ЛАНДШАФТНО-КЛИМАТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ В ЛЕСНОЙ ЗОНЕ ЦЕНТРАЛЬНОЙ И ВОСТОЧНОЙ ЕВРОПЫ В ГОЛОЦЕНЕ: РЕТРОСПЕКТИВНЫЙ АНАЛИЗ И СЦЕНАРИИ ЭВОЛЮЦИИ ПРИРОДНОЙ СРЕДЫ Текст научной статьи по специальности «Науки о Земле и смежные экологические науки»

===== ДИНАМИКА ЭКОСИСТЕМ И ИХ КОМПОНЕНТОВ ===

УДК 911.2

ЛАНДШАФТНО-КЛИМАТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ В ЛЕСНОЙ ЗОНЕ ЦЕНТРАЛЬНОЙ И ВОСТОЧНОЙ ЕВРОПЫ В ГОЛОЦЕНЕ: РЕТРОСПЕКТИВНЫЙ АНАЛИЗ И СЦЕНАРИИ ЭВОЛЮЦИИ ПРИРОДНОЙ СРЕДЫ1

© 2020 г. Е.Ю. Новенко*' **

*Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, географический факультет Россия, 119991, г. Москва, ГСП-1, Ленинские горы, д. 1. E-mail: [email protected]

**Институт географии РАН Россия, 119017, г. Москва, Старомонетный пер., д. 29

Поступила в редакцию 30.10.2020. После доработки 30.11.2020. Принята к публикации 01.12.2020

В статье представлен обзор современных исследований ландшафтно-климатических изменений в голоцене. Проведен анализ большого массива накопленных к настоящему времени палеоботанических данных и основанных на них палеоклиматических реконструкций для лесной зоны Центральной и Восточной Европы в полосе субширотного трансекта между 52 и 58° с.ш. в сопоставлении с опубликованными для этой территории материалами палеоэкологических и палеогеографических исследований. Рассмотрены ожидаемые климатические изменения согласно сценариям репрезентативных траекторий концентраций парниковых газов, разработанных Межправительственной группой экспертов по изменению климата. Рассмотренные данные позволили выделить три основных этапа ландшафтно -климатических изменений в голоцене. 1) Быстрое потепление ранних фаз голоцена (11.7-8.0 тысяч календарных лет назад (тыс. кал. л.н.)), осложненное серией осцилляций; в течение этого периода широколиственные леса вытеснили березовые и сосново-березовые леса, распространившиеся на месте перигляциальных формаций в начале голоцена. Экспансия широколиственных пород деревьев в Восточной Европе произошла на 2 тыс. лет позже, чем в Центральной Европе. 2) Термический максимум голоцена (8.0-5.7 тыс. кал. л.н.), для которого было характерно отсутствие короткопериодных и резких климатический изменений; в этот период в Центральной и Восточной Европе существовала единая зона широколиственных лесов. 3) Направленное похолодание второй половины голоцена (5.7 тыс. кал. л.н. - настоящее время), с наложенными на него квазигармоническими колебаниями температуры и осадков. Усиливается секторная дифференциация ландшафтного покрова. В западных районах начинается экспансия бука и граба, на востоке начинает распространяться ель. Считая климатические реконструкции для голоцена изучаемой территории разными сценариями возможных изменений климата в текущем столетии, можно ожидать, что рост температур, особенно в летний период, приведет к иссушению климата за счет изменения баланса осадков/испарения и может стать причиной возрастания частоты пожаров и погодных экстремумов, связанных с неравномерностью выпадения осадков.

Ключевые слова: голоцен, палеоклиматические реконструкции, динамика экосистем, палеоэкологические данные, палеогеография, Центральная Европа, Европейская территория России.

DOI: 10.24411/2542-2006-2020-10074

Оценка реакции ландшафтных компонентов на глобальные изменения климата долгое

1 Исследование выполнено при финансовой поддержке РФФИ в рамках научного проекта № 19-15-50126 -экспансия.

время остается одной из актуальнейших фундаментальных научных проблем, требующих всестороннего изучения. Учитывая современные тенденции изменений климата, проявляющиеся прежде всего в стремительном росте глобальной температуры воздуха (IPCC, 2013), ретроспективный анализ ландшафтно-климатических условий Центральной и Восточной Европы в голоцене может быть очень полезным и эффективным для адекватного понимания современных процессов трансформации природной среды в условиях глобального потепления и определения основных трендов ее эволюции (Величко, 2012; Bradley, 2008). Особый интерес представляет анализ резких и короткопериодных климатических колебаний, когда возрастала неустойчивость («колебательность») климатической системы.

Первые обобщения палинологических данных, соответствующих послеледниковому этапу развития природы, для территории Европы к северу от Альп принадлежат Ф. Фирбасу (Firbas, 1949), М.И. Нейштадту (1957) и В.П. Гричуку (1969, 1982). Большой вклад в изучение флоры и растительности позднеледниковья и голоцена внесли исследования Н.А. Хотинского (1977). Обобщающие работы, посвященные климатическим условиям голоцена в глобальном и макрорегиональном масштабах, принадлежат А.А. Величко с соавторами (серия атласов-монографий «Динамика ландшафтных компонентов ...» (2002), «Палеоклиматы и палеоландшафты ...» (2009), «Климаты и ландшафты Северной Евразии ...» (2010)), О.Н. Соломиной (2010), О.К. Борисовой (2014) и ряду коллективов зарубежных исследователей (Davis et al., 2003; Mayewski et al., 2004; Wanner et al., 2008; Mann et al., 2009; Mauri et al., 2015; Christiansen, Ljungqvist, 2017; PAGES 2k Consortium, 2013, 2017). Огромное количество работ посвящено реконструкции растительности и климата в голоцене на региональном уровне, основанной на палинологических данных по разрезам аллювиальных, озерных и болотных отложений в Центральной и Восточной Европе (наиболее значимые из них будут рассмотрены ниже).

В статье представлено обобщение палеогеографических данных для голоцена Центральной и Восточной Европы для территории в полосе субширотного трансекта в пределах лесной зоны между 52° и 58° с.ш. Разнообразие физико-географических условий и провинциальные различия современной растительности вдоль рассматриваемого субширотного профиля дают возможность проанализировать географические закономерности и региональные особенности реакции растительности Восточной и Центральной Европы на климатические изменения, как в настоящее время, так и в прошлые эпохи. В основу анализа динамики ландшафтов и климата в голоцене положены, в первую очередь, накопленные к настоящему моменту палеоботанические данные и основанные на них палеоклиматические реконструкции, выполненные различными методами, в сопоставлении с опубликованными для этой территории материалов ризоподных, геоморфологических, изотопно-геохимических и других методов исследований.

Возраст нижней границы голоцена определен по изменениям изотопно-кислородного состава льдов скважины NGRIP в Гренландии как 11.7 тыс. календарных лет назад (далее -кал. л.н.; Walker et al., 2019; Head, 2019). Для изучения динамики растительности и климата голоцена в России часто используется схема периодизации Блитта-Сернандера, первоначально созданная для Северной Европы и модифицированная для Европейской части России Н.А. Хотинским (1977). За рубежом региональные модификации этой периодизации широко использовались до 1990-х годов, но сейчас практически вышли из употребления, и исследователи при реконструкции последовательности событий в голоцене в основном оперируют определениями абсолютного возраста. Согласно схеме Блитта-Сернандера голоценовая эпоха включает в себя пять климатических периодов: пребореальный (11.710.5 тыс. кал. л.н.), бореальный (10.5-8.8 тыс. кал. л.н.), атлантический (8.8-5.3 тыс. кал. л.н.), суббореальный (5.3-2.6 тыс. кал. л.н.) и субатлантический (2.6 тыс. кал. л.н. - настоящее

время). Международной стратиграфической комиссией принято трехчленное деление голоцена на ранний (гренландий, 11700-8236 кал. л.н.), средний (нордгриппий, 82364250 кал. л.н.) и поздний (мегхалий, 4250 кал. л.н. - настоящее время) на основе изучения ледовых кернов и спелеотем (Head, 2019; Walker et al., 2019). Однако границы подэпох, особенно между средним и поздним голоценом, вызвали серьезные дискуссии среди исследователей. В представленной статье для анализа последовательности событий в голоцене, автор, преимущественно, использует данные абсолютного датирования в сопоставлении с принятыми схемами периодизации, которые рассматриваются скорее, как хронологические, а не климатостратиграфические подразделения.

Временной интервал 11.7-8.0 тыс. кал. л.н.

(ранний голоцен, пребореальный, бореальный и начало атлантического периода)

Ландшафтно-климатические реконструкции для пребореального периода голоцена немногочисленны. В большинстве случаев пребореал определен, как единый интервал развития березовых или сосново-березовых лесов. Несмотря на очень близкий состав пыльцевых спектров, в растительности вдоль изучаемого нами субширотного трансекта проявляется секторная дифференциация. В составе лесных сообществ в его западной части уже в начале пребореала появился вяз, и в конце фазы дуб, ольха и лещина (рис. 1; Litt et al., 2001; de Klerk, 2008). В разрезах Латвии пыльца лещины и вяза отмечена в спектрах, начиная с 11.0 тыс. кал. л.н., а пыльца ольхи и дуба становится постоянным компонентом спорово-пыльцевых спектров с 10.1 тыс. кал. л.н. (Heikkila et al., 2009). В то же время в восточных районах в составе растительности сохранялись элементы перигляциальной флоры (Хотинский, 1977). Единичные зерна пыльцы широколиственных пород появились в спектрах из разрезов Восточно-Европейской равнины только после 9.7 тыс. кал. л.н. (рис. 2).

Гляциологические, палинологические и изотопно-геохимические исследования разрезов континентальных и морских отложений в Северной Европе, выполненные с высоким временным разрешением (Bjorck et al., 1996), а также изменения изотопно-кислородного состава ледяных кернов в Гренландии (Thomas et al., 2007), свидетельствуют о фазах похолодания внутри пребореального периода (рис. 3). Первое похолодание, получившее название «пребореальная осцилляция» реконструировано для интервала 11.3-11.15 тыс. кал. л.н. Второе похолодание, так называемое «событие 10.2 тыс. кал. л.н.», имело место на рубеже пребореального и бореального периодов голоцена. По данным изменения содержания катиона К+ в ледяном керне GISP2 в Гренландии (Mayewski et al., 2004), являющимся индикатором интенсивности Сибирского антициклона, и катиона Na+, отражающего глубину развития Исландского минимума, в этот период происходило ослабление западного переноса воздушных масс и усиление Сибирского антициклона (рис. 3).

Короткопериодные ландшафтно-климатические изменения в течение пребореального периода выявлены на основании детальных исследований ряда разрезов озерных отложений в Нидерландах (Bos et al., 2007) и Швейцарии (Lotter et al., 1992). На северо-западе ВосточноЕвропейской равнины изменения палеосреды, связанные пребореальной осцилляцией, выявлены в разрезах озер Медведевское и Пасторское в Карелии (Суббето и др., 2003). В восточном секторе наших исследований в разрезе Половецко-Купанского болота пребореал разделяется на 2 фазы - потепление в начале, получившее название «половецкое потепление», и похолодание во второй половине, так называемое «переславское похолодание» по Н.А. Хотинскому (1977).

Отложения бореального периода голоцена представлены в многочисленных разрезах, как на территории Центральной, так и Восточной Европы.

Рис. 1. Изменение содержания пыльцы основных лесообразующих пород на спорово -пыльцевых диаграммах разрезов озерных отложений Центральной и Восточной Европы. Сокращенные спорово-пыльцевые диаграммы построены по материалам Европейской палинологической базы данных (European Pollen Database, 2007).

Рис. 2. Изменения содержания пыльцы основных лесообразующих пород на спорово-пыльцевых диаграммах разрезов Восточно-Европейской равнины (диаграмма разреза оз. Долгое построена по материалам О.К.Борисовой, К.В. Кременецкого и Э.М. Зеликсон, по «European Pollen Database» (2007), остальные разрезы - материалы автора).

Рис. 3. Основные ландшафтно-климатические изменения на территории Европы в голоцене. Условные обозначения: 1 - зимняя и летняя инсоляция на 60° с.ш. и 60° ю.ш. (Berger, Loutre, 1991); 2 - реконструкции среднегодовой температуры в Европе, выраженная в отклонениях от современных значений (Davis et al., 2003); 3 - изменения изотопно-геохимического состава льда в кернах скважин GISP2 и GRIP в Гренландии: содержание катиона K+ и катиона Na+ скважины GISP2 (Mayewski et al., 2004), изменения 518О скважины GRIP (Johnsen et al., 1992); 4 - изменение интенсивности айсбергового разноса обломочного материала в Северной Атлантике, выраженное в процентном соотношении петрологических маркеров (Bond et al., 1993); 5 - колебания уровня озер на территории Франции и Швейцарии, количество радиоуглеродных дат с шагом 50 лет, характеризующих более высокий или низкий уровень озер по сравнению с современным (Magny, 2004); 6 -изменения скорости аккумуляции микро- и макро-частиц угля в озерных и болотных отложениях в Центральной и Восточной Европе, выраженные в Z-score (стандартизованная оценка) значений "charcoal accumulation rate" (CHAR; Feurdean et al., 2020).

Как показывают палинологические данные, в период 10.5-8.8 тыс. кал. л.н. на территории современной Германии, Польши и стран Балтии были распространены березово-сосновые и дубово-сосновые леса с участием вяза и подлеском из лещины (рис. 1; Jahns, 2000, 2007; Bos, Urz, 2003; Heikillä, Seppä, 2004; Seppä, Poska, 2004; Lamentowicz et al., 2008; Galka et al.,

2013). Исследования Т. Гизике с соавторами (Giesecke et al., 2011), основанные на большом фактическом материале, показали, что кульминация содержания пыльцы лещины в раннем голоцене происходит почти синхронно на обширной территории Западной и Центральной Европы в период 10.5-8.0 кал. л.н. В восточном направлении можно заметить некоторое запаздывание увеличения доли пыльцы широколиственных пород. Так, например, в разрезах озер Межужол и Старое в Беларуси сумма пыльцы широколиственных пород деревьев в интервале 10.5-10.0 тыс. кал. л.н. не превышала 5%, а к 9.5 тыс. кал. л.н. возросла до 20% (Зерницкая, Новенко, 2016; Зерницкая и др., 2019)

Согласно результатам изучения ряда разрезов из центральных районов ВосточноЕвропейской равнины, обширные территории были покрыты сосново-березовыми редколесьями (Хотинский, 1977; Величко и др., 2001; Khotinski, Kilmanov, 1997; Krementsky et al., 2000; Wohlfarth et al., 2007). Южнее, на Среднерусской возвышенности, были распространены сосново-березовые леса с небольшим участием широколиственных пород (рис. 2; Климанов, Серебряная, 1986; Novenko et al., 2015).

Климатические реконструкции для Центральной Европы показали, что в течение бореального периода средняя температура января не превышала -2°С, а средняя температура июля не опускалась ниже 15°С (Zagwijn, 1994). Согласно реконструкциям, основанным на соотношении видов фауны жесткокрылых, летние температуры в Северной Европе были в интервале 17-19°С, а в Центральной Европе могли быть даже выше (Coope, 1998). Реконструкции по палинологическим данным разреза оз. Межужол в северной Беларуси (Зерницкая, Новенко, 2016) показали, что в интервале 10.5-9.5 тыс. кал. л.н. среднегодовые, зимние и летние температуры составляли 4, -8 и 16°С соответственно, что примерно на 2°С ниже, чем в настоящее время, а в период 9.5-8.5 тыс. кал. л.н. зимние и годовые температуры существенно возросли и составили около -6.5 и 6. 0°С, а значения летних температур стали близки к современным (18°С). Быстрое потепление и относительно теплые климатические условия в бореале выявлены и для побережья Балтийского моря. Так, например, в Латвии летние температуры 10.0 тыс. кал. л.н. были около 17°С (на 1°С ниже современных значений), но уже к 9.0 тыс. кал. л.н. повысились на 1.5°С (Heikkila, Seppa, 2010). В центральных районах Восточно-Европейской равнины все температурные показатели были ниже современных значений в период 10.1-7.9 тыс. кал. л.н. (Khotinski, Kilmanov, 1997; Novenko, Olchev, 2015).

Реконструкции палеотемператур, полученные по разным природным архивам, позволяют выделить кратковременное и резкое похолодание климата, так называемое «событие 8.2 тыс. кал. л.н» (Борзенкова и др., 2017; Alley et al., 1997; Thomas et al., 2007; Daley et al., 2011). Согласно результатам наших исследований, среднегодовая температура в бассейне Верхней Волги в период 8.1-8.5 тыс. кал. л.н. понизилась на 2-3°C (Novenko, Olchev, 2015). Реконструкции по палинологическим данным разрезов Эстонии (Seppa, Poska, 2004), Финляндии (Heikkila, Seppa, 2003) и южной Швеции (Antonsson, Seppa, 2007), показали падение среднегодовых температур на 1.5-2.0°C в период похолодания, соответствующего «событию 8.2 тыс. кал. л.н.». Реконструкции, основанные на данных диатомового анализа, указывают на снижение летних температур на 0.75-1.0°C на севере Финляндии (Korhola et al., 2000). Обобщение большого количества пыльцевых диаграмм и климатических реконструкции позволило Б. Дэвису с соавторами (Davis et al., 2003) реконструировать снижение среднегодовой температуры в целом для Европы на 1°C около 8.2 тыс. кал. л.н. (рис. 1). Причиной этого существенного похолодания, реконструируемого в Европе в интервале 8.4-8.0 тыс. кал. л.н., возможно, как и более ранних уже рассмотренных нами похолоданий в пребореале, было ослабление термогалинной циркуляции в Северной Атлантике (Teller et al., 2002). Во время похолодания 8.2 тыс. кал. л.н. эти изменения могли быть вызваны выбросом в океан больших масс пресной воды из крупного приледникового

озера Агассис в Северной Америки (Борзенкова и др., 2017; Keigwin, Boyle, 2000).

Реконструкции годовой суммы осадков и количественных характеристик влажности климата до настоящего времени остается довольно сложной задачей, и результаты подобных исследований для раннего голоцена на территории Европы представлены лишь в небольшом числе работ (Barber et al., 2004; Harrison et al., 1996; Allen et al., 2007). Еще со времен работ А. Блитта в конце 19-го века установилось мнение, что климат бореального периода голоцена был сухим, что впоследствии было отмечено во многих исследованиях и закрепилось в климатостратиграфических схемах голоцена (Хотинский, 1977).

Данные о влажности климата, полученные для Восточно -Европейской равнины, свидетельствуют о сложной временной и пространственной динамике количества осадков. Согласно нашим данным, в период до 9.5 тыс. кал. л.н. среднегодовое количество осадков было меньше современных значений в бассейне Верхней Волги и на Валдае, но превышало их на северо-западе Среднерусской возвышенности (рис. 4). Почти синхронное увеличение количества осадков на всей территории центральных районов Европейской части России реконструировано для периода 9.1-8.5 тыс. кал. л.н., когда осадков выпадало в год на 100200 мм больше, чем в настоящее время (Novenko, Olchev, 2015).

Рис. 4. Климатические изменения на Восточно-Европейской равнине в голоцене. Палеоклиматические реконструкции по разрезам болота Клюква (Novenko et al., 2019), болота Старосельский мох (Novenko et а1., 2018) и озера Райгаствере ^ерра, РоБка, 2004).

Реконструкции изменения пожарных режимов в голоцене показали возрастание частоты пожаров в бореальном периоде в различных регионах (Зерницкая и др., 2019; Novenko et а1., 2016), что может быть индикатором неравномерности выпадения осадков в летний период и повторяемости пожароопасных метеорологических условий. Обобщение данных по концентрации микро- и макрочастиц угля в озерных и болотных отложениях из 117 разрезов в Центральной и Восточной Европе (Беигёеап et а1., 2020) выявило максимальные за весь голоцен

скорости аккумуляции угольных частиц между 9.0 и 8.0 тыс. кал. л.н. для всего макрорегиона в целом (рис. 3), что свидетельствует о частых и интенсивных природных пожарах.

Косвенными источниками информации о влажности климата могут служить данные о колебаниях уровня озер. Результаты изучения серии озер в Швейцарии и Французских Альпах (Magny, 2010), основанные на 180 радиоуглеродных, дендрохронологических и археологических датировках, показали сложную динамику увлажнения в раннем голоцене. Выявлены фазы повышения уровня озер 10.3-10.0 и 9.55-9.15 тыс. кал. л.н., разделенные периодом, когда уровень озер был значительно ниже современного. Исследования в Южной Швеции (Harrison, Digerfeldt, 1993) показали экстремально низкий уровень озер в интервале примерно 10.5-9.7 тыс. кал. л.н., который затем сменился его быстрым подъемом.

Временной интервал 8.0-5.7 тыс. кал. л.н. (средний голоцен, средняя и поздняя фаза атлантического периода)

Огромное количество работ, посвященных изменению растительности и климата в голоцене, показали, что период 8.0-5.7 тыс. кал. л.н. в Европе отличается наивысшей теплообеспеченностью (Хотинский, 1977; Динамика ландшафтных компонентов ..., 2002; Палеоклиматы и палеоландшафты ..., 2009; Zagwijn, 1994; Davis et al., 2003; Mauri et al., 2015; Borisova, 2019) и относительно стабильными климатическими условиями (Борисова, 2014; Mayewski et al., 2004). В отечественной литературе этот период носит название климатического оптимума голоцена (Хотинский, 1977). В зарубежной литературе чаще используется термин - среднеголоценовый термический максимум.

В интервале 8.0-5.7 тыс. кал. л.н. в Центральной и Восточной Европе существовала единая зона широколиственных лесов (рис. 1, 2). В северо-западном приатлантическом секторе Европы произрастали широколиственные леса, состоящие из дуба, липы, вяза и ольхи, с небольшим участием тиса и падуба. В Германии, в южной Швеции, в Дании и Польше наивысшего развития достигали дубовые леса, оттеснив на второй план сосновые формации (Latalowa, Nalepka, 1987; Jahns, 2000, 2007; Kalis et al., 2003; Lamentowicz et al., 2008; Kulesza et al., 2012; Galka et al., 2013). Значительную роль в этих лесах играли вяз, липа, ольха и лещина. В области Герцинских массивов (Шварцвальд, Тюрингский бассейн, Чешский массив) в состав древостоев входили ель и пихта (Harmata, 1987).

В странах Балтии широкое распространение приобрели смешанные дубово-вязово-липовые леса с большим участием ольхи. В северных и восточных районах Беларуси преобладали дубовые леса, в западных - широколиственные леса перемежались с сосново-широколиственными лесами. Как показывают публикации, посвященные истории развития растительности Европейской части России в голоцене (Хотинский, 1977; Величко и др., 2001; Сапелко и др., 2014; Ершова, Кренке, 2014; Новенко, 2016; Низовцев и др., 2020; Kremenetski et al., 2000; Nosova et al., 2019; Tarasov et al., 2019; Miagkaia, Ershova, 2020), в центральных районах Восточно-Европейской равнины произрастали широколиственные леса из дуба, вяза, липы с подлеском из лещины. На низменностях Белорусского Полесья, Принеманья и Мещерской полесской низины существовали сосновые боры с участием широколиственных пород и ольхи (Болиховская, 1988; Зерницкая и др., 2019, 2010; Novenko et al., 2016).

Обширная литература посвящена реконструкциям климатических условий атлантического периода голоцена, как в глобальном масштабе (Guiot et al., 1993; Cheddadi et al., 1997; Tarasov et al., 1999; Davis et al., 2003, Mayewski et al., 2004; Wu et al., 2007; Mauri et al., 2015 и другие публикации), так и на региональном уровне (Korhola et al., 2000; Heikkila, Seppa, 2003; Seppa, Poska, 2004; Antonsson, Seppa, 2007; Borisova, 2019). Рассматривая имеющиеся данные о палеоклиматических условиях периода 8.0-5.7 тыс. кал. л.н. в Центральной и Восточной Европе, можно сделать заключение о потеплении

климата и ослаблении градиента температур в направлении с запада на восток. Так, например, реконструкции В. Загвийна (Zagwijn, 1994) методом индикаторных видов на основе данных по 136 разрезам в Европе, показали, что как летние, так и зимние температуры на территории Германии и на западе Польши были близки к современным (Т i= -1...0°С; Туд=19°С). Реконструкции палеотемператур «методом лучших аналогов» по данным по разрезу озера Ледница в центральной Польше (Barber et al., 2004) выявили среднюю температуру января около 0°С, что на 2°С выше современных значений.

Реконструкции, полученные при помощи переходной функции по палинологическим данным по разрезам озер Райгаствере (рис. 4), Виитна и Руила в Эстонии, свидетельствуют о повышении среднегодовых температур в среднем голоцене до 8-9°С, что на 3-3.5°С превышает современный уровень (Seppä, Poska, 2004), а реконструкции летних температур этим же методом по данным по разрезу озера Курьяновас в Латвии указывают на рост летних температур до 19-20°С, что на 2-3°С выше, чем в настоящее время (Heikillä, Seppä, 2010). Обобщение палеотемпературных данных (Seppä, Poska, 2004), основанное на 36 реконструкциях среднегодовой и июльской температуры по отдельным разрезам Скандинавии и стран Балтии, показало, что в период 8.0-4.8 тыс. кал. л.н. имел место четко выраженный максимум теплообеспеченности климата, когда годовые температуры превышали современные значения в среднем на 2°С.

Значительное потепление климата в период 8.5-5.7 тыс. кал. л.н. установлено также для территории северной Беларуси. Выявлено повышение среднегодовых температур на 2-4°С по сравнению с современными значениями, а также существенный рост зимних температур (Зерницкая, Новенко, 2016).

В восточной части рассматриваемого субширотного трансекта реконструкции климатических характеристик, проведенные по палинологическим данным болота Старосельский мох (рис. 4), выявили, что во временном интервале 7.5-6.5 тыс. кал. л.н. условия теплообеспеченности юга Валдайской возвышенности были близки к современным, а в период 6.5-5.9 тыс. кал. л.н. среднегодовая температура превышала современные значения на 2°С и была равна 6°С. Согласно реконструкциям О.К. Борисовой (Borisova, 2019), основанным на анализе экологической приуроченности и географического распространения видов ископаемой флоры из отложений атлантического периода голоцена, теплообеспеченность в бассейне Верхней Волги была значительно выше для всего периода 7.6-5.9 тыс. кал. л.н. Средняя температура января превышала современные значения на 6°C, средняя температура июля была близка к современным значениям (17°C). Южнее, как показывают наши реконструкции, сделанные по палинологическим данным по болоту Клюква (рис. 4) на северо-западе Среднерусской возвышенности, существенное потепление установлено для периода 7.5-5.7 тыс. кал. л.н., когда средняя температура года была на 3°С выше, чем в настоящее время.

Обобщение палинологических данных по более чем 500 разрезам в Европе (Davis et al., 2003; Mauri et al., 2015) позволило выделить шесть региональных типов изменений палеоклиматических характеристик. Эти расчеты показали, что максимум теплообеспеченности в атлантическом периоде хорошо прослеживается в Северной Европе и в Феноскандии, преимущественно за счет роста летних температур. В Центральной Европе среднеголоценовый термический максимум выражен слабее, положительные аномалии среднегодовых температур не превышали 1°С (рис. 3). Похожие результаты получены группой исследователей проекта BI0ME600 (Wu et al., 2007) и Р. Чеддади (Cheddadi et al., 1997), использующих данные биоклиматического моделирования на основе палинологических материалов по всему миру. Однако потепление климата северных и приатлантических районов Европы, согласно этим модельным расчетам, происходило как в летний, так и в зимний период. Следует заметить, что при анализе климатических изменений

в упомянутых работах использовано очень малое количество данных из регионов, расположенных к востоку от Польши.

Реконструкции количественных значений климатических характеристик для Северного полушария, выполненные А.А. Величко с соавторами (Плеоклиматы и палеоландшафты ..., 2009) на основе данных по 400 спорово-пыльцевым диаграммам показали, что наибольшие положительные отклонения среднегодовой температуры имели место в приполярных районах. Для среднеширотного пояса Европы среднегодовая температура превышала современные значения на 1-2°С. Реконструкции, полученные П.Е. Тарасовым с соавторами (Tarasov et al., 1999) для хроносреза 6000 14С лет назад (около 6.8 тыс. кал. л.н.) для территории бывшего Советского Союза и Монголии, также показали превышение среднегодовых температур на 2°С для Европейской части России.

Количественные оценки среднегодового количества осадков в голоцене немногочисленны. В основном преобладают косвенные данные об изменении увлажнения климата для различных регионов. Согласно реконструкции среднего отклонения годовой сумы осадков от современных значений для Северного полушария для хроносреза примерно 6.8-6.3 тыс. кал. л.н. (6.0-5.5 тыс. 14С л.н.), полученной А.А. Величко с соавторами (Палеоклиматы и палеоландшафты ..., 2009), на территории Центральной Европы среднегодовое количество осадков было близко к современным показателям, а на территории Восточной Европы в пределах рассматриваемого трансекта было характерно сокращение осадков на 25 мм в год. Аналогичные результаты были получены для этой же территории Ж. Гуйо с соавторами (Guiot et al., 1993). Расчеты разности между осадками и потенциальным испарением, выполненные этими авторами, показали, что около 6.8 тыс. кал. л.н. (6000 14С л.н.) климат был немного более сухим в Центральной Европе, а на территории Восточно-Европейской равнины условия увлажнения были близки к современным, за исключением восточной части Европейской территории России.

Полученные нами характеристики изменений увлажнения климата на территории Восточно-Европейской равнины показали, что годовое количество осадков в северной части Беларуси (Зерницкая, Новенко, 2016), на западе Европейской части России в Приильменской низменности (Nososva et al., 2019), а также на северо-западе Среднерусской возвышенности (разрез болота Клюква) было близким к современному, что при повышении летних температур, возможно, могло приводить к иссушению климата за счет увеличения испарения. На юге Валдайской возвышенности, согласно реконструкции по данным разреза болота Старосельский мох, в период 7.5-6.8 тыс. кал. л.н. осадков в год выпадало на 50-75 мм меньше, чем сейчас, а в период 6.8-6.1 тыс. кал. л.н. условия увлажнения были близки к современным. Реконструкции, выполненные В.А. Климановым по данным из разреза Половецко-Купанского болота также указывают на снижение среднегодового количества осадков на 25-50 мм в Ярославском Поволжье в течение всего атлантического периода голоцена (Khotinsky, Klimanov, 1997). По оценкам О.К. Борисовой для этой же территории осадков выпадало около 600 мм в год (Borisova, 2019), что близко к современным значениям.

Для характеристики условий увлажнения в течение голоцена нами был применен климатический индекс увлажнения (climate moisture index, CMI). В основу CMI положено соотношение годового количества осадков и величины потенциального испарения или испаряемости (Olchev et al., 2020). Необходимое для расчетов потенциальное испарение рассчитывается с помощью уравнения Пристли-Тейлора с использованием информации об изменении растительности и температуры, реконструированным по палинологическим данным разрезов болот Старосельский мох и Клюква. Расчеты показали, что на Валдайской возвышенности величина испаряемости была почти равна количеству выпадающих осадкой в период 7.0-5.5 тыс. кал. л.н., а на севере Среднерусской возвышенности превышала их (рис. 4), что указывает на относительно сухие климатические условия (Novenko et al., 2018, 2019).

Одним из косвенных показателей уменьшения влажности климата в среднем голоцене являются данные о колебаниях уровня озер. Для территории Центральной Европы в целом характерно понижение уровня озер около 7.0 тыс. 14С л. н. (Magny, 2004). Однако в озерах в отдельных регионах, например, в южной Швеции могло происходить, как существенное снижение, так и повышение уровня (Harrison, Digerfeldt, 1993). Об уменьшении водности рек в этот же период на Восточно-Европейской равнине свидетельствуют результаты исследований морфологии речных излучин, проведенные А.Ю. Сидорчуком с соавторами (2012). Формирование малых палеорусел и почвенных горизонтов на поймах на севере и в центральной части Восточно-Европейской равнины указывают на длительное и значительное снижение руслоформирующих расходов воды и затопление пойм в среднем голоцене (Сидорчук и др., 2018).

Другой подход к оценке условий увлажнения - реконструкции колебания уровня болотных вод по ризоподным данным. Подобные расчеты при помощи переходной функции на основе изменений видового состава сообществ раковинных амеб из разреза болота Тухола в северной Польше (Lamentowicz et al., 2008) показали экстремально сухой период 7.156.8 тыс. кал. л.н., что хорошо согласуется с данными по колебаниям уровня озер этого региона (Ralska-Jasiewiczowa, 1989). Исследования на юге Валдайской возвышенности позволили выделить два периода понижения поверхностной влажности в болоте Староселький мох (рис. 4), очевидно, обусловленных сухими условиями в летний период -7.0-6.2 и 6.0-5.5 тыс. кал. л.н. (Novenko et al., 2018). Сходные результаты получены по данным ризоподного анализа болота Клюква на Среднерусской возвышенности (Novenko et al., 2019), где период понижения уровня болотных вод выделен между 6.8 и 5.5 тыс. кал. л.н. (рис. 4).

Временной интервал 5.7 тыс. кал. л.н. - настоящее время (средний-поздний голоцен, суббореальный и субатлантический периоды)

Ландшафтно-климатические реконструкции в различных регионах мира убедительно демонстрируют, что после 5.7-5.5 тыс. кал. л.н. глобальное потепление термического максимума голоцена сменилось похолоданием (Хотинский, 1977; Борисова, 2014; Davis et al., 2003; Wanner et al., 2008; Mauri et al., 2015), причиной которого, очевидно, явилось сокращение прихода солнечной радиации в летний период (рис. 3; Berger, Loutre, 1991). Этому времени соответствуют повсеместное наступание горных ледников (начало "неогляциала"; Wanner et al., 2008; Solomina et al., 2008), усиление западного переноса воздушных масс (рис. 3; Mayewski et al., 2004). В морских отложениях в Северной Атлантике вновь отмечается увеличение поступления минеральных частиц за счет айсбергового разноса (рис. 3) и появление холодолюбивых видов планктонных фораминифер (Bond et al., 2001). Глобальный тренд к похолоданию в позднем голоцене четко прослеживается по изменению изотопно-кислородного состава ледниковых кернов Гренландии (Mayewski et al., 2004; Vinther et al., 2006).

Вторая половина голоцена характеризовалась сложной динамикой растительных сообществ в Центральной и Восточной Европе, обусловленной, как климатическими изменениями, так и действием антропогенного фактора, влияние которого особенно усилилось в последнее тысячелетие. В западной части рассматриваемого субширотного трансекта, начиная с 5.7 тыс. кал. л.н., происходило сокращение площадей дубовых и сосново-дубовых лесов, распространение граба и бука и усиление их роли в качестве доминантов лесных сообществ (рис. 1). В распространении буковых лесов отмечается некоторое запаздывание в направлении с запада на восток. Так, в западной и центральной Германии, в бассейнах Рейна, Везера и Заале подъем кривой бука относится ко времени

около 3.7-3.9 тыс. кал. л.н., но уже на востоке Германии в бассейнах Эльбы и Одера и в западной Польше бук становится основной лесообразующей породой только около 2.82.6 тыс. кал. л.н. (Jahns, 2000; Lamentowicz et al., 2008, Galka et al., 2013). В центральной и восточной Польше (Ralska-Jasiewiczowa et al., 2003) основными лесообразующим породами были граб и сосна, при значительном участии дуба. Бук присутствовал на этих территориях в виде примеси. Формирование грабовых лесов началось около 3.5 тыс. кал. л.н, когда граб постепенно вытеснил из древостоев дуб и липу.

На территории северной и центральной части Беларуси (Белорусское Поозерье), в Эстонии, Латвии и Литве вторая половина голоцена характеризовалась распространением ели (Зерницкая и др., 2010; Seppä, Poska, 2004; Zernitskaya, Mikhailov, 2009, Niinemets, Saarse, 2009). Начиная примерно с 5.7 тыс. кал. л.н., исследователи этих регионов выделяют несколько последовательных фаз увеличения и сокращения доли ели и широколиственных пород в лесных сообществах. Пыльца граба отмечена в спорово-пыльцевых спектрах из разрезов на территории, прилегающей к Балтийскому морю, повсеместно. Однако ее содержание не превышает 1-2%.

В центре Восточно-Европейской равнины перестройка растительного покрова была связана с увеличением обилия ели, которая происходила трансгрессивно с севера на юг (рис. 2). На Валдайской возвышенности и в бассейне Верхней Волги формирование елово-широколиственных лесов («верхний максимум ели») относится к 5.5 тыс. кал. л.н. (Климанов и др., 1995; Величко и др., 2001; Клименко, Климанов, 2003; Новенко, 2016). В Вятско-Камском крае возрастало участие пихты в лесных сообществах (Лычагина и др., 2016). На Смоленско-Московской возвышенности увеличение численности ели в древостоях началась около 2.7-2.5. тыс. кал. л.н., хотя в небольшом количестве ель присутствовала на этой территории и ранее (Kremenetski et al., 2000; Ершова, Кренке, 2014; Низовцев и др., 2020; Miagkaia, Ershova, 2020). Южнее, в бассейне Верхней Оки на Среднерусской возвышенности широколиственные леса из дуба, вяза и липы сохранялись на протяжении всего голоцена. Ель, будучи на границе своего ареала, входила в лесные ценозы в виде примеси в благоприятных экотопах, начиная с 2.5 тыс. кал. л.н..

В области распространения псаммофитно-боровых ландшафтов Полесий сосновые и широколиственно-сосновые леса сохранялись в растительном покрове до 2.7 тыс. кал. л.н. В Белорусском Полесье в течение интервала 2.7-1.0 тыс. кал. л.н. возрастает участие в спектрах пыльцы граба (до 10%), что указывает на распространение смешанных сосново-широколиственных лесов с участием дуба и граба и с примесью липы, вяза, ели, и возможно, бука (Зерницкая и др., 2010, 2019). При движении на восток в поясе полесий Европейской части России участие пыльцы широколиственных пород сокращается, пыльца граба встречается единично, возрастает доля сосны, березы и трав (Болиховская, 1988; Novenko et al., 2016, 2018).

Начиная с 5.7 тыс. кал. л.н., основная тенденция климатических изменений проявилась в снижении теплообеспеченности и в увеличении влажности климата (Динамика ландшафтных компонентов ..., 2002; Борисова, 2014). Реконструкции изменения палеотемператур для территории Центральной Европы, полученные Б. Дэвисом с соавторами по палинологическим данным (Davis et al., 2003) показали, что в отличие от Северной Европы, где похолодание последних пяти тысяч лет было выражено особенно отчетливо, в среднеширотной области Европы снижение средних температур января, июля и года за этот период не превышало 2°С.

Поскольку возможности реконструкции характеристик палеоклимата для западной части рассматриваемого в работе субширотного трансекта ограничены ввиду искажений спорово-пыльцевых спектров, связанных с действием антропогенного фактора, то в ряде работ для восстановления условий прошлого часто применяются другие источники

палеогеографической информации. Принимая во внимание большой массив данных о строении торфяных залежей, степени гумификации торфа и результатах ризоподного анализа отложений разрезов верховых болот в Великобритании, Ирландии, Нидерландах, Северной Германии, Дании и Швеции, можно выделить фазы похолодания и увлажнения климата около 4.4-4.0, 2.8-2.2, 1.8-1.7, 1.4-1.3 и 1.1-1.0 тыс. кал. л.н., а также колебания климата последнего тысячелетия (Charman, Hendon, 2000; Barber et al., 2004; Lucke et al., 2003). На существенное похолодание и увеличение количества осадков около 2.6 тыс. кал. л.н. указывает Б. Ван Гиил (Van Geel, 1978) на основании результатов палеоботанического анализа болотных отложений в Нидерландах.

Косвенным показателем похолодания и увлажнения климата могут служить данные о периодах увеличения высоты половодий, полученные для территории Польши на основании результатов геоморфологических исследований. Л. Старкеля с соавторами (Starkel et al., 2013) во вторую половину голоцена выделили три таких периода, соответствующие 63506300, 4825-4775 и 3230-1950 кал. л.н. Реконструкции уровня болотных вод в экосистемах верховых болот на севере Польши по данным о степени разложения торфа и соотношению видов в сообществах раковинных амеб позволили выделить влажную фазу 2.75-2.4 тыс. кал. л.н. и сухую фазу 2.25-2.1 тыс. кал. л.н. (Lamentowicz et al., 2008). На территории Восточно-Европейской равнины на основании результатов изучения состава и радиоуглеродного датирования аллювиальных отложений (Panin, Matlakhova, 2015), выявлено увеличение водности рек в начале суббореала (около 5.7 тыс. кал. л.н.) и в начале субатлантика (около 2.6 тыс. кал. л.н.).

На северо-западе Восточно-Европейской равнины в странах Балтии согласно климатическим реконструкциям по палинологическим данным по разрезу озера Курьяновас в Латвии (Heikkila, Seppa, 2010) и озер Райгаствере, Виитна и Руила в Эстонии (Seppa, Poska, 2004), снижение средней температуры июля и среднегодовой температуры за период с 5.7 тыс. кал. л.н. до настоящего времени составило 3-3.5°С. На фоне общего тренда к похолоданию выделяются периоды потеплений около 3.6 и 2.0 тыс. кал. л.н., похолодание около 2.5 тыс. кал. л.н. и резкое и глубокое снижение теплообеспеченности Малого ледникового периода (рис. 4).

Климатические реконструкции по данным разрезов на севере Беларуси (Зерницкая, Новенко, 2016) и в Европейской России на Приильменской низменности (Nosova et al., 2019) и на Валдайской возвышенности (Novenko et al., 2018) показали, что около 5.7 тыс. кал. л.н. выявлено понижение среднегодовых температур на 2-3°C (рис. 4), осадки были близки к современным значениям, а около 4.5 тыс. кал. л.н. их количество возросло до 800 мм/год (на 100 мм выше, чем сейчас). На юге лесной зоны на Среднерусской возвышенности (данные по болоту Клюква) среднегодовые температуры понизились на 1 -2°C и достигли современных значений, осадков выпадало около 600 мм/год (рис. 4). Выделенное нами похолодание и рост влажности климата около 4.5 тыс. кал. л.н. с очень высокой долей условности можно сопоставить с «событием 4.2 тыс. кал. л.н.».

«Событие 4.2 тыс. кал. л.н.» до настоящего времени недостаточно изучено. На территории Европы очень мало работ, где бы реконструкции климатических условий и изменениям палеосреды в это время было уделено значительное внимание. И, кроме того, реконструкции, полученные по различным природным архивам противоречивы и выделенные климатические сигналы асинхронны (Roland et al., 2014; Pleskot et al., 2020). В целом для Северной Евразии была выдвинута гипотеза об увеличении амплитуды температур между сезонами года в период «события 4.2 кал. л.н.» (Perçoiu et al., 2019). Понижение зимних температур связывают с ослаблением исландского минимума (Bradley, Bakke, 2019).

Полученные нами климатические реконструкции по данным разрезов оз. Межужол ЭКОСИСТЕМЫ: ЭКОЛОГИЯ И ДИНАМИКА, 2020, том 4, № 4

(Зерницкая, Новенко, 2016) и болот Старосельский мох и Клюква позволили выделить теплую и экстремально сухую фазу между 3.5 и 2.5 тыс. кал. л.н. В этот период среднегодовые и летние температуры превышали современные значения на 1-2°С, количество осадков было близким к современным или немного ниже (рис. 4). Для этого временного интервала по данным из разрезов болот Старосельский мох и Клюква реконструирован низкий показатель CMI, а также наиболее низкий уровень болотных вод за весь голоцен, что указывает на существенное снижение поверхностной влажности болотных экосистем в летний период, очевидно, за счет изменения баланса осадки/испарение (Novenko et al., 2018, 2019). Потепление около 3.5 тыс. кал. л.н. зафиксировано также в климатических реконструкциях для Ярославского Поволжья, полученных по палинологическим материалам Половецко-Купанского болота и озера Галич (Климанов и др., 1995, Величко и др., 2001), согласно которым все температурные показатели превышали современные на 1.5°С. Увеличение содержания катиона К+ в ледяном керне GISP2 в Гренландии в этот временной интервал (рис. 3; Mayevski et al., 2004) указывает на усиление действия Сибирского антициклона, что вероятно, приводило к увеличению повторяемости антициклональных обстановок на Восточно-Европейской равнине, и в летний период могло вызывать засухи и создавать условия для возникновения природных пожаров. Результаты изучения изменения пожарных режимов на территории Восточно-Европейской равнины в голоцене, основанные на подсчетах концентрации микро- и макрочастиц угля в отложениях, показали увеличение частоты и интенсивности лесных пожаров в период 3.5-2.5 тыс. кал. л.н. в различных регионах (Novenko et al., 2016, 2019).

Потепление сменилось плавным похолоданием в начале субатлантического периода (около 2.6-2.5 тыс. кал. л.н.). Это похолодание отчетливо зафиксировано по палеоботаническим данным (Davis et al., 2003; Mauri et al., 2015) и изотопно-кислородному составу ледяных кернов Гренландии (Thomas et al., 2007), а также сопровождалось синхронным увеличением размеров ледников во всех горных странах Европы (Wanner et al., 2008; Solomina et al., 2008). Похолодание не было монотонным и включало серию теплых и холодных фаз. В течение первого тысячелетия нашей эры многие авторы выделяют Римское Потепление (2.0-1.7 тыс. кал. л.н.) и Похолодание Темных веков (1.7-1.2 тыс. кал. л.н.; Buntgen et al., 2011; Helama et al., 2017; Gouw-Bouman et al., 2019). Обзор 114 статей, посвященных Похолоданию Темных веков по всему миру, выполненное С. Хеламой с соавторами (Helama et al., 2017), показал, что климат Европы в это время был более прохладный и влажный, чем в настоящее время. В период 1.7-1.5 тыс. кал. л.н. происходило увеличение горного оледенения (Solomina et al., 2008), подъем уровня озер (Magny, 2004), увеличение лесистости в лесостепной зоне (Новенко, 2016). Однако реконструкции, полученные для Восточно-Европейской равнины информационно-статистическим методом по данным болота Усвятский Мох (Западная Двина), свидетельствуют о потеплении и иссушении климата между 1700 и 1500 кал. л.н. (Кожаринов и др., 2003), а расчеты по данным Половецко-Купанского болота в Ярославском Поволжье указывают на потепление и увеличение осадков в тот же период (Климанов и др., 1995). Полученные нами реконструкции «методом лучших аналогов» в целом отражают увеличение теплообеспеченности и сокращение влажности климата во время Римского потепления и последующее похолодание и увеличение осадков. К сожалению, в изученных разрезах эти интервалы представлены небольшим количеством образцов, что затрудняет реконструкцию.

Ландшафтно-климатические изменения последнего тысячелетия детально изучены различными методами с широким географическим охватом (Климанов и др., 1995; Mann et al., 2009; Wanner et al., 2008; Christiansen and Ljungqvist, 2012; Pages 2k Consortium, 2013, 2017). Выделены две ярко выраженных климатических фазы: Средневековая климатическая аномалия (СКА, 950-1250 гг. н.э.) и Малый ледниковый период (МЛП, 1400-1850 гг. н.э.).

Палеоклиматические реконструкции с использование различных природных архивов характеризуют СКА как теплый и относительно сухой период (Goosse et al., 2005). Есть данные о повторяющихся летних засухах, выявленных в ряде регионов Европы (Büntgen et al., 2010) и о снижении стока рек в этот период (Panin, Matlakhova, 2015). Хотя результаты некоторых палеоклиматических исследований указывают на рост среднегодового количества осадков (Davis et al., 2003).

Согласно палеоклиматическим реконструкциям по палинологических данным с оз. Райгаствере, среднегодовая температура в период СКА в странах Балтии превышала современный уровень на 1°С (Seppa, Poska, 2004). В спорово-пыльцевых спектрах из отложений ряда разрезов центральных районов Европейской части России (Хотинский, 1977; Климанов и др., 1995), относящихся к СКА, отмечено увеличение доли широколиственных пород: дуба, липы, вяз). Реконструкции палеотемператур для территории юга Валдайской возвышенности указывают на повышение среднегодовых температур на 1.5°С. Расчеты В.А. Климанова для Ярославского Поволжья показали, что все характеристики температур в течение СКА были близки к современным, а количество осадков - на 25-50 мм ниже (Климанов и др., 1995).

Резкое и глубокое снижение теплообеспеченности в течение МЛП прослеживается повсеместно как на рассматриваемой территории, так и по всему Северному полушарию (Christiansen, Ljungqvist, 2017). Возможно, понижение температуры в Малый ледниковый период было наиболее значительным из всех климатических осцилляций на протяжении голоцена, за исключением, вероятно, «события 8.2 тыс. кал. л.н.».

Для Центральной Европы аномалии летних, зимних и среднегодовых температур в это время составляли 1°С (Davis et al., 2003; Mauri et al., 2015). Реконструкции К. Барбер с соавторами (Barber et al., 2004) с использованием палинологических данных по разрезу оз. Ледница в западной Польше выявили более значительное похолодание в зимнее время, когда средние температуры января и среднегодовые температуры были ниже современных значений на 2.5°С. Для территории Прибалтики существенное снижение теплообеспеченности установлено по данным ряда разрезов. Среднегодовые температуры были на 2°С ниже, чем в настоящее время (Seppa, Poska, 2004).

МЛП на Валдайской возвышенности характеризовался понижением средней температуры января на 3°С (до -12°С) и среднегодовой температуры на 2°С, июльская температура менялась незначительно. В спорово-пыльцевых спектрах этого временного интервала происходит резкое падение доли термофильных элементов, практически до их полного исчезновения, и увеличение роли пыльцы ели. В спорово-пыльцевых спектрах Половецко-Купанского болота МЛП проявился, помимо деградации широколиственных пород, в существенном увеличении доли кустарниковых берез. В.А. Климанов охарактеризовал это похолодание не только падением зимних температур, но и летних, и среднегодовых (Климанов и др., 1995). Отклонения последних от современных значений составляли 2°С.

Изменения климата в МЛП оказали большое влияние на флювиальное осадконакопление, как в Центральной, так и в Восточной Европе. Рост частоты и высоты весенних половодий, формирование вторичных врезов в оврагах и балках свидетельствует об увеличении влажности климата в этот период (Сидорчук и др., 2018; Panin, Matlakhova, 2015).

Основные закономерности динамики климата в Центральной и Восточной Европе в голоцене и ожидаемые ландшафтно-климатические изменения

Согласно концепции об асимметрии основного климатического тренда в межледниковье (Величко, 2012), среднегодовая температура для Северной Евразии быстро росла в начальные фазы голоцена и плавно понижалась в его второй половине. Расчеты показали,

что тренд к потеплению от позднеледниковья до оптимума голоцена составил 0.5 ° за 1000 лет, а для второй половины теплого периода этот показатель не превышает 0.3° за 1000 лет (Борисова, 2014). Однако следует отметить, что рассмотренные реконструкции палеотемператур для территории Центральной и Восточной Европы в голоцене демонстрируют, что снижение теплообеспеченности за период, прошедший после термического максимума, еще не достигло уровня раннего голоцена (Davis et al., 2003; Novenko et al., 2018, 2019).

Рассмотренные выше данные позволили выделить три основных этапа изменения климатического режима в голоцене: быстрое потепление ранних фаз голоцена (11.7-8.0 тыс. кал. л.н.), осложненное серией осциляций; термический максимум голоцена (8.0-5.7 тыс. кал. л.н.), для которого было характерно отсутствие короткопериодных и резких климатический изменений; направленное похолодание второй половины голоцена (5 .7 тыс. кал. л.н. - настоящее время), с наложенными на него квазигармоническими колебаниями температуры и осадков.

Проведенный анализ ландшафтно-климатических реконструкций для территории Центральной и Восточной Европы показал, что выделенные периоды похолоданий и разделяющих их потеплений климата в целом совпадают с этапами, установленными в глобальном масштабе (Mayewski et al., 2004). Расхождения во времени начала и конца теплых и холодных фаз в различных районах составляют 100-200 лет, что находится в пределах допустимой погрешности радиоуглеродных дат и также может быть связано с неточностями построения моделей возраст/глубина для конкретных разрезов, по которым проводились реконструкции.

«Критическая точка» климатических изменений, связанная с «событием 8.2 тыс. кал. л.н.», которое предложено международной стратиграфической комиссией в качестве границы раннего и среднего голоцена (Walker et al., 2019; Head, 2019) в Центральной и Восточной Европе, является поворотным событием при переходе климатической системы от потепления раннего голоцена к его термическому максимуму. Изменения климата, связанные с «событием 4.2 тыс. кал. л.н.», предложенного как рубеж среднего и позднего голоцена (Head, 2019), по нашим данным прослеживаются не так отчетливо, как похолодание около 5.7 тыс. кал. л.н. В Центральной и Восточной Европе, начиная с 5.7 тыс. кал. л.н., меняется направленность климатического тренда, усиливается секторная дифференциация растительного покрова. В западных районах начинается экспансия бука и граба, на востоке начинает распространяться ель.

Согласно последним оценкам Межправительственной группы экспертов по изменению климата (IPCC, 2013), основанным на результатах модельных экспериментов CMIP5 (Coupled Model Intercomparison Project, Phase 5) по четырем основным сценариям репрезентативных траекторий концентраций парниковых газов (RCP2.6; RCP4.5; RCP6.0 и RCP8.5), рост среднеглобальной температуры к концу текущего столетия составит от 0.3°С (наиболее мягкий сценарий RCP2.6) до 4.8°C (наиболее жесткий сценарий RCP8.5) . Увеличение количества осадков составит от 6% (RCP2.6) до 12% (RCP8.5). Оценка роста среднегодовой температуры воздуха в Центральной и Восточной Европе к концу XXI века в рамках этих сценариев предполагает ее увеличение на 2.0-2.5°C по наиболее мягкому сценарию и на 6.0-7.0°C по наиболее жесткому. Прирост среднегодового количества осадков составит от 7% (RCP2.6) до 15% (RCP8.5; IPCC, 2013).

Используя метод палеоаналогов, предложенный М.И. Будыко (1980) и широко применяемый А.А. Величко с соавторами (Величко, 2012; Климаты и ландшафты Северной Евразии ..., 2010) для прогнозирования возможной динамики ландшафтов и климата с использованием палеогеографических данных, можно предложить условия термического максимума голоцена (8.0-5.7 тыс. кал. л.н.), когда среднегодовые температуры превышали

современные в рассматриваемом регионе на 2-3°C, и условия периодов потеплений в интервалах 3.5-2.5 тыс. кал. л.н., 2.0-1.7 тыс. кал. л.н. (Римский теплый период) и Средневековой климатической аномалии, когда отклонения среднегодовых температур от современных значений составляли от 1.0 до 2.0°C, в качестве возможных траекторий изменения природной среды при потеплении климата в случае реализации сценариев RCP2.6 и RCP4.5. Сценарии RCP6.0 и RCP8.5 предполагают большее отклонение температур от современных значений, чем было выявлено в течение голоцена. Палеоаналоги этих обстановок следует искать в условиях более ранних межледниковий.

Принимая во внимание ландшафтно-климатические реконструкции для голоцена Центральной и Восточной Европы, можно ожидать изменений внутренней структуры геосистем, особенно, в восточной секторе рассматриваемого трансекта, а также увеличение частоты пожаров, вызванных естественными причинами, а также возрастание частоты катастрофических явлений, связанных с неравномерностью выпадения осадков. Однако даже для наиболее резких перестроек ландшафтных компонентов в голоцене требовались столетия и даже тысячелетия, в то время как ожидаемое в XXI веке потепление климата может занять период менее ста лет. Адаптивные механизмы геосистем обладают определенной инерцией, и, очевидно, при прогнозе следует учитывать некоторое запаздывание отклика ландшафтных компонентов на потепление климата.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Болиховская Н.С. 1988. К истории растительности и климата Подмосковной Мещеры в голоцене // Палеоклиматы голоцена Европейской территории СССР. М.: Наука. С. 76-85. Борзенкова И.И., Борисова О.К., Жильцова Е.Л., Сапелко Т.В. 2017. Холодный эпизод около 8200 лет назад в Северной Европе: анализ эмпирических данных и возможных причин // Лед и снег. Т. 57. № 1. С. 117-132. Борисова О.К. 2014. Ландшафтно-климатические изменения в голоцене // Известия РАН.

Серия географическая. № 2. С. 5-20. Будыко М.И. 1980. Климат в прошлом и будущем. Л.: Гидрометеоиздат. 352 с. Величко А.А. 2012. Эволюционная география: проблемы и решения. М.: ГЕОС. 563 с. Величко А.А., Кременецкий К.В., Негенданк Й., Минграм Й., Борисова О.К., Грибченко Ю.Н., Зеликсон Э.М., Климанов В.А., Новенко Е.Ю., Пирумова Л.Г., Писарева В.В., Разумовский Л.В., Тимирева С.Н. 2001. Позднечетвертичная палеогеография северо-востока Европы (по данным комплексного изучения осадков Галичского озера) // Известия РАН. Серия географическая. № 3. С. 42-54. Гричук В.П. 1969. Опыт реконструкции некоторых элементов климатов северного полушария

в атлантический период голоцена // Голоцен. М.: Наука. С. 41 -57. Гричук В.П. 1989. История флоры и растительности Русской равнины в плейстоцене. М.: Наука. 183 с.

Динамика ландшафтных компонентов и внутренних морских бассейнов Северной Евразии за последние 130000 лет (общая палеогеография). Атлас-монография. 2002. М.: ГЕОС. 232 с.

Ершова Е.Г., Кренке Н.А. 2014. Изучение природных и культурных ландшафтов железного века в долине Москвы-реки методами палинологии и археологии // Вестник археологии, антропологии и этнографии. № 3. С. 159-172. Зерницкая В.П., Новенко Е.Ю. 2016. Реконструкция климата Беларуси в позднеледниковье и

голоцене // Инженерный журнал: наука и инновации. Т. 9. № 163. С. 21 -24. Зерницкая В.П., Новенко Е.Ю., Станчикайте М., Власов Б.П. 2019. Изменения окружающей среды в позднеледниковье и голоцене на юго-востоке Беларуси // Доклады НАН

Беларуси. Т. 63. № 5. С. 584-596.

Зерницкая В.П., Матвеев А.В., Тимерева С.Н. 2010. История формирования болота Иванисовка (Белорусское Полесье) // Лггасфера. № 1 (32). С. 20-30.

Климанов В.А., Серебряная Т.А. 1986. Изменения растительности и климата на Среднерусской возвышенности в голоцене // Известия АН СССР. Серия географическая. № 2. С. 93-101.

Климанов В.А., Хотинский Н.А., Благовещенская Н.В. 1995. Колебания климата за исторический период в центре русской равнины // Известия РАН. Серия географическая. № 1. С. 89-96.

Климаты и ландшафты Северной Евразии в условиях глобального потепления. Ретроспективный анализ и сценарии. Атлас-монография. 2010. М.: ГЕОС. 220 с.

Клименко В.В., Климанов В.А. 2003. Холодный климат ранней субатлантической эпохи в Северном полушарии // Доклады Академии наук. Т. 391. № 3. С. 393-397.

Кожаринов А.В., Сирин А.А., Клименко В.В., Климанов В.А., Малясова Е.С., Слепцов А.М. 2003. Динамика растительного покрова и климата Западнодвинской низины (Тверская область) за последние 5 тысяч лет // Ботанический журнал. Т. 88. № 3. С. 90-97.

Лычагина Е.Л., Зарецкая Н.Е., Чернов А.В., Лаптева Е.Г., Трофимова С.С., Зиновьев Е.В. 2016. Палеоэкологические исследования в районе Чашкинского озера (Среднее Предуралье) // Седьмые Берсовские чтения. Материалы всероссийской научно -практической конференции с международным участием. Екатеринбург. С. 294-302.

Нейштадт М.И. 1957. История лесов и палеогеография СССР в голоцене. М.: Наука. 404 с.

Низовцев В.А., Новенко Е.Ю., Эрман Н.М., Мазей Н.Г., Матасов В.М., Лаврова Н.Б., Филимонова Л.В. 2020. Эволюция ландшафтов бассейна Средней Протвы в голоцене // Вестник Московского университета. Серия 5: География. № 1. С. 73-86.

Новенко Е.Ю. 2016. Изменения растительности и климата Центральной и Восточной Европы в позднем плейстоцене и голоцене в межледниковые и переходные этапы климатических макроциклов. М.: ГЕОС. 228 с.

Палеоклиматы и палеоландшафты внетропического пространства Северной Евразии. Поздний плейстоцен-голоцен. Атлас-монография. 2009. М.: ГЕОС. 120 с.

Сапелко Т.В., Кузнецов Д.Д., Корнеенкова Н.Ю., Денисенков В.П., Лудикова А.В. 2014. Палеолимнология внутренних озер острова Путсаари (Ладожское озеро) // Известия Русского географического общества. Т. 146. № 3. С. 29-40.

Сидорчук А.Ю., Панин А.В., Борисова О.К. 2012. Снижение стока рек равнин Северной Евразии в оптимум голоцена // Водные ресурсы. Т. 39. № 1. С. 40.

Сидорчук А.Ю., Панин А.В., Борисова О.К. 2018. Речной сток на восточно-европейской равнине за последние 20 тысяч лет и проблема изменения уровней южных морей // Вопросы географии. № 145. С. 144-168.

Соломина О.Н. 2010. Климатические причины колебаний горных ледников в голоцене // Лед и снег. № 1. С. 103-110.

Субетто Д.А., Давыдова Н.Н., Сапелко Т.В., Вольфарт Б., Вастегорд С., Кузнецов Д.Д. 2003. Климат северо-запада России на рубеже плейстоцена и голоцена // Известия РАН. Серия географическая. № 5. С. 80-91.

Хотинский Н.А. 1977. Голоцен Северной Евразии. М.: Наука. 200 с.

Allen J.R.M., Long A.J., Chris J., Pearson D.G., Huntley B. 2007. Holocene climate variability in northernmost Europe // Quaternary Science Reviews. Vol. 26. P. 1432-1453.

Alley R.B., Mayewski P.A., Sowers T., Stuiver M., Taylor K.C., Clark P.U. 1997. Holocene climatic instability: a prominent, widespread event 8200 yr ago // Geology. Vol. 25. P. 483-486.

Antonsson K., Seppä H. 2007. Holocene temperatures in Bohuslän, southwest Sweden: a quantitative reconstruction from fossil pollen Data // Boreas. Vol. 36. P. 400-410.

Barber K., Zolitschka B., Tarasov P., Lotter A.F. 2004. Atlantic to Urals - the Holocene climatic record of mid-latitude Europe // Past Climate Variability through Europe and Africa / Eds. R.W. Battarbee, F. Gasse, C.E. Stickley. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht, The Netherlands. P. 417-442.

Berger A., Loutre M.F. 1991. Insolation values for the climate of the last 10 million years // Quaternary Science Reviews. Vol. 10. P. 297-317.

Bjorck S., Kromer B., Johnsen S., Bennike O., Hammarlund D., Lehmdahl G., Possnert G., Rasmussen T.L., Wohlfarth B., Hammer C.U., Spurk M. 1996. Synchronised terrestrial-atmospheric deglacial records around the North Atlantic // Science. Vol. 274. P. 1155-1160.

Bond G., Broecker W., Johnsen S., McManus J., Labeyrie L., Jouzel J., Bonani G. 1993. Correlations between climate records from North Atlantic sediments and Greenland ice // Nature. Vol. 365. P. 143-147.

Bond G., Kromer B., Beer J. et al. 2001. Persistent solar influence on North Atlantic climate during the Holocene // Science. Vol. 294. P. 2130-2136.

Borisova O. 2019. Environmental and climatic conditions of human occupation in the central east European plain during the middle Holocene: Reconstruction from palaeofloristic data // Quaternary International. Vol. 516. P. 42-57.

Bos J.A.A., Urz R. 2003. Late Glacial and early Holocene environment in the middle Lahn river valley (Hessen, central-west Germany) and the local impact of early Mesolithic people - pollen and macrofossil evidence // Vegetation History Archaeobotany. Vol. 12. P. 19-36.

Bos J.A.A., van Geel B., van der Plicht J., Bohncke S.J.P. 2007. Preboreal climate oscillations in Europe: Wiggle-match dating and synthesis of Dutch high-resolution multi-proxy records // Quaternary Science Reviews. Vol. 26. P. 1927-1950.

Bradley R.S. 2008. Holocene perspectives on future climate change // Natural climate variability and global warming: A Holocene perspective / Eds: R.W. Battarbee, H.A. Binney. Chichester: J. Wiley & Sons. P. 254-268.

Bradley R.S., Bakke J. 2019. Is there evidence for a 4.2 kaBP event in the northern North Atlantic region? // Climate in the Past. Vol. 15. P. 1665-1676.

Buntgen U., Tegel W., Nicolussi K., McCormick M., Frank D., Trouet V., Kaplan J.O., Herzig F., Heussner K.-U., Wanner H., Luterbacher J., Esper J. 2011. 2500 years of European climate variability and human susceptibility // Science. Vol. 331. P. 578-582.

Buntgen U., Trouet V., Frank D., Leuschner H.H., Friedrichs D., Luterbacher J., Esper J. 2010. Tree ring indicators of German summer drought over the last millennium // Quaternary Science Reviews. Vol. 29. P. 1005-1016.

Charman D.J., Hendon D. 2000. Long-term changes in soil water tables over the past 4500 years: relationships with climate and North Atlantic atmospheric circulation and sea surface temperature // Climatic Change. Vol. 47. P. 45-59.

Cheddadi R., Yu G., Guiot J., Harrison S.P., Prentice I.C. 1997. The climate of Europe 6000 years ago // Climate Dynamics. Vol. 13. P. 1-9.

Christiansen B., Ljungqvist F.C. 2017. Challenges and perspectives for large-scale temperature reconstructions of the past two millennia // Reviews of Geophysics. Vol. 55. No. 1. P. 40-96.

Coope G.R., Lemdahl G., Lowe J.J., Walkling A. 1998. Temperature gradients in northern Europe during the last glacial-Holocene transition (14-9 14C kyr BP) interpreted from coleopteran assemblages // Journal of Quaternary Science. Vol. 13. No. 5. P. 419-433.

Daley T.J., Thomas E.R., Holmes K., Street-Perrott F.A., Chapman M.R., Tindall J.C., Valdes P.J., Loader NJ., Marshall J.D., Wolff E.W., Hopley P.J., Atkinson T., Barber K.E., Fisher EH., Robertson I., Hughes P.D.M., Roberts C.N.. 2011. The 8200yr BP cold event in stable isotope records from the North Atlantic region // Global and Planetary Change. Vol. 79. P. 288-302.

Davis B.A.S., Brewer S., Stevenson A.C., Guiot J. 2003. The temperature of Europe during the

Holocene reconstructed from pollen data // Quaternary Science Reviews. Vol. 22. P. 1701-1716.

De Klerk P. 2008. Patterns in vegetation and sedimentation during the Weichselian Late-glacial in north-eastern Germany // Journal of Biogeography. Vol. 35. P. 1308-1322.

Dynamics of Landscape Components and Inland Sea Basins of Northern Eurasia over the Past 130,000 Years (General Paleogeography). Atlas-monograph. 2002. Moscow: GEOS. 232 p. [in Russian; Динамика ландшафтных компонентов и внутренних морских бассейнов Северной Евразии за последние 130000 лет (общая палеогеография). Атлас-монография. 2002. М.: ГЕОС. 232 с.].

European Pollen Database. 2007 [Available at http://www.europeanpollendatabase.net (дата обращения03.06.2020)].

Feurdean A., Vanniere B., Finsinger W. et al. 2020. Fire hazard modulation by long-term dynamics in land cover and dominant forest type in eastern and central Europe // Biogeosciences. Vol. 17. P. 1213-1230.

Firbas F. 1949. Spät- und nacheiszeitliche Waldgeschichte Mitteleuropas nördlich der Alpen. Bd. 1. Jena: Fischer. 326 p.

Gatka M., Miotk-Szpiganowicz G., Goslar T., Jgsko M., van der Knaap W.O., Lamentowicz M. 2013. Palaeohydrology, fires and vegetation succession in the southern Baltic during the last 7500 years reconstructed from a raised bog based on multi-proxy data // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. Vol. 370. P. 209-221.

Giesecke T., Bennett K.D., Birks H.J.B., Bjune A.E., Bozilova E., Feurdean A., Finsinger W., Froyd C., Pokorny P., Rosch M., Seppa H., Tonkov S., Valsecchi V., Wolters S. 2011. The pace of Holocene vegetation change e testing for synchronous developments // Quaternary Science Reviews. Vol. 30. P. 2805-2814.

Goosse H., Renssen H., Timmermann A., Bradley R.S. 2005. Internal and forced climate variability during the last millennium: a model-data comparison using ensemble simulations // Quaternary Science Reviews. Vol. 24. Pp. 1345-1360.

Gouw-Bouman M.T.I.J., van Asch N., Engels S., Hoek W.Z. 2019. Late Holocene ecological shifts and chironomid-inferred summer temperature changes reconstructed from Lake Uddelermeer, the Netherlands // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. Vol. 535. P. 109366.

Guiot J., Harrison S.P., Prentice C. 1993. Reconstruction of Holocene precipitation in Europe using pollen and lake level data // Quaternary Research. Vol. 49. P. 139-149.

Harmata K. 1987. Late-glacial and Holocene history of vegetation at Roztoki and Tarnowiec near Jaslo (Jaslo-Sanok Depression) // Acta Palaeobotanica. Vol. 27. No. 1. P. 43-65.

Harrison S.P., Digerfeld G. 1993. European lakes as palaeoclimatic indicators // Quaternary Science Reviews. Vol. 12. P. 233-248.

Head M.J. 2019. Formal subdivision of the Quaternary System/Period: Present status and future directions // Quaternary International. Vol. 500. P. 32-51.

HeikkiläM., Fontana S., Seppä H. 2009. Rapid Lateglacial tree population dynamics and ecosystem changes in the eastern Baltic region // Journal of Quaternary Science. Vol. 24. P. 802-815.

Heikkilä M., Seppä H., 2003. A 11,000 yr palaeotemperature reconstruction from southern boreal zone in Finland // Quaternary Science Reviews. Vol. 22. P. 541-554.

HeikkiläM., Seppä H. 2010. Holocene climate dynamics in Latvia, eastern Baltic region: a pollen-based summer temperature reconstruction and regional comparison // Boreas. Vol. 39. P. 705-719.

Helama S., Jones P.D., Briffa K.R. 2017. Dark Ages Cold Period: A literature review and directions for future research // The Holocene. Vol. 27. P. 1600-1606.

IPCC. 2013. Climate change 2013. The Physical Science Basis. Cambridge: Cambridge University Press. 1535 p.

Jahns S. 2000. Late-glacial and Holocene woodland dynamics and land-use history of the Lower Oder valley, north-eastern Germany, based on two, AMS 14C-dated, pollen profiles //

Vegetation History and Archaeobotany. Vol. 9. P. 111-123.

Jahns S. 2007. Palynological investigations into the Late Pleistocene and Holocene history of vegetation and settlement at the Löddigsee, Mecklenburg, Germany // Vegetation History Archaeobotany. Vol. 16. P. 157-169.

Johnsen S., Clausen H., Dansgaard W., Fuhrer K., Gundestrup N., Hammer C., Iversen P., Jouzel J., Stauffer B., Steffensen J. 1992. Irregular glacial interstadials recorded in a new Greenland ice core // Nature. Vol. 359. P. 311-313.

Kalis A.J., Merkt J., Wunderlich J. 2003. Environmental changes during the Holocene climatic optimum in central Europe - human impact and natural causes // Quaternary Science Reviews. Vol. 22. P. 33-79.

Keigwin L.D., Boyle E.A. 2000. Detecting Holocene changes in thermohaline circulation // Proceedings of the National Academy of Sciences. Vol. 4. P. 1343-1346.

Khotinski N.A., Klimanov V.A. 1997. Allerod, Younger Dryas and Early Holocene Palaeo-Environmental Stratigraphy // Quaternary International. Vol. 41/42. P. 67-70.

Korhola A., Weckström J., Holmström L., Erästö P. 2000. A quantitative Holocene climatic record from diatoms in northern Fennoscandia // Quaternary Research. Vol. 54. P. 284-294.

Krementski K.V., Borisova O.K., Zelikson E.M. 2000. The Late Glacial and Holocene history of vegetation in the Moscow region // Paleontological Journal. Vol. 34. No. 1. P. 67-74.

Kulesza P., Suchora M., Irena A., Pidek I.A., Dobrowolski R., Alexandrowicz W.P. 2012. The Holocene palaeoenvironmental changes reflected in the multi-proxy studies of Lake Slone sediments (SE Poland) // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. Vol. 363. P. 79-98.

Lamentowicz M., Obremska M., Mitchell E.A.D. 2008. Autogenic succession, land-use change, and climatic influences on the Holocene development of a kettle-hole mire in Northern Poland // Review of Palaeobotany and Palynology. Vol. 151. P. 21-40.

Latalowa M., Nalepka D. 1987. A study of the Late-Glacial and Holocene vegetational history of the Wolbrom area (Silesian-Cracovian Upland - S. Poland) // Acta Palaeobotanica. Vol. 27. No. 1. P. 75-115.

Litt T., Brauer A., Goslar T., Merkt J., Bataga K., Müller H., Ralska-Jasiewiczowa M., Stebich M., Negendank J.F.W. 2001. Correlation and synchronisation of Lateglacial continental sequences in northern central Europe based on annually laminated lacustrine sediments // Quaternary Science Reviews. Vol. 20. P. 1233-1249.

Lotter A.F., Eicher U., Birks, H.J.B., Siegenthaler U. 1992. Late Glacial climatic oscillations as recorded in Swiss lake sediments // Journal of Quaternary Science. Vol. 7. P. 187-204.

Lücke A., Schleser G. H., Zolitschka B., Negendank J.F.W. 2003. A Lateglacial and Holocene organic carbon isotope record of lacustrine palaeoproductivity and climatic change derived from varved lake sediments of Lake Holzmaar, Germany // Quaternary Science Reviews. Vol. 22. P. 569-580.

Magny M. 2004. Holocene climate variability as reflected by mid-European lake-level fluctuations andits probable impact on prehistoric human settlements // Quaternary International. Vol. 113. P. 65-79.

Mann M.E., Zhang Z., Rutherford S., Bradley R.S., Hughes M.K., Shindell D., Ammann C., Faluvegi G., Ni F. 2009. Global Signatures and Dynamical Origins of the Little Ice Age and Medieval Climate Anomaly // Science. Vol. 326. P. 1256-1260.

Mauri A., Davis B.A.S., Collins P.M., Kaplan J.O. 2015. The climate of Europe during the Holocene: a gridded pollen-based reconstruction and its multi-proxy evaluation // Quaternary Science Reviews. Vol. 112. P. 109-127.

Mayewski P.A., Rohling E.E., Stager J.C. et al. 2004. Holocene climate variability // Quaternary Research. Vol. 62. P. 243-255.

Miagkaia A., Ershova E. 2020. A 10 000-year pollen and plant macrofossil record from the Losiny

Ostrov National Park (Moscow, Russia) // IOP Conference Series: Earth and Environmental Science. Vol. 438. P. 012018 (1-9).

Niinemets E., Saarse L. 2009. Holocene vegetation and land-use dynamics of south-eastern Estonia // Quaternary International. Vol. 207. P. 104-116.

Nosova M.B., Novenko E.Yu., Severova E.E., Volkova O.A. 2019. Vegetation and climate changes within and around the Polistovo-Lovatskaya mire system (Pskov Oblast, North-Western Russia) during the past 10,500 years // Vegetation History and Archaeobotany. Vol. 28. P. 123-140.

Novenko E., Tsyganov A., Volkova E., Kupriyanov D.A., Mironenko I. V., Babeshko K. V., Utkina A.S., Popov V., Mazei Y.A. 2016. Mid- and Late Holocene vegetation dynamics and fire history in the boreal forest of European Russia: A case study from Meshchera Lowlands // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. Vol. 459. P. 570-584.

Novenko E.Y., Tsyganov A.N., Olchev A.V. 2018. Palaeoecological data as a tool to predict possible future vegetation changes in the boreal forest zone of European Russia: a case study from the Central Forest Biosphere Reserve // IOP Conference Series: Earth and Environmental Science. Vol. 107. P. 012104 (1-6).

Novenko E.Yu., Olchev A.V. 2015. Early Holocene vegetation and climate dynamics in the central part of the East European Plain (Russia) // Quaternary International. Vol. 388. P. 12-22.

Novenko E.Yu., Tsyganov A.N., Babeshko K.V., Payne R.J., Li J., Mazei Y.A., Olchev A.V. 2019. Climatic moisture conditions in the north-west of the Mid-Russian Upland during the Holocene // Geography, Environment, Sustainability. Vol. 12. P. 188-202.

Novenko E., Tsyganov A., Volkova E., Mazei N.G., Volkova E.M., Chernyshov V.A., Kupriyanov D.A., Mazei Y.A. 2015. The Holocene palaeoenvironmental history of Central European Russia reconstructed from pollen, plant macrofossil and testate amoeba analyses of the Klukva peatland, Tula region // Quaternary Research. Vol. 83. P. 459-468.

Olchev A.V., Getmanova E.R., Novenko E.Y. 2020. A modeling approach for reconstruction of annual land surface evapotranspiration using palaeoecological data // IOP Conference Series: Earth and Environmental Science. Vol. 438. P. 012021.

PAGES 2k Consortium. 2013. Continental-scale temperature variability during the past two millennia // Nature Geoscience. Vol. 6. P. 339-346.

PAGES 2k Consortium. 2017. A global multiproxy database for temperature reconstructions of the Common Era // Scientific Data. Vol. 4 (170088). P. 1-33.

Panin A., Matlakhova E. 2015. Fluvial chronology in the East European plain over the last 20 ka and its palaeohydrological implications // Catena. Vol. 130. P. 46-61.

Per^oiu A., Ionita M., Weiss H. 2019. Atmospheric blocking induced by the strengthened Siberian High led to drying in west Asia during the 4.2 ka BP event - a hypothesis // Climate in the Past. Vol. 15. P. 781-793.

Pleskot K., Apolinarska K., Kolaczek P., Suchora M., Fojutowski M., Joniak T., Kotrys B., Kramkowski M., Slowinski M., Wozniak M., Lamentowicz M. 2020. Searching for the 4.2 ka climate event at Lake Spore, Poland // CATENA. Vol. 191. P. 104565. (1-14).

Ralska-Jasiewiczowa M. 1989. Environmental changes recorded in lakes and mires of Poland during the last 13,000 years // Acta Palaeobotanica. Vol. 29. P. 1-120.

Ralska-Jasiewiczowa M., Nalepka D., Goslar T. 2003. Some problems of forest transformation at the transition to the oligocratic/Homo sapiens phase of the Holocene interglacial in northern lowlands of central Europe // Vegetation History and Archaeobotany. Vol. 12. P. 233-247.

Roland T.P., Caseldine C.J., Charman D.J., Turney C.S.M., Amesbury M.J. 2014. Was there a '4.2 ka event' in Great Britain and Ireland? Evidence from the peatland record // Quaternary Science Reviews. Vol. 83. P. 11-27.

Seppa. H., Poska A. 2004. Holocene annual mean temperature changes in Estonia and their relationship to solar insolation and atmospheric circulation patterns // Quaternary Research.

Vol. 61. Pp. 22-31.

Solomina O., Haeberli W., Kull C., Wiles G. 2008. Historical and Holocene glacier-climate variations: General concepts and overview // Global and Planetary Change. Vol. 60. P. 1-9.

Starkel L., Michczynska D.J., Krqpiec M., Margielewski W., Nalepka D., Pazdur A. 22013. Progress in the Holocene chrono-climatostratigraphy of Polish territory // Geochronometria. Vol. 40. No. 1. P. 1-21.

Tarasov P.E., Guiot J., Cheddadi R., Andreev A.A., Bezusko L.G., Blyakharchuk T.A., DorofeyukN.I., Filimonova L.V., Volkova V.S., Zernitskaya V.P. 1999. Climate in northern Eurasia 6000 years ago reconstructed from pollen data // Earth and Planetary Science Letters. Vol. 171. P. 635-645.

Tarasov P.E., Savelieva L.A., Long T., Leipe C. 2019. Postglacial vegetation and climate history and traces of early human impact and agriculture in the present-day cool mixed forest zone of European Russia // Quaternary International. Vol. 516. P. 21-41.

Teller J.T., Leverington D.W., Mann J.D. 2002. Freshwater outbursts to the oceans from glacial Lake Agassiz and their role in climate change during the last deglaciation // Quaternary Science Reviews. Vol. 21. P. 879-887.

Thomas E.R., Wolff E.W., Mulvaney R., Steffensen J.P., Johnsen S.J., Arrowsmith C., White J.W.C., Vaughn B.H., Popp T. 2007. The 8.2 ka event from Greenland ice cores // Quaternary Science Reviews. Vol. 26. P. 70-81.

Van Geel B. 1978: A palaeoecological study of Holocene peat bog sections in Germany and the Netherlands, based on the analyses of pollen, spores and macro- and microscopic remains of fungi, algae, cormophytes and animals // Review of Palaeobotany and Palynology. Vol. 25. P. 1-120.

Vinther B.M., Clausen H.B., Johnsen S.J., Rasmussen S.O., Andersen K.K., Buchardt S.L., Dahl-Jensen D., Seierstad I.K., Siggaard-Andersen M. -L., Steffensen J. P., Svensson A., Olsen J., Heinemeier J. 2006. A synchronized dating of three Greenland ice cores throughout the Holocene // Journal of Geophysical Research. Vol. 111. P. X1-X9.

Walker M., Head M.J., Berkelhammer M., Svante B., Cheng H., Cwynar L.C., Fisher D., Gkinis V., Long A., Newnham R., Rasmussen S.O., Weiss H. 2019. Subdividing the Holocene Series/Epoch: formalisation of stages/ages and subseries/subepochs, and designation of GSSPs and auxiliary stratotypes // Journal of Quaternary Science. Vol. 34. P. 173-186.

Wanner H., Beer J., Butikofer J., T. J. Crowley, U. Cubasch, J. Flückiger, H. Goosse, M. Grosjean, F. Joos, J.O. Kaplan, M. Küttel, S.A. Müller, I.C. Prentice, O. Solomina, T.F. Stocker, P. Tarasov, M. Wagner, M. Widmann. 2008. Mid- to Late Holocene climate change: an overview // Quaternary Science Reviews. Vol. 27. P. 1791-1828.

Wohlfarth B., Lacourse T., Bennike O., Subetto D., Tarasov P., Demidov I., Filimonova L., Sapelko T. 2007. Climatic and environmental changes in north-western Russia between 15,000 and 8000 cal yr BP: a review // Quaternary Science Reviews. Vol. 26. P. 1871-1883.

Wu H., Guiot J., Brewer S., Guo Z. 2007. Climatic changes in Eurasia and Africa at the last glacial maximum and mid-Holocene: reconstruction from pollen data using inverse vegetation modeling // Climate Dynamics. Vol. 29. P. 211-229.

Zagwijn W.H. 1994. Reconstruction of climate change during the Holocene in western and central Europe based on pollen records of indicator species // Vegetation History and Archaeobotany. Vol. 3. P. 65-88.

Zernitskaya V., Mikhailov N. 2009. Evidence of early farming in the Holocene pollen spectra of Belarus // Quaternary International. Vol. 203. P. 91-104.