Content uploaded by Ekaterina Dolgova
Author content
All content in this area was uploaded by Ekaterina Dolgova on Jun 11, 2015
Content may be subject to copyright.
Лёд
и
Сн
е
г · 2
0
1
3
· № 2
(
122
)
-
102
-
УДК
551.324.63
Б
у
рение осадков оз. Каракель (долина р. Теберда) и перспективы реконстр
у
кции истории
оле
д
енения и климата голо
ц
ена на
К
авказ
е
©
2013 г. О.Н. Соломин
а
1
,
И.
А
. Калуги
н
2
, М.
Ю
.
А
лександри
н
1
, И.
С
. Бушуев
а
1
,
А
.В. Дари
н
2
,
Е.
А
. Долгов
а
1
,
В
.
Ж
омелл
и
3
,
М
.
Н
.
И
вано
в
1
,
В
.
В
.
М
ацковски
й
1
,
Д.В.
О
вчиннико
в
4
,
И.
О
. Павлов
а
1
,
Л
.
В
.
Р
азумовски
й
5
,
А
.
А
. Чепурна
я
1
1
Инстит
у
т геогра
ф
ии РАН, Москва;
2
Инстит
у
т геологии и гео
ф
изики СО РАН, Новосибирск;
3
Лабо
р
ато
р
ия
ф
изической геог
р
а
ф
ии CNRS, Медон,
Фр
анция;
4
Инстит
у
т леса имени В.Н.
Су
качева Р
А
Н, Красноярск;
5
И
нстит
у
т водных проблем РАН, Москв
а
ol
g
asolomina@yandex.ru
С
татья п
р
инята к печати 15 янва
р
я 2013 г.
З
ападный Кавказ, климат голоцена, озёрные отложения, палеоклиматические реконструкции, палеолимнология
.
Ho
l
ocene c
l
imate,
l
acustrine se
d
iments, pa
l
aeoc
l
imatic reconstructions, pa
l
aeo
l
imno
l
ogy, Western Caucasus.
Озёрные отложения – важный источник данных для реконструкции коле
б
аний ледников и изменений
климата. Рассмотрены первые результаты
б
урения осадков оз.Каракель (долина р.Те
б
ерда, Западный
Кавказ
)
, выполненного для реконструкции голоценовой истории оледенения и климата в регионе.
Описаны методика от
б
ора о
б
разцов и осо
б
енности стратиграфии керна донных отложений оз. Кара-
к
е
ль, п
р
ив
е
д
е
ны т
р
и
ра
ди
о
угл
еро
дны
е
д
а
ти
ро
вки, п
оз
в
о
ливши
е
о
ц
е
нить
с
к
орос
ти
оса
дк
о
н
а
к
о
пл
е
ния
в
верхней части толщи
(
поздний голоцен
)
. Датировка нижнего слоя озёрных отложений – 11700 л.н.
(календарный возраст)– одновременно представляет со
б
ой оценку минимального возраста морены,
п
одпруживающе
й
оз.Каракель
.
В
ведени
е
В последние десятилетия из
у
чение кли-
мата голоцена вышло на новые р
у
бежи. Это
п
р
ежде всего связано с
р
аз
р
аботкой новых и
сове
р
шенствованием известных методов
радиоуглеродного датирования
(
AMS – Accel-
erate
d
Mass Spectrometry – ускорительная
масс-спект рометрия
)
и анализа отложений,
а также с
у
спехами в модели
р
овании клима-
та
[
15, 18
]
. Озё
р
ные осадки – один из наиболее
пе
р
спективных объектов палеоклиматически
х
исследований, поскольк
у
они часто содер-
ж
ат непрерывн
у
ю летопись событий прошло-
го, которую можно расши
ф
ровать с высоким
в
р
емен
н
м
разрешением.
В
отличие от других
косвенных индикато
р
ов, нап
р
име
р
денд
р
ох
-
ронологических, оз
ё
рные отложения мог
у
т
д
ать ин
ф
о
р
мацию о нескольких па
р
амет
р
а
х
климатической и ландша
ф
тной изменчиво-
сти. Для гляциологии озё
р
ные отложения осо-
б
енно интересны, так как по материалам и
х
исследования возможно создание неп
р
е
р
ывных
реконстр
у
кци
й
изменени
й
размеров ледников
и высоты г
р
аницы питания, чего нельзя сде-
л
ать
,
основываясь лишь на точечных данных о
положении и возрасте морен. При этом б
у
дет
д
ост
у
пна информация о состоянии ледников
и
в период их сокращения. В этой ра
б
оте мы
сделаем о
б
зо
р
основных положений палео
-
л
имнологического метода,
р
ассмот
р
им пе
р
вые
р
ез
у
льтаты
бу
рения отложений оз. Каракель
и
на основе трёх радио
у
глеродных датирово
к
оценим ско
р
ости осадконакопления.
М
етодика комплексных палеолимнологически
х
реконстр
у
кций высокого временнUго разрешени
я
И
спользование
палеолимнологических
данных
д
ля реконструкции состояния оле
д
енения.
П
ио
-
н
е
р
ные
р
а
б
оты в этом нап
р
авлении п
р
инадле
-
ж
ат но
р
вежским исследователям
[
24
]
, кото
р
ые
у
совершенствовали констр
у
кцию лёгкого
бу
ра,
ч
то позволило им начать массовый отбо
р
мате
-
р
иала озё
р
ных отложений в
б
лизи сов
р
еменны
х
л
едников. Небольшие озё
р
а около ледников –
и
деальные лов
у
шки осадков, ха
р
акте
р
кото
-
р
ых тесно связан с эрозионно-акк
у
м
у
лятивной
д
еятельностью ледников и д
ру
гими п
р
оцесса
-
м
и, п
р
оисходящими в водосбо
р
е. Ледниковые
и
неледниковые отложения в
р
аз
р
езах п
р
илед
-
н
иковых озёр чётко различаются даже виз
у
аль
-
н
о. Так, на рис.
1
,
б
хорошо видны ленточные
б
г
лины – сви
д
етельство го
д
овой
ц
икличности
-
103
-
О.Н. Соломина и
др.
л
едниково-акк
у
м
у
лятивной деятельности. Н
а
р
ис. 1,
а
годовая цикличность не п
р
ослеживает-
ся, но хо
р
ошо виден пе
р
еход от неледниковых
осадков
(
тёмный слой внизу
)
к ледниковым: этот
переход фиксир
у
ет время появления ледника на
водо
р
азделе в начале неогляциального похоло-
д
ания.
И
менно с этого времени ледник суще
-
ствовал постоянно. Светлые полосы в т
р
етьей
колонке
(
см. рис. 1,
в
)
указывают на наличие двух
катастро
ф
ических наводнений разной мощности
.
AMS-дати
р
ование позволяет оп
р
еде
-
л
ять возраст отложений по очень не
б
ольшо-
му количеству органического материала.
Т
ак,
д
ля обычного анализа треб
у
ется от 1 до 10 г
у
глей, а для
A
M
S
-
у
становки достаточно
1
–
2
мг,
иногда меньше
(
до 50–100 мкг
)
. Такие дати-
ровки позволяют построить надёжн
у
ю модель
ско
р
ости седиментации и оп
р
еделить х
р
оноло-
гические границы гляциологических со
б
ытий
.
Наличие инстр
у
ментальных данных о поло-
ж
ении концов ледников и воз
р
асте мо
р
ен да
ё
т
возможность оп
р
еделить аналоги основны
х
л
едниковых событий в
р
аз
р
езе и даже пост
р
о-
ить модель изменени
й
высоты г
р
аницы пита-
ния в
за
ви
с
им
ос
ти
о
т лит
о
л
о
г
о
-г
ео
химич
ес
ки
х
и
ф
изических свойств озё
р
ных осадков и потом
использовать данн
у
ю модель для
р
еконст
ру
к-
ции коле
б
аний ледников. Для этой цели в
отложениях п
р
иледниковых озё
р
оп
р
еделяют
след
у
ющие показатели
:
потери при прокали-
в
ании
(
уменьшение массы при сжигании орга
-
н
ики
)
; плотность сухого вещества; содержание
в
оды
;
магнитн
у
ю восприимчивость
;
степень
сортировки
;
минералогические и грануломет
-
р
ические ха
р
акте
р
истики осадка
;
р
ентгенов
-
с
ку
ю
и г
а
мм
а
-пл
о
тн
ос
ть.
Известно, что к наиболее ин
ф
орматив
-
н
ым показателям для реконстр
у
кции разме
-
р
ов оледенения п
р
ошлого относятся поте
р
и
пр
и п
р
окаливании, соде
р
жание о
р
ганическо
-
г
о вещества
(
эти две характеристики тесно
связаны межд
у
со
б
ой, так как о
б
е они
у
вели
-
ч
иваются п
р
и уменьшении
р
азме
р
ов ледни
-
к
ов
)
и магнитная восприимчивость [17, 24].
Последняя о
б
ычно от
р
ажает соде
р
жание маг
-
н
итных мине
р
алов в осадке, кото
р
ое увели
-
ч
ивается при наст
у
пании ледника и
у
силении
его экза
р
ационной деятельности, т.е.
ф
акти
-
чес
ки
за
ви
с
ит
о
т инт
е
н
с
ивн
ос
ти п
ос
тупл
е
ния
в
бассейн аллохтонного мине
р
ального осадка.
Д
анный показатель как один из наи
б
олее
у
стойчивых о
б
ычно используют и для корре
-
л
яции отложений. Очевидно
,
что магнитная
в
осп
р
иимчивость и соде
р
жание о
р
ганического
в
ещества имеют о
б
ратную взаимную корреля
-
ц
ию. Плотность, кото
р
ая оп
р
еделяется
р
ентге
-
но
в
с
ким м
е
т
о
д
о
м, выш
е
у
оса
дк
о
в л
е
дник
о
в
о
г
о
п
роисхож дения.
Р
азмер минеральных частиц,
особенно глинистых и алев
р
итовых, также
т
есно связан с коле
б
аниями ле
д
ника. Поло
-
Р
ис.
1
.
О
зёрные отложения
:
а
– пе
р
еход от неледниковы
х
о
садков
(
тёмный нижний слой
)
к
л
едниковым
;
б
– ленточные гли-
б
н
ы – свидетельство п
р
исутствия
л
едника
;
в
– следы катастро
ф
иче
-
с
ких наводнений
(
светлые про-
с
лои
)
(
по данным А. Несье, лич-
н
ое сообщение
)
F
ig.
1
. La
k
e se
d
iments
:
a
– t
h
e transition
f
rom non
gl
acia
l
s
ediments
(
dark bottom layer
)
to gla-
c
ial;
б
– varved clay – evidence of the
б
p
resence o
f
t
h
e
gl
acier;
в
–
t
r
aces
of
c
atastrophic floods
(
light layers
)
(
ac-
c
ordin
g
to A. Nesje, personal com-
m
unication
)
П
алеогля
ц
иологи
я
-
104
-
ж
ение зоны максимально
й
экза
р
ации ледник
а
можно
у
становить по осо
б
енностям минерало
-
гич
ес
к
о
г
о
сос
т
а
в
а
оса
дк
а
,
ес
ли г
ео
л
о
гич
ес
ки
е
различия пород, слагающих долин
у
ледника,
д
остаточно ч
ё
тко вы
р
ажены и по
р
оды имеют
п
р
ости
р
ание, попе
р
ечное по отношению
к
нап
р
авлению движения льда
.
В идеале в качестве о
б
ъекта исследования
д
ля палеогляциологических реконстр
у
кций с
п
о
м
о
щь
ю
п
а
л
ео
лимн
о
л
о
гич
ес
к
о
г
о
м
е
т
о
д
а
с
л
е-
ду
ет вы
б
ирать ледников
у
ю систем
у
, состоящ
у
ю
из одного ледника простой
ф
ормы с датиро
-
ванными моренами, расположенными межд
у
концом ледника и озером [1
6
]. В последни
х
ра
б
отах, однако, показано, что реконстр
у
кцию
можно проводить и на
б
олее отдалённых от
конца ледника озё
р
ах, и в долинах, где п
р
и
-
сутствуют несколько ледников разно
й
мор
-
ф
ологии, экспозиции и д
р
. Для выявления
л
едниково
й
составляюще
й
при анализе разны
х
параметров седиментации использ
у
ют метод
главных компонент [
2
7]
.
В последние годы число реконстр
у
к
-
ци
й
для отдельных ледников, выполненны
х
этим методом, нап
р
име
р
в Но
р
вегии, воз
р
ос
-
л
о до нескольких десятков. Подо
б
ные ра
б
оты
вед
у
т и во многих др
у
гих горных [20, 25, 26] и
поля
р
ных
[13
,
14
,
19]
р
егионах. Исследования
показали, что в большинстве го
р
ных
р
айонов
С
еверного пол
у
шария в раннем и среднем голо
-
цене ледники отс
у
тствовали или с
у
ществен
-
но сокращались. Подро
б
но из
у
чены история и
нескольких шель
ф
овых ледников. Установлено,
что сокращение и исчезновение шель
ф
овы
х
л
едников, п
р
оисходящие сейчас в А
р
ктике и
А
нтарктике [19], в голоцене сл
у
чались несколь
-
ко
р
аз, однако сов
р
еменное их отступание и
р
аспад –
б
есп
р
ецедентны, так как данные п
р
о
-
цессы впервые происходят одновременно в о
б
еи
х
поля
р
ных о
б
ластях. Ранее этого не отмечалось
.
Использование палеолимнологических
д
анны
х
для реконстр
у
кции изменений климата.
Д
ля эти
х
реконструкций применяют
б
олее традицион
-
ны
е
п
о
дх
о
ды
,
ос
н
о
в
а
нны
е
н
а
г
ео
химич
ес
ких и
биостратигра
ф
ических показателях. Принци
-
пиальное отличие сов
р
еменных методик
р
е
-
конструкции – их
б
олее высокое разрешение,
которое стало возможным в рез
у
льтате раз
-
вития высоких технологий. Подо
б
ные ра
б
оты
в нашей стране вед
у
тся в Инстит
у
те геологии
и минералогии СО РАН
(
Новосибирск
)
под
р
у
ководством И.А. Кал
у
гина и А.Н. Дарьина.
Главные методы детального из
у
чения оз
ё
рны
х
осадков – высокоп
р
оизводительны
й
скани
-
ру
ющий рентгено-флюоресцентный анализ
н
а пучках синхронного излучения
(
РФА-СИ
)
и
низкофоновая пол
у
проводниковая гамма
-
спектрометрия.
С
овокупность этих методов
п
озволяет оп
р
еделять в осадке соде
р
жание
более 50 мак
р
о- и мик
р
оэлементов в ши
р
оком
д
иапазоне. Сканир
у
ющий вариант РФА-СИ
д
а
ё
т возможность пол
у
чения
у
никальной
и
н
ф
о
р
мации о
р
асп
р
еделении элементов, плот
-
н
ости и ст
р
укту
р
ных па
р
амет
р
ах мине
р
алов
в
доль колонки осадков с п
р
ост
р
анственным
р
аз
р
ешением от 0,1 мм. В
р
еменнáя шкала осад
-
к
онакопления ст
р
оится по изотопным оп
р
еде
-
ле
ниям
137
C
s,
210
P
b
и
14
C
. На территории России
эта методика п
р
именялась для
р
еконст
р
укции
к
лимата Алтая и Сиби
р
и
[
5, 6, 22
]
. С
р
еди геохи
-
м
ических индикато
р
ов особенно ин
ф
о
р
матив
-
н
ы такие породоо
б
раз
у
ющие элементы, как K,
C
a, Ti, Fe, Mn, а также микроэлементы, харак
-
теризующие терригенную
(
Cu, Ga, Rb, Sr, Y, Zr,
N
b, Sn, Ba
)
и органогенную
(
Br, I, Mo, U
)
ком
-
п
оненты осадка. В частности, п
р
и пост
р
оении
р
еконструкции для
Т
елецкого озера использо
-
в
аны рентгеновская плотность, содержание
Br
и
Ti, а также отношение Sr
/
Rb [5, 6, 22]
.
Современные представления о коле
б
ания
х
к
лимата на Кавказе в голо
ц
ене и необхо
д
имость
реконстр
у
кций высокого разрешени
я
П
р
едставления об исто
р
ии оледенения
и
климата поз
д
неле
д
никовья и голо
ц
ена н
а
Кавказе
б
азир
у
ются в основном на геомор
-
ф
ологических описаниях мо
р
ен и биост
р
ати
-
г
ра
ф
ических данных. Высокоразрешающие
р
еконстр
у
кции летней температ
у
ры выполнены
н
едавно и охватывают всего два столетия
[
2
]
.
Хр
онология коле
б
аний ледников последнего
тысячелетия основана на
р
ез
у
льтатах лихеномет
-
р
ического дати
р
ования, кото
р
ое не может счи
-
таться надёжным по ряд
у
причин, особенно в
связи с отс
у
тствием хронологического контроля
у
криво
й
роста лиша
й
ников для поверхносте
й
старше
100
лет [
1
]. Возраст голоценовых морен,
з
а исключением четыр
ё
х стадий наступания
л
едника Безенги, кото
р
ые дати
р
ованы в очень
ш
и
р
оких в
р
емен
н
х
пределах
(
ранее 8600 л.н.;
м
ежд
у
8
6
00 и
6
400 л.н.; около 4500 л.н.; около
2800 BP и после
6
50 л.н. – радиоуглеродный
н
екалиброванный возраст
)
[10], практически
н
е известен. Палеоклиматические реконстр
у
к
-
-
10
5
-
О.Н. Соломина и
др.
ции, основанные на биост
р
атиг
р
а
ф
ических
д
анных, воссоздают лишь сам
у
ю о
б
щ
у
ю кар
-
тин
у
изменений климата на
К
авказе в голоце
-
не. Так, по спо
р
ово-пыльцевым и диатомовым
д
анным Л.Р.
С
е
р
еб
р
янного и д
р
.
[10]
, на п
р
отя
-
ж
ении голоцена наблюдается т
р
енд понижения
температ
у
ры и
у
величения осадков. Согласно
мате
р
иалам этих авто
р
ов, в
р
аннем голоцене в
у
рочище Криют
(
водораздел Чегема и Черек
а
Безенгийского, 2100–2400 м над ур. моря
)
пре
-
о
б
ладали
б
е
р
ёзовые леса, хотя пояс ши
р
околи-
ственных лесов находился недалеко.
В
среднем
голоцене верхняя граница леса
(
бук
)
подня
-
л
ась и проходила на
300
м выше современной.
В начале с
убб
ореала доля пыльцы и спор дре
-
весно
й
группы, включая широколиственные,
у
меньшилась в связи с похолоданием, а спек
-
тры су
б
атлантики свидетельствуют о ещё
б
олее
холодных и влажных
у
словиях.
Н
а основе спорово-пыльцевого анализ
а
трёх торфяников
(
Дигорский, Верхнезгидский
и Тарский
)
А.В. Князев, А.Б. Савинецкий и
Н.А. Гей [7] выполнили палеоклиматическ
у
ю
реконструкцию для второ
й
половины голо
-
цена. В качестве основного индикато
р
а эти
авто
р
ы использовали соотношение пыльцы
б
у
ка и сосны, которые замещают др
у
г др
у
га в
пыльцевых спект
р
ах п
р
и изменении климата,
причём
у
гнетение б
у
ка приходится на с
у
хие
и холодные пе
р
иоды.
С
огласно их данным, н
а
Кавказе было тепло межд
у
7500–5500 и 5000
–
3100
(
3000
)
л.н., а в периоды 5500–5000 л.н.,
4
400–4000 л.н. и 3700
(
3500
)
–3400
(
3300
)
л.н.,
напротив, на
б
людались короткие похолодания
(
в скобках указаны альтернативные границы
инте
р
валов, если дати
р
овки в
р
азных оз
ёр
ах не
совпадают
)
. Более длительный период похоло
-
д
ания отмечался 3000
(
2900
)
–2300
(
2200
)
л.н.,
а наступившее затем в
р
емя в целом
р
ассма
-
т
р
ивается как пе
р
иод потепления.
В
течение
последних
1000
лет наблюдалось от одного до
трёх
(
в разных разрезах по-разному
)
кратковре
-
менных похолодани
й.
По данным анализа Л
у
ганского
б
олот
а
(
2428 м над ур. моря, р. Закан, левый приток
Большой Лабы
)
[4], в бореальное время
на это
й
высоте находился ледник, которы
й
исчез в тёплый
(
и влажный
)
атлантический
период.
Н
а его месте возникло озеро, кото
-
р
ое к 4200 л.н. п
р
ев
р
атилось в болото. 3200
–
2800
л.н., в период потепления, озеро возникло
снова и прос
у
ществовало около 400–500 лет.
В начале с
уб
атлантики произошло похолода
-
н
ие и в котловине снова начал откла
д
ываться
т
ор
ф
, а около 1300 л.н. наблюдалось потепле
-
н
ие. Последний
р
аз озё
р
ные осадки накаплива
-
л
ись з
д
есь
400
–5
00
л.н
.
Некото
р
ые дополнительные п
р
едставления
о кр
у
пных изменениях климата на
К
авказе
м
огут дать материалы изучения погре
б
ённы
х
п
очв или г
у
м
у
совых горизонтов, о
б
нар
у
жен
-
н
ых разными авторами в высокогорье.
Т
ак,
в
долине ледника Улл
у
кам, в 1 км от конц
а
современного ледника, на высоте
2813
м
о
б
нар
у
жена погре
б
ённая почва, перекрытая
слоем склоновых отложений
(
3580±80 радио
-
у
глеродных лет
)
[11]. Эта датировка совпада
-
ет с датировками других погре
б
ённых почв
(
3720±140 л.н. [8]
)
и погребённых гумусовых
г
оризонтов в современных почвах (3
6
10±80
ИГАН-746 и 3630±60 ИГАН-745 [8]
)
. И.В. Пав
-
л
ова и В.Г.
О
нипченко [
9
] считают, что совре
-
м
енные почвы начали
ф
о
р
ми
р
оваться в тёплый
атлантически
й
период, поскольку датировки
п
о современным почвам
у
казывают на некий
осреднённый возраст их
ф
ормирования, омо
-
л
оженный по отношению к истинном
у
времени
н
ачала почвоо
б
разования. В качестве допол
-
н
ительного арг
у
мента для этого предположе
-
н
ия
о
ни
о
тм
е
ч
аю
т м
а
к
с
им
а
льн
ое
к
о
лич
ес
тв
о
п
ыльцы те
р
мо
ф
ильных ши
р
околиственных
п
о
р
од в нижних го
р
изонтах этих почв.
Е.В. Квавадзе и Ю.В. Е
фр
емов
[
23
]
иссле
-
д
овали озё
р
ные и озё
р
но-
б
олотные отло
-
ж
ения в долине Архыза и
у
становили, что в
п
ериод
4300
–
4200
л.н. в этом районе прои
-
з
ошло сильное похолодание, кото
р
ое п
р
и
-
в
ело к нисходяще
й
миг
р
ации
р
астительных
п
оясов. Похолодание су
бб
ореального перио
-
д
а п
р
е
р
ывалось потеплением лишь однаж
-
д
ы. В су
б
атлантическое время отмечалось дв
а
п
охоло
д
ания: около 1300–1200 и 400–350 л.н.
П
оследнее подтверждается также наступа
-
н
иями ледников по лихеномет
р
ическим
[
7
]
и
дендрохронологическим [
1
] данным.
С
рав
-
н
ение
р
ассмот
р
енных массивов палеогля
-
ц
иологических, биостратигра
ф
ических,
б
иоин
д
ика
ц
ионных и палеопе
д
ологических
д
анных показывает, что история климата
К
ав
-
к
аза в голоцене пока из
у
чена лишь в самых
общих чертах.
Э
то связано главным образом
со слабым х
р
онологическим конт
р
олем
р
екон
-
струкци
й
, их низким временн м
р
аз
р
ешением,
а также отс
у
тствием непрерывных реконстр
у
к
-
П
алеогля
ц
иологи
я
- 10
6
-
в
ремя окружает озеро с юго-западно
й
, запад
-
н
ой и северо-западной сторон.
Е
сли принять
в
о внимание, что а
б
солютная высота дна озер
а
р
авна примерно
132
5–
1330
м, что соответствует
г
ипсометрическому уровню русла р. Те
б
ерда, то
м
ожно предположить, что в оз.
К
аракель посту
-
п
ает небольшая часть стока
р
. Тебе
р
да. Ве
р
о
-
я
тно, в питании озера довольно с
у
щественн
а
р
оль подземной составляющей. По данным
Ю.В. Е
фр
емова
[
3
]
, мине
р
ализация воды в
озере – 115,5 мг
/
л, а концентрация кислород
а
в
воде – 6,75 мг
/
л, причём последняя меняется
с глубиной (в верхнем слое – 9,1 мг
/
л, в при
-
д
онном – 7,6 мг
/
л). По берегам озера произрас
-
тают преим
у
щественно сосновые леса. Возраст
н
аиболее старых сосен, раст
у
щих на морене,
п
одпр
у
живающей озеро, – около 180–200 лет
(
наиболее старое дерево датировано 1836 г.
)
.
Озё
р
ные осадки отби
р
ались с плота в
ц
ентральной части озера с гл
у
бины 9,5 м.
Использовался озёрный
бу
р типа «
бу
р Несье»
(
А. Несье [24]
)
– труба диаметром 11 мм. Получе
-
н
о два керна с ненар
у
шенной стр
у
кт
у
рой, пере
-
к
рывающих др
у
г др
у
га по гл
уб
ине от
б
ора от дн
а
озера
(
первый – с глубины от 0–15 мм до 1000–
1100 мм, второй – с гл
у
бины около 35–40 мм до
1800–1830 мм
)
(
рис. 3,
а
)
. Бурению предшество-
ци
й
количественных параметров, характери
-
з
у
ющих отдельные элементы климата.
Цель проекта б
у
рения и анализа осадков
кавказских оз
ё
р – прояснить голоценов
у
ю исто
-
рию климата на Кавказе. В этой ра
б
оте описан
первы
й
этап исследовани
й
.
Проект
б
урения озёрных осадков
в долине р. Те
б
ерд
а
Д
ля детальной реконструкции климата и
колебаний кавказских ле
д
ников в голо
ц
ене в
сентябре 2010 г. было выполнено керновое б
у
ре
-
ние отложений оз. Ка
р
акель. Оно
р
асположено
в пределах западно
й
высокогорно
й
провинции
Большого Кавказа, в долине р. Те
б
ерда, кото
-
р
ая начинается на склонах Главного Кавказ
-
ского х
р
ебта. В
р
айоне оз. Ка
р
акель долин
а
р. Те
б
ерда простирается преим
у
щественно с
юго-запада на севе
р
о-восток и имеет ши
р
ин
у
около 1000–1200 м
(
рис. 2
)
. Озеро находится
на абсолютной высоте 1335 м, имеет овальн
у
ю
форм
у
и вытян
у
то в направлении простирания
д
олины. Размеры озера – около
140
×
280
м, гл
у-
бина колеблется в п
р
еделах
6
–11 м. По мнению
Г.К. Ту шинского [
12
], оз. Каракель образова
-
л
ось п
у
тём подпр
у
живания ледниковых пото
-
ков мо
р
енной г
р
ядой, кото
р
ая в настоящее
Ри
с
. 2.
Д
олина
р
. Те
б
е
р
да в
р
айоне пос. Те
б
е
р
да и оз. Ка
р
акел
ь
Fi
g
. 2. Teberda valle
y
near the Teberda settlement and Karakel Lak
e
-
10
7
-
О.Н. Соломина и
др.
вал пробный отбор осадка тор
ф
яным буром,
которы
й
показал, что на дне озера имеется доста
-
точно мощный слой рыхлых отложений, прич
ё
м
их отдельные слои
р
азличаются по мине
р
ало
-
гическим и
ф
изическим ха
р
акте
р
истикам. П
р
и
б
у
рении тор
ф
яным б
у
ром в ложке обнар
у
жены
слои с пе
р
еходом от светло-се
р
ого алев
р
ита к
тёмной,
б
огатой о
р
ганическим веществом ве
р
х
-
ней толще
(
см. рис. 3,
б
)
. Осадок был достаточно
плотный и мог
у
держаться в тр
у
бе при б
у
рении
основным озёрным б
у
ром. Поскольк
у
верхняя
ч
асть осадка представляла со
б
ой полужидкий
сапропель, верхние образцы
(
250 мм осадка
)
д
ополнительно от
б
ирались с помощью ящич
-
н
ого пробоотборника
(
см. рис. 3,
в
)
. На глубине
30
–
3
5 мм в этом ке
р
не виден светлый линзовид
-
н
ы
й
п
р
осло
й
се
р
о
й
глины с высоким соде
р
жа
-
н
ием Ti, Rb, Ga, K, Y
(
показатели силикатной
составляющей
)
и низким – Br, U, W
(
характерны
д
ля органической части осадка
).
Отложения озе
р
а чётко делятся на т
р
и го
р
и
-
з
онта
(
рис. 4
)
. Первый
(
горизонт А
)
до глубины
Р
и
с
.
3
.
Бу
рение оз
ё
рных осадков оз. Ка-
р
акель
:
а
– процесс б
у
рения;
б
– пробный отбор
б
о
бразцов озёрных осадков торфяным б
у-
р
ом;
в
– ве
р
хний слой сап
р
опеля оз. Ка
р
а-
к
ель, отоб
р
анный с помощью ящичного
пр
обоотбо
р
ник
а
F
i
g
. 3.
D
rillin
g
of lacustrine sediments of
K
arakel lake
:
а
– drillin
g
;
б
– lake sediments from a peat cor-
б
e
r samplin
g
;
в
– the top la
y
er of sapropel o
f
K
arakel lake, sam
p
led a box-sam
p
le
r
П
алеогля
ц
иологи
я
-
108
-
ý
же, чем палевые. Характерные полосы в дв
ух
к
ернах соответств
у
ют др
у
г др
у
г
у
, прич
ё
м это
соответствие сох
р
аняется сниз
у
дове
р
х
у
на
в
сём протяжении керна
(
см. рис. 4
)
. Это свиде
-
тельств
у
ет о
б
отс
у
тствии перемешивания слоёв
и
открывает перспективы для реконстр
у
к
-
ц
ии высокого
р
аз
р
ешения. П
р
и
б
ольшом
у
величении в горизонте
С
можно насчитать
300–400 слоёв. Пе
р
иодически слоистость п
р
о
-
п
адает. Видимо, это страти
ф
ицирование – не
г
одичное, а связанное с пе
р
иодическими изме
-
н
ениями
р
ежима осадконакопления
.
Изменение соде
р
жания о
р
ганического
в
ещества в ке
р
не хо
р
ошо заметно даже на глаз.
В нижнем го
р
изонте С соде
р
жание о
р
ганики
о
ч
е
нь ни
з
к
ое
,
а
са
ми
о
тл
о
ж
е
ния п
о
цв
е
ту, т
е
к
-
ст
у
ре, плотности и неясной слоистости похожи
н
а отложения приледниковых оз
ё
р. Больше
в
сего о
р
ганики в тонком слое озё
р
ной гиттии
и
нтенсивно-чёрного цвета
(
глубина 520–
530 мм
)
с желеобразной консистенцией. Сверх
у
и
снизу он окруж
ё
н слоями сапропеля, мощно
-
стью 30–40 мм, кото
р
ые также насыщены о
р
га
-
н
ико
й
, но в меньше
й
степени, и имеют другую,
более плотн
у
ю консистенцию. Верхние 500 мм
сапропеля имеют оливковы
й
оттенок и пред
-
ставлены чередующимися светлыми
(
до белё
-
сых
)
и тёмными прослоями. Переход от серы
х
г
лин к сап
р
опелю хо
р
ошо заметен на г
р
а
ф
ике
содержания влаги в керне, где на гл
уб
ине около
500 мм п
р
оисходит
р
езкий скачок, связанный
с
б
ольшей влаго
у
держивающей спосо
б
ностью
в
ерхних слоёв сапропеля
(
рис. 5
)
.
Д
ля отложений оз.
К
аракель методом радио
-
у
глеродного AMS-датирования
(
радиоугле
-
р
одная лаборатория г. Познань, Польша [28]
)
п
олучены три датировки для глубин
300
–
310 мм
(
1550 ± 3 0 л.н .
)
, 520–540 мм
(
2235 ± 35 л . н.
)
и
1430–1450 мм (97
6
0 ± 80 л.н.) (таблица). В верх
-
н
ей части разреза
(
до глубины 520 мм
)
сред
-
н
яя ско
р
ость осадконакопления составляет
0,22–0,23 мм
/
год. Эта часть толщи относится
к
су
б
атлантическому времени. К сожалению,
п
опытка оп
р
еделить воз
р
аст ве
р
хне
й
толщи
с помощью анализа на цези
й
не увенчалась
у
спехом, возможно, в связи с перемешиванием
самой верхней части полужидкого осадка.
Д
ля
в
ерхней части разреза А. Чеп
у
рной выполнен
спорово-пыльцево
й
анализ, согласно кото
-
р
ом
у
на гл
у
бинах 540–460, 460–280, 280–40
и
40
–
0
мм выделяются четыре палинозоны
(
статья сдана в печать в журнал «Известия РАН,
Ри
с
. 4. Стратиграфия дв
у
х кернов осадков оз. Каракель и
рез
у
льтаты радио
у
глеродного датировани
я
Fi
g
. 4. The strati
g
raph
y
of the two cores of Karakel lake sedi
-
ments and results of radiocarbon datin
g
5
20
–5
40
мм представлен желеобразным тон
-
кослоистым сапропелем; второй
(
горизонт B
)
д
о гл
у
бины 570 мм – тёмно-серой, с зеленова
-
тым оттенком
,
тонкослоистой и сильно обо
-
гащённой о
р
ганическим веществом глиной;
третий
(
горизонт C
)
(
с глубины 580 мм до конц
а
колонки 1830 мм
)
– голубовато-серой глиной,
иногда с ко
р
ичневыми п
р
ослоями, мощностью
1–2 мм. Вниз по разрезу плотность глин воз
-
растает.
В
нутри каждого горизонта отмечаются
следы псевдоламина
р
ности, а также отдельные
слои и включения, отличающиеся по цвет
у
и факт
у
ре от фоновых характеристик. Так,
нижний горизонт С имеет явно выраженн
у
ю
полосчатость, п
р
ичём более тёмные полосы
-
109
-
О
.Н. Соломина и
др.
серия географическая»
)
. Спорово-пыльцевые
д
анные свидетельств
у
ют о с
у
щественны
х
изменениях состава
р
астительности, связан
-
ных с изменениями климата и ант
р
опоген
-
ной нагрузки на среду в последние
2300
лет.
В верхних
6
4
6
мм керна изучены также физи
-
ческие свойства отложений
(
содержание влаги
и магнитная восприимчивость
)
и элементный
состав методом РФА СИ
(
K, Ca, Ti, V, Cr, Mn,
Fe, Ni, Zn, Ga, As, Br, Rb, Sr, Y, Zr, Nb, U
)
с
шагом
1
мм. Пол
у
ченные данные
у
казывают на
возможность высокоразрешающе
й
реконструк
-
ции температур и осадков в этом ра
й
оне для
последних
2300
лет.
С
удя по ряду признаков,
при переходе от серых глин к чёрном
у
сапро-
пелю, примерно на гл
у
бине 550–570 мм, в раз
-
р
езе отмечается пе
р
е
р
ыв в осадконакоплении,
поэтом
у
возраст кровли нижне
й
толщи н
у
ж-
д
ается в уточнении пут
ё
м радио углеродного
д
атирования дополнительных образцов.
О
тме
-
тим, что этот пе
р
еход мог быть и без пе
р
е
р
ыв
а
во в
р
емени вследствие
р
езких изменений кли-
мата,
р
елье
ф
а или гид
р
ологии
.
М
инимальный воз
р
аст ка
р
акельской мо
р
ен
ы
Н
есмотря на предварительный характер
пол
у
ченных рез
у
льтатов, есть некоторые осно-
вания для их обс
у
ждения в контексте леднико-
вой исто
р
ии долины
р
. Тебе
р
да. По описанию
Г.К. Т
у
шинского [12], первый ясно очерченный
вал в долине р. Те
б
ерда находится на высоте
1323
м около оз. Каракель. Т
у
шинский полагал,
что в
р
айоне посёлка ледник находился дважды,
причём морена, подпр
у
живающая оз. Каракель
(
«каракельская стадия»
)
, относится к первой
ф
азе отст
у
пания ледника от его положения в
вюрмский максимум
(
«тебердинское» оледе
-
нение с деп
р
ессией г
р
аницы питания 1200
–
1300 м
)
. Длина ледника во время каракельской
стадии была
2100
м, а депрессия его грани
-
цы питания –
800
м. В п
р
еделах пос. Тебе
р
да
морена контактир
у
ет с флювигляциальными
отложениями и постепенно замещается ква
р-
цевыми песками. Вниз по течению
р
. Те
б
е
р
да
п
р
ослеживаются четы
р
е
р
ечные те
рр
асы, выше
ка
р
акельской мо
р
ены – две те
рр
асы: 1-я те
р-
раса
(
высота 1,0–1,5 м
)
– до пос. Домбай, 2-я
(
высота 5 м
)
– до устья р. Гонахчир. Они соот
-
в
е
т
с
тв
ую
т дв
у
м г
о
л
о
ц
е
н
о
вым
с
т
а
диям
о
л
е
д
е-
нения: гонахчи
р
ской, с деп
р
ессией г
р
аницы
питания 550–
6
00 м, и амманаузской, с депрес
-
сией
3
5
0
–
400
м. Г.К. Т
у
шинский считал, что
д
ве мо
р
ены в п
р
еделах пос. Те
б
е
р
да – следы
д
в
у
х отдельных оледенений, разделённых
коротким т
ё
плым межледниковьем. В своих
построениях
Г
.
К
.
Ту
шинский р
у
ководствовал
-
ся альпийской схемой исто
р
ии оледенения,
так как в то в
р
емя считалось, что деп
р
ессия
Р
ис.
5
.Содержание влаги в керне
(
нарезка проб по 5 см
)
F
i
g. 5. T
h
e moisture content in t
h
e core. Samp
l
es s
l
ice
d
b
y 5 c
m
Рез
у
льтаты радио
у
глеродного датирования образцов озёрных отложений оз.Каракел
ь
Гл
у
бина отбора проб, с
м
Л
або
р
ато
р
ный номе
р
Воз
р
аст по
14
С
Откалиб
р
ованный воз
р
ас
т
30
–
31
Poz-
42
5
87
1
55
0
±
30
B
P
AD 420–
6
0
0
52
P
oz-
42
5
88
223
5±
3
5 B
P
390
–
200
B
C
143
P
oz-
42
5
89
9
7
6
0±80 BP (0,44 мгC
)
9400
–
8800
B
C
П
алеогля
ц
иологи
я
-
110
-
г
р
аницы питания ледников в
р
азных го
р
ны
х
ст
р
анах должна
б
ыть одинаковой. Наша дати
-
р
овка показывает, что минимальный воз
р
аст
каракельской морены, подпр
у
живающей озеро,
составляет 11 700 календа
р
ных лет, т.е. точно
совпадает с сов
р
еменно
й
г
р
анице
й
голоцена.
Морена, таким о
б
разом, скорее всего, относит
-
ся к молодом
у
дриас
у
, т.е., действительно, как и
полагал Г.К. Т
у
шинский, представляет собой
свидетельство «оледенения»
,
отдел
ё
нного от
вюрмского максимума т
ё
плым интервалом
.
Характер осадков
(
см. рис. 4
)
, отлагав
-
шихся в начале голоцена
,
показывает
,
что и
х
накопление началось в то в
р
емя, когда ледни
к
находился недалеко от ка
р
акельско
й
мо
р
ены,
подпруживающей озеро.
Р
езкий переход от
осадков, почти лиш
ё
нных органики, к слою
чёрного сапропеля, возможно, фиксир
у
ет потеп
-
л
ение в
р
аннем или с
р
еднем голоцене. В это
в
р
емя в связи с
р
езким потеплением ледник,
по-видимому,
б
ыстро отступил вверх по долине
и режим осадконакопления изменился.
В
еро
-
ятно, озеро перестало с
у
ществовать и прак
-
тически высохло
,
но на его дне
,
в отдельны
х
у
гл
уб
лениях, накапливалось очень не
б
ольшое
количество органики.
О
зёрный режим воз
-
о
б
новился лишь в начале позднего голоце
-
на. Инте
р
есно, что п
р
име
р
но в это же в
р
емя
восстановился и оз
ёр
ный
р
ежим в котловине
Л
уганского озера
(
см. [4]
).
М
орены, относящиеся к молодому дриас
у
в Альпах
(
три или более морен стадии
«Эгезен»
)
, по изотопу 1
0
Ве имеют воз
р
аст
12 200–11 300 л.н.
(
депрессия границы пита
-
ния 400–470 м
)
; следующие стадии наступа
-
ния с депрессией границы питания
22
5–
2
7
0
м
по с
р
авнению с малым ледниковым пе
р
иодом
д
атир
у
ются временем межд
у
10 800 и 10 500 л.н.
О
коло 10 500 л.н. в Альпах ледники сок
р
ати
-
л
ись до сов
р
еменных
р
азме
р
ов и
б
ыли в целом
меньше сов
р
еменных вплоть до
3300
л.н.
[21]
.
В
ывод
ы
Если при
б
егн
у
ть к альпийской аналогии,
то ка
р
акельск
у
ю мо
р
ен
у
след
у
ет считать ана
-
л
огичной одной из морен стадии «
Э
гезен».
Слои плотной се
р
ой глины в основании
р
аз
-
реза на гл
у
бине от 1800 до 570 мм образовались
в
р
аннем голоцене.
З
атем ледники
р
езко сок
р
а
-
тились и следы их геологическо
й
деятельности
исчезают из нашего разреза. Желео
б
разный
осадок относится, видимо, к среднем
у
голоце
-
ну
, когда на Кавказе
б
ыло с
у
щественно теплее,
ч
ем сегодня, и г
р
аница леса была на
300
м выше
сов
р
еменной. Новое похолодание п
р
ивело
к
ф
ормированию озера в позднем голоцене – это
в
ремя примерно совпадает с «неогляциально
й
»
активностью ле
д
ников в Альпах. Поз
д
неголо
-
ц
еновая часть осадка, обогащённого о
р
гани
-
к
о
й
, визуально подразделяется на две части:
в
е
р
хняя, более тёмная часть, возможно,
ф
о
р-
м
ировалась в
у
словиях антропогенного воздей
-
ствия на озе
р
о, кото
р
ое
р
асположено в цент
р
е
п
ос. Те
б
е
р
да
.
Работа выполнена при использовании обор
у
дова
-
н
ия ЦКП СЦСТИ и
ф
инансовой поддержке
Минобрна
у
ки России, соглашение 8337, грантов
Президиума СО РАН
(
ИП-34, ПП-34
)
, РФФИ
№ 13-05-00871, № 13-05-00
6
21
.
Л
итерат
у
р
а
1
.
Бушуева И.С., Соломина О.Н
.
Коле
б
ания ледника Каш
-
Н
Н
каташ в XVII–XXI вв. по ка
р
тог
р
а
ф
ическим, денд
р
ох
р
о-
нологическим и лихенометрическим данным
//
Лёд и
Снег. 2012.
№
2 (118). С. 121–130.
2
.
Д
олгова Е.
А
., Соломина О.Н.
П
е
р
вая количественная
р
еконстр
у
кция температ
у
ры возд
у
ха теплого периода н
а
Кавказе по дендрохронологическим данным
//
ДАН.
2010. 431.
№
2. С. 1–5.
3.
Еф
ремов Ю.В. Горные озера
З
ападного Кавказа. Л.:
Гид
р
ометеоиздат, 1984. 112 с.
4. История озер севера Азии
/
Ред. Н.Н. Давыдов. СПб.:
Наука,
199
5.
288
с
.
5.
К
ал
у
гин И.А., Гольдберг Е.Л.,
Ф
едорин М.А., Дарьин А.В.,
Золота
р
ев К.В., Во
р
обьева С.С., Смолянинова Л.Г
.
Вы
со-
ко
р
аз
р
ешающая х
р
онология осадконакопления в Телец
-
ком озере за последние
800
лет – отклик на климатиче
-
ски обусловленные вариации твердого притока
//
Глобальные и
р
егиональные изменения климата и п
р
и
-
р
одной среды позднего кайнозоя
С
ибири. Новосибирск:
Изд-во
СО
Р
А
Н,
2008
.
С
.
3
7
3
–
40
5
.
6.
К
ал
у
гин И.А., Дарьин А.В., Бабич В.В
.
3000-летняя
р
екон
-
стр
у
кция среднегодовых температ
у
р Алтайского регион
а
по литолого-геохимическим индикато
р
ам донных осад
-
ков оз. Телецкое // ДАН. 2009. Т. 42
6
. № 4. С. 520–522.
7
. Князев А.В.
,
Савинецкий А.Б.
,
Гей Н.А
.
Исто
р
ия
р
асти
-
тельного покрова Северной Осетии в голоцене
//
Исто
-
р
ическая экология диких и домашних копытных.
И
сто-
р
ия пастбищных экосистем. М.: На
у
ка,
1992
.
С
.
84
–
108.
8.
К
овалева Н
.О.
Го
р
ные почвы Ев
р
азии как палеоклиматиче-
ский а
р
хив позднеледниковья и голоцена: Авто
р
е
ф
. дис. н
а
соиск. уч. степ. д-ра биол. наук. М.: МГУ,
2009
.
3
5 с.
9
.Павлова И.В.,
О
нипченко В.Г
.
Динамика альпийской расти
-
тельности северо-западного Кавказа в голоцене
//
Истори
-
ч
еская экология диких и домашних копытных. Исто
р
ия
пастбищных экосистем. М.: На
у
ка,
1992
.
С
.
109
–
129.
10
.Се
р
еб
р
яный Л.Р., Голодковская Н.А., О
р
лов А.В., Малясо
-
в
а Е.С.
,
Ильвес Э.О
.
Колебания ледников и п
р
оцессы
-
111
-
О.Н. Соломина и
д
р.
моренонакопления на
Ц
ентральном
К
авказе.
М
.:
Н
а
у
ка,
1
9
84. 21
6
с
.
1
1
.
Соломина О.Н., Б
у
ш
у
ева И.С., К
у
дерина Т.М., Мацков-
ский В.В., К
у
диков А.В
.
К голоценовой исто
р
ии ледник
а
Уллукам
//
Лёд и Снег. 2012. № 1 (117). С. 85–94
.
12
.
Т
ушинский
Г
.
К.
С
овременное и древнее оледенение
Тебердинского района
//
Побежденные вершины. М.:
Географгиз, 1949. С. 2
6
3–297
.
13
.
A
ntonia
d
es D., Francus P., Pienitz R., St-Onge G., Vin-
cent
W
.
F
.Ho
l
ocene
d
ynamics o
f
t
h
e Arctic’s
l
argest ice
shelf
//
Proc. National Academy of Sciences USA. 2011.
V
.
108
. P.
18899
–
1890 4.
14
.Briner J.P., Stewart H.
A
.M., Young N.E., P
h
i
l
ipps W., Losee S
.
Using prog
l
acia
l
-t
h
res
h
o
ld
l
a
k
es to constrain
fl
uctuations o
f
t
h
e Ja
k
o
b
s
h
avn Is
b
ræ ice mar
g
in, western Green
l
an
d
,
d
urin
g
the Holocene
//
Quaternary Science Reviews. 2010. V. 29.
№ 27–28. P. 38
6
1–3874
.
1
5. C
h
e
dd
a
d
i
1
R.
,
Yu G
,
Guiot J.
,
Harrison S.P
,
Prentice C.I
.
T
he
climate of Europe 6000 years ago
//
Climate Dynamics. 1997.
V
. 13. P. 1–
9.
16
.
Da
hl
O., Nes
j
e
A.
Ho
l
ocene
gl
acier
fl
uctuations at Har
d
an
-
g
erjøkulen, central-southern Norwa
y
: a hi
g
h-resolution com
-
posite chronology from lacustrine and terrestrial deposits
//
The Holocene. 1
99
4. V. 4. P. 26
9
–277.
17
.
Dahl O., Bakke J., Lie Ø., Nes
j
e A. R
eco
n
st
r
uct
i
o
n
o
f f
o
rm
er
g
lacier equilibrium-line altitudes based on pro
g
lacial sites: a
n
evaluation of approaches and selection of sites
//
Quaternary
Science Reviews
.
2003
.
V
.
22
.
P
.
275–287
.
18
.
Dermod
y
B.J., de Boer J., Bierkens M.F.P, Weber S.L.,
Wassen M.J.
,
Dekker S.C
.
A seesaw in Mediterranean
p
reci
p
i
-
tation durin
g
the Roman Period linked to millennial-scale
changes in the North Atlantic
//
Climate of the Past. 2012.
V
. 8. P. 637–651. www.clim-past.net
/
8
/
637
/
2012
/
doi:10.5194
/
cp-8-637-2012
.
1
9
. Hod
g
son D.A. First s
y
nchronous retreat of ice shelves marks
a new phase of polar deglaciation
//
PNAS. 2011. Novem
-
ber 22. V. 108. № 47. P. 18859–188
6
0. www.pnas.org/cgi
/
doi/10.1073/pnas.111
6
515108.COMMENTARY
.
20
. Ho
l
z
h
auser H., Magny M., Zum
b
u
hl
H.J
.
G
l
acier an
d
l
a
k
e
l
eve
l
variations in west-centra
l
Europe over t
h
e
l
ast
3500 years
//
Holocene. 2005. V. 15. P. 789–801.
21
. Ivy-Oc
h
s S., Kersc
h
ner H., Maisc
h
M., C
h
rist
l
M.,
Ku
b
i
k
P.W., Sc
hl
uec
h
ter C
.
Latest P
l
eistocene an
d
Ho
l
ocene
glacier variations in the European Alps
//
Quaternary Science
Reviews.
2009
. V.
28
. P.
213
7–
2149.
22
. Ka
l
ugin I., Daryin
A
., Smo
l
yaninova L.,
A
n
d
reev
A
., Die
k
-
mann B., K
hl
ystov O. T
h
e 800 year
l
ong annua
l
recor
d
s o
f
ai
r
tem
p
erature an
d
p
reci
p
itation over Sout
h
ern Si
b
eria in
f
erre
d
from hi
g
h-resolution time-series of Teletsko
y
e Lake sedi
-
ments
//
Quaternary Research. 2007. V.
6
7. P. 400–410
.
23
.
Kvavadze E.V., Efremov Yu.V.
Pa
ly
no
l
o
g
ica
l
stu
d
ies o
f
l
a
k
e
V
an
d
l
a
k
e-swamp se
d
iments o
f
t
h
e Ho
l
ocene in t
h
e
h
ig
h
mountains of Arkhiz (Western Caucasus)
//
Acta Paleobotan
-
ica. 199
6
. V. 3
6
. № 1. P. 107–119
.
2
4
.
N
es
j
e A. A
p
iston corer for lacustrine and marine sedi
-
ments
//
Arctic and Alpine Research. 1992. V. 24. № 3.
Р. 257–25
9.
25
.
Russell J., E
gg
ermont H., Taylor R., Verschuren D. P
a
l
eo
lim
-
nolo
g
ical records of recent
g
lacier recession in the Ruwenzori
Mountains, Uganda-D.R. Congo
//
Journ. of African Eart
h
Science. 2009.
№
55. С. 205–213
.
26
.Striberger J., Björck S., Holmgren S., Hamerl
í
k L
.
T
h
e se
d
i
-
ments of Lake Lö
g
urinn – A unique prox
y
record of Holo
-
cene glacial meltwater variability in eastern Iceland
//
Quater
-
nar
y
Science Reviews. 2012. V. 38. P. 76–88
.
2
7
.
Vassko
g
K., Paasche
Ø
., Nesje A., Boyle J.F., Birks H.J.
B
.
A new approac
h
f
or reconstructin
g
gl
acier varia
b
i
l
it
y
b
ase
d
o
n
lake sediments recording input from more than one glacier
//
Quaternary Researc
h
. 2012. V. 77. P. 192–204
.
2
8. http:
//
www.radiocarbon.pl
/
S
ummar
y
Lacustrine sediments re
p
resent an im
p
ortant
d
ata source
f
or
gl
acia
l
an
d
pa
l
aeoc
l
imatic recon
-
structions. Having a num
b
er o
f
certain a
d
vantages,
t
h
ey can
b
e success
f
u
ll
y use
d
as a means o
f
speci
f
i
-
cation o
f
g
l
acier situation an
d
age o
f
moraine
d
epos
-
i
ts
,
as well as a basis for detailed climatic models
of the Holocene. The article focuses on the corin
g
of sediments of Lake Kakakel
(
Western Caucasus
)
t
h
at
h
as its
g
oa
l
to c
l
ari
fy
t
h
e Ho
l
ocene c
l
imatic
h
is
-
tor
y
f
or t
h
e re
g
ion, provi
d
in
g
t
h
e samp
l
in
g
met
h
o
d
s,
l
it
h
o
l
ogic
d
escription o
f
t
h
e se
d
iment core, o
b
taine
d
r
a
d
iocar
b
on
d
ating an
d
t
h
e e
l
ement composition o
f
the sediments. The primar
y
outlook over the results
of corin
g
of the sediments of the Lake Karak
y
ol
hel
p
ed to reconsider the conventional o
p
inion o
n
t
h
e
gl
acia
l
fl
uctuations in t
h
e va
ll
e
y
o
f
Te
b
er
d
a an
d
to assume t
h
e
f
uture possi
b
i
l
it
y
f
or
h
i
gh
-
d
e
f
initio
n
p
a
l
aeoc
l
imatic reconstruction
f
or Western Caucasus.
