовался своим набором экосистем и своей динамикой их изменений и соотношений, но эти процессы происходили на фоне единых для страны тенденций развития климата и растительного покрова.

5. Общая направленность и относительная синхронность изменений водного баланса озер и палеорастительности в позднечетвертичное время на внутриконтинентальной части Азии могут быть объяснены только глобальными изменениями циркуляционных процессов в атмосфере, в значительной степени определяемых взаимодействием западного переноса воздушных масс и азиатского (тихоокеанского) муссона. Низкие температуры внутриконтинентальной поверхности суши в последний ледниковый максимум, вызванные смещением позиции полярного фронта на юг от его современного положения в северной Монголии, явились основной причиной ослабления переноса влагонесущих потоков от Атлантического и Тихого океанов. Нарастание инсоляции в послеледниковое время и летний прогрев суши способствовали постепенному укреплению летнего муссона и западного переноса, обеспечивавших влажность азиатских внутренних территорий и ослабление континентальности климата в первой половине среднего голоцена. Климат второй половины среднего голоцена отличался региональной изменчивостью и сложным сочетанием сухих и влажных условий на территории Внутренней Азии, вызванных сезонными изменениями солнечной инсоляции и оказывавших воздействие на укрепление или ослабление циркуляции муссона и соответственно на распределение палеоосадков и палеотемператур в регионе. Процесс аридизации климата, соответствующие изменения природных условий и приближение их к современным начался приблизительно около 4000 лет назад и усилился после 2000 л. н. Для объяснения механизма и причин более краткосрочных колебаний (вековых и десятилетних) климата, выраженных в чередовании холодных и теплых эпох в позднем голоцене на фоне аридизации, в настоящее время недостаточно данных, и требуются дополнительные, более детальные исследования.

6. Новая биостратиграфическая схема развития природных условий Монголии в позднечетвертичное время, основанная на большем числе датировок, не только дополняет и детализирует предыдущие локальные и региональные схемы, но и построена для страны в целом. Схема хорошо согласуется с литературными данными, полученными для сопредельных территорий Северного Китая, Восточного Казахстана и Забайкалья, и, таким образом, имеет не только узко региональное значение, но и применима ко многим территориям Внутренней Азии. С одной стороны, схема подтверждает единую климатическую природу изменений в позднечетвертичное время, вызванных изменениями глобальных атмосферных циркуляционных процессов, с другой стороны - подчеркивает значение территории Монголии (центральной части Внутренней Азии), как переходной климатической зоны от аридного климата пустынь Северного Китая к субгумидным условиям гор Южной Сибири. В то же время схема не подтверждает гипотезу о непрерывной аридизации Внутренней Азии в течение четвертичного времени: на территории Монголии выявлены, по крайней мере, две крупные влажные климатические фазы голоцена и чередование краткосрочных влажных и аридных фаз в позднем голоцене.

7. Процессы глобального потепления климата, особенно проявившиеся в последнее десятилетие, могут привести к деградации грунтовой мерзлоты в горах и котловинах северной половины страны, к острому дефициту пресных вод, исчезновению криофильных лесов, лугов, луговых степей и мерзлотных болот. Главным негативным последствием таких изменений явятся потеря экосистемного разнообразия ландшафтов, снижение их ресурсного и кормового потенциалов и вынужденная трансформация режимов кочевого и полукочевого животноводства, сложившихся в Монголии на протяжении последних 2-3 тысячелетий. В условиях монгольского климата строгая охрана экосистем страны может служить не только способом сохранения их разнообразия, но и средством выживания её населения.

Литература

1. Tarasov P.E., Harrison S.P., Saarse L., Pushenko M.Ya., Andreev A.A., Aleshinskaya Z.V., Davydova N.N., Dorofeyuk N.I. et al. 1994. Lake Status Records from the FSU and Mongolia: Data Base documentation. Boulder, Colorado, USA, 274 pp.

2. Востокова Е.А., Гунин П.Д., Рачковская Е.И., Береснева И.А., Буян-Орших Х., Волкова Е.А., Губанов И.А., Даваажамц Ц., Дгебуадзе Ю.Ю., Грубов В.И., Дмитриев П.П., Дорофеюк Н.И. и др. 1995. Экосистемы Монголии: Распространение и современное состояние. М.: Наука. 223 с. (Тр. Совм. Рос.-Монг. компл. биол. экспедиции; Т. 39).

3. Tarasov P.E., Pushenko M.Ya., Harrison S.P., Saarse L., Andreev A.A., Aleshinskaya Z.V., Davydova N.N., Dorofeyuk N.I. et al. 1996. Lake Status Records from the Former Soviet Union and Mongolia: Documentation of the Second version of the Data Base. Boulder, Colorado, USA. 224 pp.

4. Gunin, P.D., Vostokova, E.A., Dorofeyuk N.I., Tarasov, P.E., Black, C.C. 1999. Vegetation Dynamics of Mongolia. Dordrecht-Boston-London: Kluwer Academic Publishers. 235 pp.

5. Дорофеюк Н.И., Цэцэгмаа Д. 2002. Конспект флоры водорослей Монголии. М.: Наука. 285 с. (Тр. Совм. Рос.-Монг. компл. биол. экспедиции; Т. 42).

6. Гунин П.Д., Востокова Е.А., Бажа С.Н., Баясгалан Д., Дорофеюк Н.И. и др. Экосистемы бассейна Селенги. М.: Наука, 2005. 359 с. (Тр. Совм. Рос.-Монг. компл. биол. экспедиции; Т. 44).

7. Дорофеюк Н.И. 1994. Фитопланктон озер // Лимнология и палеолимнология Монголии. СПб.: Наука. С. 115-122.

8. Севастьянов Д.В., Дорофеюк Н.И., Лийва А.А. 1994. Палеоэкология озер в голоцене // Там же. СПб.: Наука. С. 248-262.

9. Tarasov P.E., Dorofeyuk N.I., Sokolovskaya V.T., Nakagawa T., Makohonienko M. 2004. Chapter 1. Late Glacial and Holocene Vegetation Changes Recorded in the Pollen Data from the Hangai Mountains, Central Mongolia // Y.Yasuda, V. Shinde (eds.). Monsoon and Civilization, New Deli: Roli Books Pvt. Ltd. P. 23-50.

10. Виппер П.Б., Дорофеюк Н.И., Метельцева Е.П., Соколовская В.Т., Шулия К.С. 1976. Опыт реконструкции растительности Западной и Центральной Монголии в голоцене на основе изучения донных отложений пресных озер // Структура и динамика основных экосистем МНР. Л.: Наука. С. 35-59. (Тр. Совм. Рос.-Монг. компл. биол. экспедиции; Т. 8).

11. Виппер П.Б., Дорофеюк Н.И., Метельцева Е.П., Соколовская В.Т. 1976. История развития растительности Северной Монголии в голоцене на основе палеоботанического изучения донных отложений пресных озер // Палинология в СССР. М.: Наука. С. 161-163.

12. Дорофеюк Н.И. 1977. Характеристика диатомовых водорослей из отложений озера Хубсугул // Растительный и животный мир Монголии. Л.: Наука. С. 193-204 (Тр. Совм. Рос.-Монг. компл. биол. экспедиции; Т. 7).

13. Виппер П.Б., Дорофеюк Н.И., Метельцева Е.П., Соколовская В.Т. 1978. История развития растительности Северной Монголии в голоцене // География и динамика растительного и животного мира МНР. М.: Наука. С. 19-24 (Тр. Совм. Рос.-Монг. компл. биол. экспедиции; Т. 10).

14. Дорофеюк Н.И. 1978. Диатомовые водоросли отложений озера Буйр-Нур (МНР) // География и динамика растительного и животного мира МНР. М.: Наука. С. 142-148 (Тр. Совм. Рос.-Монг. компл. биол. экспедиции; Т. 10).

15. Дорофеюк Н.И. 1979. Альгологический анализ озерных отложений // Частные методы изучения истории современных экосистем. М.: Наука. С. 66-78.

16. Виппер П.Б., Дорофеюк Н.И., Лийва А.А., Метельцева Е.П., Соколовская В.Т. 1981. Палеогеография голоцена и верхнего плейстоцена Центральной Монголии // Изв. АН Эстонской ССР. Т. 30, биология, № 1. С. 74-82.

17. Дорофеюк Н.И. 1984. Диатомовые водоросли донных отложений озера Тэрхийн-Цаган-Нур (МНР) // Ботанический журнал. Т. 69, № 9. С. 1243-1249.

18. Дорофеюк Н.И. 1985. Диатомовые водоросли донных осадков озера Ачит (МНР) // Новости систематики низших растений. Л.: Наука. Т. 22. С. 37-46.

19. Виппер П.Б., Дорофеюк Н.И., Метельцева Е.П., Соколовская В.Т. 1989. Ландшафтно-климатические изменения в Центральной Монголии в голоцене // Палеоклиматы позднеледниковья и голоцена. М.: Наука. С. 160-167.

20. Севастьянов Д.В., Дорофеюк Н.И., Лийва А.А. 1989. Особенности возникновения и эволюции вулканогенного озера Тэрхийн-Цаган-Нур (МНР) // Изв. ВГО. Т. 121, №7. С. 223-227.

21. Севастьянов Д.В., Дорофеюк Н.И. 1992. История водных экосистем Монголии в голоцене // Изв. РГО. Т. 124, вып. 2. С. 123-138.

22. Дорофеюк Н.И., Тарасов П.Е. 1998. Растительность и уровни озер севера Монголии за последние 12500 лет, по данным палинологического и диатомового анализов // Стратиграфия. Геологическая корреляция. Т. 6, № 1. С. 93-107.

23. Дорофеюк Н.И., Тарасов П.Е. 2000. Растительность Западной и Южной Монголии в позднем плейстоцене и голоцене (по палеоботаническим данным) // Ботанический журнал. Т. 85, № 2. С. 1-17.

24. Тарасов П.Е., Дорофеюк Н.И., Виппер П.Б. 2002. Динамика растительности Бурятии в голоцене, по данным пыльцевого и радиоуглеродного анализов озерных отложений // Стратиграфия. Геологическая корреляция. Т. 10, № 1. С. 108-117.

25. Dorofeyuk N.I., Tarasov P.E. 1998. Vegetation and Lake Levels in Northern Mongolia in the Last 12500 Years as Indicated by Data of Pollen and Diatom analyses // Stratigraphy and Geological Correlation. Vol. 6, № 1. P. 70-83.