<უკან დაბრუნება

Трифонов В.Г.

Геодинамика и история цивилизаций

/ В.Г. Трифонов, А.С. Караханян; Отв. ред.Ю.Г. Леонов /

М: Наука, 2004. - 668 с.

http://www.geokniga.org/bookfiles/geokniga-geodinamika-i-istoriya-civilizaciy.pdf

Человеческое общество, его жизнеобеспечение и развитие образуют сложную систему, в которой взаимодействуют не только социальные, политические, экономические и технологические, но также природные процессы, представленные климатическими изменениями и тектоническими событиями - проявлениями активности разломов и других структурных форм, землетрясениями и извержениями вул­канов. Показано воздействие этих природных явлений на становление производящей экономики, разви­тие первобытных обществ и государств на примерах территории Альпийско-Гималайского орогенического пояса от Греции и Причерноморья до Индии и Центральной Азии. Особое внимание уделено Ар­мянскому нагорью. Приложены каталоги радиоуглеродных дат и сильных землетрясений. Для геологов, геофизиков, геоэкологов, историков и археологов.

Часть I

ПРИРОДНЫЕ ПРОЦЕССЫ, ВЛИЯЮЩИЕ НА РАЗВИТИЕ ЦИВИЛИЗАЦИЙ

Глава 1

КЛИМАТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ И СВЯЗАННЫЕ С НИМИ КОЛЕБАНИЯ УРОВНЯ МИРОВОГО ОКЕАНА

В конце плейстоцена и голоцене территория Восточного Средиземноморья, Западной и Центральной Азии испытала сложные и разнонаправленные в раз­ных частях климатические изменения. Они определялись, в первую очередь, возникновением, развитием, деградацией и исчезновением последнего крупного оледенения Земли и связанными с этим изменениями атмосферной циркуляции, уровня моря и морских течений, характера растительности, а позднее расселе­нием и хозяйственной деятельностью человека, проявлявшейся как непосредст­венно, так и через его воздействия на биосферу. Климатические изменения эпо­хи последнего оледенения и позднейшего времени наиболее контрастно прояви­лись в ледниковых и перигляциальных областях. Поэтому представляется целе­сообразным предварить рассмотрение позднечетвертичных климатических из­менений в Восточной Ойкумене кратким описанием климатических событий этого времени в ближайшей ледниковой и перигляциальной области Восточной Европы, оказывавших непосредственное воздействие на климат Восточной Ой­кумены.

1.1. КЛИМАТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ КОНЦА ПЛЕЙСТОЦЕНА И ГОЛОЦЕНА В ВОСТОЧНОЙ ЕВРОПЕ

Эпохе последнего крупного оледенения Европы, называемого вюрмским, валдайским или висленским, предшествовало микулинское межледни­ковье. В центре России среднеянварские температуры были выше современ­ных, достигая -3-гО °С, а осадков было больше, чем сейчас, на 100 мм/год [Развитие..., 1993]. Полоса широколиственных лесов распространялась дальше, чем сейчас, как на север, так и на юг. Таяние ледников предшествовав­шего, рисского или московского, оледенения вызвало трансгрессии морей, обрамляющих Восточно-Европейскую платформу на севере (бореальная трансгрессия) и на юге (карангатская в Азово-Черноморском бассейне и ха­зарская в Каспийском). Эпоху валдайского оледенения традиционно разделяют на три этапа: ранне и поздневалдайский сильного похолодания и средневалдайский межледниково­го относительного потепления [Москвитин, 1950]. Продолжительность раннего (23) валдая - от 90-70 тыс. лет назад до 47-^48 тыс. лет, среднего валдая - от 47-^18 до 24 тыс. лет и позднего валдая - от 24 до 10 тыс. лет [Чеботарева, Макарычева, 1974; Развитие..., 1993]. Ранневалдайскому оледенению отвечают, как мини­мум, две стадии похолодания, курголовская и шестихинская, разделённые относительным потеплением, соответствующим брёрупскому межстадиалу Дании. Ряд исследователей [Москвитин, 1950; Заррина, 1971; Раукас, Серебряный, 1970] считали ранневалдайское оледенение более мощным, чем поздневалдай­ское. Другие исследователи [Вигдорчик и др., 1970; Чеботарева, Макарычева, 1974] обосновывали большую мощность поздневалдайского оледенения, отме­чая, что ранневалдайские ледники захватывали в фазы максимального распро­странения лишь пограничные с Фенноскандией территории, а поздневалдайское оледенение распространялось в максимальную фазу до Валдайской возвышенности, оставив бологовскую конечную морену. Сейчас это признано большин­ством исследователей, и обычно термин «последнее оледенение» применяют только к поздневалдайскому (осташковскому) этапу. Что же касается среднего валдая, иногда называемого молого-шекснинским интерстадиалом, то в этот этап на фоне общих относительно холодных и сухих условий выделено не менее семи-восьми фаз относительного потеп­ления и похолодания, различающихся долей таёжных и тундровых ландшаф­тов. Наиболее значительным было последнее, дунаевское потепление с ра­диоуглеродными датами от 29 до 25 тыс. лет, примерно соответствующее брянскому интервалу на юге Русской равнины (29-24 тыс. лет назад), денекампу Западной Европы и фармдейлу Северной Америки [Развитие..., 1993]. Но даже в этот интервал климат оставался довольно холодным и сухим, и на значительных пространствах, вероятно, сохранялась многолетняя мерзлота [Чеботарева, Макарычева, 1974]. Независимое доказательство интерстади­ального характера этой эпохи привёл А.О. Селиванов [1996] на основе изуче­ния изменений фигуры Земли.

Остаётся дискуссионным вопрос о том, существовало ли в течение среднего валдая ограниченных размеров оледенение на территории Фенноскандии. Пос­кольку на северном побережье Ботнического залива были вскрыты озёрные фации возрастом 25-24 тыс. лет, можно думать, что по крайней мере в конце интерстадиала ледники, если и существовали, то были весьма ограниченных раз­меров. И едва ли можно согласиться с Н.С. Чеботаревой [1972; Чеботарева, Ма­карычева, 1974], что в течение среднего валдая в Фенноскандии накапливались ледники большой, до 2,5 км, мощности, послужившие основой для поздневалдайского оледенения: установленная корреляционная зависимость между сред­ней толщиной и площадью ледников, в том числе и покровных, исключает их столь значительную мощность. Валдайское похолодание фиксируется в относительном содержании 180 морских вод не столько размерами аномалий, сколько их продолжительностью [Liu Tungsheng, 1996]. На этом фоне поздневалдайское оледенение выделяется как наиболее суровое за весь плейстоцен. Оно началось 24 тыс. лет назад глу­боким похолоданием и имело два главных центра: Скандинавский и Новоземельский. Продвижение льдов от этих центров на Русскую равнину не было синхронным: подморенные отложения имеют возраст около 24 тыс. лет в бассейнах Мезени и Печоры и лишь 18-17 тыс. лет в бассейнах Немана и Западной Двины [Развитие..., 1993]. Ледовый язык максимальной фазы на короткое вре­мя (не более 4 тыс. лет) достиг Валдая. На Западной Двине, в слоях с радиоуг­леродным возрастом 17460 ±210 лет, зафиксированы зимние (среднеянварские) температуры на 10-14° и летние (среднеиюльские) - на 2-3° ниже, чем сейчас. (24) Безморозный период был на 1-1,5 месяца короче современного. Граница мно­голетней мерзлоты спустилась до 49-50° с.ш. Ландшафты перигляциальной об­ласти были сходными с современной арктической тундрой при большой сухости климата [Развитие..., 1993]. Различия климатических условий в разные этапы валдайского оледенения фиксируют температуры грунта криозоны [Изменение..., 1999]. В ранневалдай­ский этап она составляла от -3 до -4 °С, в конце среднего валдая от -5 до -6°, а в поздневалдайский этап опустилась до -8-1- -10°. Сразу после максимальной фазы поздневалдайского оледенения началась дегляциация. Её этапность трактуется более или менее одинаково разными ав­торами, но датировки отдельных стадий несколько различаются. Ниже они при­водятся по книге «Развитие андшафтов и климата Северной Евразии» [1993]. В результате первой стадии дегляциации ледники отступили на востоке на 100-150 км, а на западе в среднем на 80 км, после чего около 16 тыс. лет назад имел место короткий вепсовский эпизод с продвижением льда вперёд до Бал­тийской гряды и бассейна Онеги. Дальнейшее отступание было прервано лужской подвижкой ледника (около 13 тыс. лет назад). Наступившее затем потеп­ление бёллинг (12 750-12 250 лет) привело к сокращению площади оледенения на треть. После невской подвижки ледника (около 12 тыс. лет), соответствую­щей «старому дриасу», когда возникло I Балтийское ледниковое озеро, наступи­ло потепление аллерёд (радиоуглеродные даты 11,4 ± 0,2 тыс. лет). Скорость дегляциации возросла, но остатки Скандинавского ледника и примыкавшее к ним холодное I Иольдиево море делали потепление в перигляциальной области весьма относительным. На северо-западе Русской платформы зимние темпера­туры оставались на 8°, а летние - на Ъ-А° ниже современных. Среднегодовые температуры были на 6° ниже современных. Южнее, на 50° с.ш. и в центре Украины и зимние и летние температуры уступали современным лишь на 1°, но повсеместно осадков выпадало на 100 мм/год меньше, чем сейчас, и было сухо [Климанов, 1990; Klimanov, 1995]. Последовавшее непродолжительное похоло­дание «молодой дриас» (около 10,5 тыс. лет назад), при котором Иольдиево мо­ре вновь стало ледниковым озером, ужесточило климатические условия. На се­веро-западе Русской равнины зимние температуры стали на 14°, летние - на 6°, а среднегодовые - на 10° ниже современных. На Украине зимние температуры были на 6°, летние - на 3-4° и среднегодовые - на 4° ниже современных. Из-за блокировки западных воздушных масс остатками Скандинавского ледника бы­ло очень сухо: осадков выпадало на 250 мм/год меньше, чем сейчас [Климанов, 1990; Klimanov, 1995]. Климатическая обстановка радикально изменилась в голоцене. Ниже при­водится описание голоценовых климатических изменений в Восточной Европе по данным В.А. Климанова [1990; Klimanov, 1995; Изменение..., 1999]. Голоцен начался потеплением, наименее заметным на юго-западе Русской равнины. Максимальное потепление наступило 6,5 тыс. лет до н.э. На северо-за­паде равнины зимние температуры ещё были ниже, чем сейчас, а летние приблизились к современным, так что среднегодовая температура была ниже, чем сейчас, на 1°. Холоднее и суше (меньше осадков на 50 мм/год), чем сейчас, бы­ло из-за влияния холодного Анцилового озера, сменившего Иольдиево море на месте Скандинавского ледника. На северо-востоке равнины зимняя и летняя температуры были немного выше современных, и осадков было больше при­мерно на 50 мм/год. В центре равнины условия были близки к современным. На востоке Урала и Нижней Волге температуры были ниже современных пример­ но на 3° (возможно, сказывалось влияние холодной Сибири), но осадков выпадало­ (25) больше, чем сейчас. На Украине зимние температуры были ниже, чем сей­час, на 2°, но летние близки к современным, так что среднегодовые температу­ры ненамного отличались от них.

Вторая половина атлантики, называемая атлантическим оптимумом (4-3 тыс. лет до н.э.), была теплейшим временем в Восточной Европе, да и в других регионах Северной Евразии [Изменение..., 1999]. Потепление особенно сказалось на севере Русской равнины. Там зимние температуры были более, чем на 2°, а летние на 4° выше современных, так что среднегодовые температу­ры превышали современные на 3°. Количество осадков севернее 70° с.ш. было больше, чем сейчас, на 100 мм/год и более. К югу возрастание температур уменьшалось и различия с современностью не превышали 1 °. В Предкавказье и на Нижней Волге температуры были близки к современным. В центре равнины осадков было на 50 мм/год меньше, а на Нижней Волге - на 100 мм/год больше, чем сейчас.

Начало суббореального периода (примерно 2 тыс. лет до н.э.) ознаменова­лось заметным похолоданием и иссушением климата. Около 1,5 тыс. лет до н.э. наступило новое потепление. Наибольшее возрастание температур, как зимних, так и летних (на 2-3°) зафиксировано на севере Русской равнины. В центре зим­ние температуры были на 1° выше, а летние почти не отличались от современ­ных. На юге летние температуры были близки к современным, а зимние, осо­бенно на юго-востоке равнины, превышали их на 2°, так что среднегодовые температуры были выше современных примерно на 1°. Осадков было больше, чем сейчас, на севере и в центре равнины, на Каме и Средней Волге их было на 50 мм/год меньше, а на западе их количество было близко к современному. В целом, температуры этого этапа были выше современных, но ниже, чем в атлантический оптимум. Климат большей части субатлантического периода был близок к современ­ному. На этом фоне выделяются средневековый климатический оптимум - «время викингов» (около 1000 г.) и малый ледниковый период (с XVI в., макси­мум - XVII в., продолжался до XIX в.). Во «время викингов» на севере Европы температуры и зимние и летние были на 2° выше современных. На юге равни­ны, например, на Украине их положительные отличия от современных не пре­вышали 0,5°. Осадков было больше, чем сейчас, на северо-западе равнины на 75 мм/год, а на северо-востоке - на 25-50 мм/год. Южнее 51-52° с.ш. таких раз­личий не заметно. В малый ледниковый период зимние температуры были ни­же, чем сейчас, на 2-3° и летние температуры уступали современным на северо-западе равнины. Южнее 50° с.ш. температуры были ниже современных на 1-2°. В центре равнины осадков было меньше, чем сейчас, на 50 мм/год. К северу это различие уменьшалось, а южнее 50° с.ш. осадков было на 25 мм/год больше, чем сейчас. Итак, сравнение климата Русской равнины последней ледниковой и после­ ледниковой эпох выявляет связь похолодания с иссушением и потепления с ув­лажнением. Это было связано прежде всего с иссушающим влиянием ледника и изменением возможности проникновения на восток влажных атлантических воздушных течений. Оказывали влияние на климат ледниковой эпохи также хо­лодный сибирский атмосферный максимум и понижение уровня мирового оке­ана. В этапы похолоданий больше опускались зимние температуры, а в этапы потеплений больше поднимались летние температуры. Связь потепления с ув­лажнением наиболее отчетливо проявилась на севере Русской равнины как в це­лом на границе плейстоцена и голоцена, так и для отдельных этапов последне­го. Для атлантического оптимума связь потепления с увлажнением отмечена в (26) большинстве более южных районов Русской равнины. Что же касается осталь­ных этапов голоцена, то там соотношения изменений температур и влажности не столь однозначны. Местами повышения температур либо мало сказывались на влажности, либо сопровождались понижением количества осадков, как это отмечено для времени суббореального потепления на Каме и Средней Волге, тогда как понижение температур в малый ледниковый период сопровождалось небольшим повышением количества осадков южнее 50° с.ш. Возможно, на та­ких колебаниях сказывалось изменение интенсивности испарения, хотя, по мне­нию М.И. Будыко [1980], уменьшение испарения не может быть причиной ув­лажнения, поскольку уменьшает влажность нижней тропосферы и, следова­тельно, выпадение осадков.

1.2. КЛИМАТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ КОНЦА ПЛЕЙСТОЦЕНА И ГОЛОЦЕНА В ВОСТОЧНОЙ ОЙКУМЕНЕ И СОСЕДНИХ РАЙОНАХ

Климатические изменения, выявленные для эпох последнего оледенения и послеледниковья в различных регионах Восточного Средиземноморья, Ближ­него и Среднего Востока, Кавказа, Казахстана и Средней Азии, неодинаковы, а выводы, к которым пришли авторы соответствующих исследований, порой противоречат друг другу. Это лишь отчасти определяется неполноценностью на­ших знаний, но зависит, прежде всего, от разнообразия природных обстановок и многофакторности климатических изменений в указанных регионах, где сложное взаимодействие различных воздушных потоков сочетается с особенно­стями рельефа, местами высокогорного и изменявшегося под влиянием текто­нических факторов. Поэтому уместно рассмотреть проявления климатических изменений последовательно, от региона к региону, постепенно удаляясь от опи­санной выше северной ледниковой области.

1.2.3. Кавказ и Иран

На Кавказе поздний плейстоцен начался тёплым и влажным межледнико­вым интервалом, соответствующим микулинскому межледниковью Восточной Европы. В северных предгорьях Кавказа происходило почвообразование чер­ноземного типа. В горах условия были близки к современным (при меньшей ро­ли криогенных процессов). На Малом Кавказе, судя по споро-пыльцевым спек­трам, широко распространялись леса с большим количеством широколиствен­ных. В Восточном Закавказье было несколько суше. Последовавшее оледенение, подобно валдайскому оледенению Восточной Европы, имело две фазы, но ранняя фаза на Кавказе, в отличие от Скандина­вии, по-видимому, была мощнее [Милановский, 1968; Развитие..., 1993]. В ран­нюю фазу снеговая линия спускалась ниже современной на Западном Кавказе на 70СГ-800 м, на Центральном - на 900-1000 м и на Восточном - на 600-700 м. Подобное снижение зафиксировано и на Малом Кавказе [Саядян, 1985]. Ледни­ковые отложения поздней фазы находятся на 300-500 м выше ранней фазы [Развитие..., 1993]. Возраст поздней фазы датируется по предгорным пещерным стоянкам с бореальной фауной как 22-19 тыс. лет. В Восточной Грузии интер­вал 20-14 тыс. лет назад характеризовался ландшафтами холодной лесостепи с криогенными деформациями. В Морской долине существовали степи с сухо- и холодовыносливыми формами. Растительные пояса сместились вниз. Времени между двумя фазами оледенения на Большом Кавказе соответствует интерстадиал с высоким, до 41%, содержанием пыльцы широколиственных лесов в раз­резах [Развитие..., 1993]. Позднеплейстоценовое оледенение проявилось и в других горных системах региона. В Тавре и Эльбрусе граница промерзавших грунтов понизилась на 700-800 м по сравнению с современной. Область барического максимума рас­пространяла своё влияние на большую часть Ирана, Афганистана и Пакистана. Поэтому в перигляциальных областях господствовали сухие и холодные усло­вия. На Иранском нагорье отложения этого возраста представлены чередовани­ем солей (экстрааридная обстановка) с гипсоносными песками (относительное увлажнение). Последние, по мнению В.Э. Мурзаевой [1991], отражают не столь­ко увеличение количества осадков, сколько уменьшение потерь на испарение. В осадках озера Зерибар (Северо-Западный Загрос), датируемых возрастом 22-14 тыс. лет назад, резко преобладает пыльца сухих степей, окружённых поч­ти безлесными горами. Во впадине Систан (Центральный Афганистан) при максимальном оледенении в соседнем Гиндукуше (около 18 тыс. лет) было хо­лодно, сухо, и озёрные уровни стояли очень низко, тогда как в предшествовав­ший интерстадиал (45-25 тыс. лет) они поднимались на 100 м выше, чем сейчас. Та же ситуация фиксируется в Красном море: палинологические спектры интерстадиала характеризуют влажные саванные условия, а в эпоху оледенения происходила регрессия, аридизация и господствовала степная растительность.

Во впадине Мундафан на севере Аравийской пустыни Руб-эль-Хали высокие Уровни стояния озера отмечаются 30-21 тыс. и 9-6 тыс. лет назад, тогда как в максимум поздневалдайского оледенения озеро регрессировало, и климат был сухим. Исключением в этом смысле было оз.Ван, возникшее около 60 тыс. лет назад из-за подпруживания реки продуктами извержений вулкана Немруд. 16 тыс. лет назад озеро достигало максимального уровня - на 82 м выше совре­менного [Мурзаева, 1991]. Дегляциация началась в разное время в разных частях региона. На северо-западе Кавказа в Гагрском хребте [Квавадзе, Джейранашвили, 1985] в предбореале климат стал близким к современному. В бореальный период фиксирует­ся некоторое похолодание и иссушение с эпизодом улучшения условий в середи­не бореала. В атлантический оптимум -радиоуглеродные даты от 6700±80 лет [5700-5550 гг. до н.э.] до 4800±90 лет [3660-3500 гг. до н.э.]) произошло потеп­ление и увлажнение с незначительным похолоданием посередине; повысились границы растительных зон. В суббореальный период отмечено постепенное по­холодание и иссушение (радиоуглеродная дата 3990 ± 120 лет [2635-2300 гг. до н.э.]) с последующим улучшением климата. Выделяются интервал VI-XI вв. н.э., характеризующийся некоторым иссушением, приведшим к максимальному сокращению горного оледенения на Кавказе, и последующий этап повышенной увлажнённости. На Большом Кавказе в голоцене оледенение существенно деградировало, но полностью не исчезало даже в фазы термических максимумов. Отмечаются небольшие подвижки ледников, которые фиксируют не столько снижение тем­ператур, сколько повышение влажности: ранее 8,6 тыс. лет назад, между 8,6 и 6.4 тыс. лет назад, между 6,4 и 4,2 тыс. лет (с максимумом около 5 тыс. лет), око­ло 3,5-3 тыс. лет, примерно 1,8 тыс. лет назад и в XVI-XIX вв. [Саядян, 1985; Развитие..., 1993]. Последняя подвижка отмечена и в Тавре. В Восточном Закавказье [Развитие..., 1993] потепление и увеличение влаж­ности началось 15-14 тыс. лет назад: сухие степи сменились влажными лугами, увеличивалась площадь лесов, где в конце позднеледниковья начали господ­ствовать широколиственные. В бореале отмечается дальнейшее потепление и распространение древесной растительности. В Севане среднегодовая температура достигла 6-8° (на 2^1° выше современной). Столь же тёплые условия продолжались в начале атлантического периода, но затем произошло снижение среднегодовых температур до 4-6°. Подобным же образом изменялось количе­ство осадков: от 500-600 мм/год в начале атлантического периода до 200-250 мм/год в его конце. При этом, судя по палинологическим данным, в те­чение всей атлантики сохранялась повышенная увлажнённость, вероятно, пото­му, что снижение количества осадков в конце периода компенсировалось умень­шением испарения при похолодании [Развитие..., 1993]. В Восточной Грузии ин­тервал с VI тысячелетия до н.э. по XIII в. до н.э. был временем максимального распространения лесов [Гогичайшвили, 1985]. В последующие этапы происхо­дит постепенная аридизация. Важное значение для понимания голоценовых климатических изменений в Закавказье имеет изучение истории Севана [Саядян, 1985], хотя возникновение современного озера (озёрный бассейн несколько иных очертаний существовал здесь ещё в среднем плейстоцене) связано больше с тектоникой, чем с увлажне­нием, и последующие колебания его уровня в значительной мере регулирова­лись интенсивностью стока по р. Раздан. Современное озеро возникло в эпоху дегляциации - 12-10 тыс. лет назад (радиоуглеродная дата начала формирова­ния торфяника - около 11 800 лет [12 070-11 970 гг. до н.э.]) из-за тектонически обусловленного подпруживания истока Раздана (см. раздел 6.4). В условиях та­яния ледников произошла максимальная трансгрессия озера. При потеплении в VIII тысячелетии до н.э. озеро несколько регрессировало, но в атлантический период трансгрессировало вновь. Его дальнейшая история представлена разре­зами возле селений Норашен и Лчашен на искусственно осушённой сейчас час­ти бывшего Малого Севана. Здесь снизу вверх вскрыты [Саядян, 1985]:

1. Озёрные пески и глины трансгрессивной фазы Севана; видимая мощность 1.5 м; в 0,5 м от кровли получена радиоуглеродная дата 6270 ± 110 лет [5360-5060 гг. до н.э.].

2. Культурный слой в болотных почвах мощностью около 2,5 м:

2а. Слои регрессивной фазы с керамикой (III тысячелетие до н.э.?) и пыль­цой древесных и кустарниковых, мощность до 1,2 м;

2Ь. Слой слабой трансгрессивной фазы с керамикой и обломками повозок мощностью до 1 м; посередине слоя получена радиоуглеродная дата 3500 ± 100 лет [1940-1720 гг. до н.э.], а чуть ниже -3630 ± 100 лет [2140-1880 гг. до н.э.];

2с. Регрессивный слой с обломками повозок; мощность до 0,3 м.

3. Песок и суглинок с озёрными раковинами трансгрессивной фазы Севана. Получены радиоуглеродные даты: в 0,2 м от основания 3180 ± 130 лет [1610-1310 гг. до н.э.] и в 0,7 м от основания - 2090 ± 70 [200-30 гг. до н.э.] и 2020 ±120 лет [180 г. до н.э. - 90 г. н.э.]. Этот разрез указывает на то, что несмотря на регрессию Севана в Ш-Н тысячелетиях до н.э. климат в регионе оставался достаточно влажным, а последу­ющая трансгрессия с конца III по конец II тысячелетий до н.э. не даёт оснований говорить об уменьшении влажности и в этот этап субатлантики. Для понимания голоценового климата более южных частей рассматривае­мого региона принципиальное значение имеет разрез оз. Зерибар на северо-за­паде Загроса. Его разрезы и их палинологические спектры были детально изу­чены и датированы В. Ван Зейстом и С. Боттема [1985]. Они показали в интервале с X до первой половины V тысячелетия до н.э. увлажнение и постепенное распространение лесов, пришедших на смену пустынно-степной растительности предшествовавшей ледниковой эпохи. Современный лесной покров с преобла­данием дубов установился в первой половине IV тысячелетия до н.э. Согласно данным, приводимым В.Э. Мурзаевой [1991], в XII-IX тысячелетиях до н.э. в районе озера происходили потепление и увлажнение, распространилась степная растительность, появились деревья, а горные растительные пояса сместились вверх. В VIII-V тысячелетиях температура повысилась, хотя и не достигла сов­ременного уровня, и влажность возросла; в озере распространились теплолюби­вые формы, а в окрестностях - саванна с участием дуба; уровень озера изменял­ся из-за периодического сброса воды через подпруду. С IV тысячелетия саванна превратилась в современный дубовый лес. Гумидность возросла из-за увеличе­ния количества осадков или снижения температур. Около 3000 г. до н.э. уровень озера повысился, но затем произошло его обмеление и заболачивание. Темпе­ратура и влажность установились на уровне, близком к современному, и позднее почти не изменялись. Озеро Ван, как отмечено выше, имело максимальный уровень около 16 тыс. лет назад. В конце IX тысячелетия до н.э. началась, вероятно, не без тектонического воздействия быстрая регрессия; к концу VII тысячелетия уро­вень стал на 340 м ниже современного, и воды озера засолились [Мурзаева, 1991]. При потеплении в атлантический оптимум озеро стало расти: в конце V тысячелетия его уровень был на 250 м ниже, а к началу IV тысячелетия - лишь на 70 м ниже современного. Изучение палинологических спектров разре­зов озера [Zeist, Woldring, 1978] показало, что с VII до первой половины V тыся­челетия до н.э. при достаточно высокой температуре распространению деревь­ев мешал недостаток влаги, причём суше всего было в первой половине VI ты­сячелетия до н.э., когда уровень озера был минимальным. С середины V до се­редины II тысячелетия при увеличении влажности происходило распростране­ние лесов, и во второй половине этого интервала установился современный лес­ной покров, где наряду с дубами достаточно широко представлены сосна и берё­за. СIII тысячелетия до н.э. увеличение влажности могло быть связано не с уве­личением количества осадков, а с уменьшением испарения при некотором похо­лодании. С середины II тыс. до н.э. до X в. н.э. влажность ещё более возросла, леса распространились максимально и достигли современного уровня. При этом в позднеантичное и средневековое время уменьшилось количество древесной пыльцы, особенно дубовых, вероятно, в связи с вырубками и выпасом скота. В последние 350-300 лет антропогенное воздействие на ландшафт ещё более усилилось культивированием грецкого ореха и винограда [Zeist, Woldring, 1978]. Уровень озера в течение позднего суббореала и ранней субатлантики был на 30-40 м ниже современного. При небольшом похолодании времён государства Урарту (875-585 гг. до н.э.) он поднялся и стал на несколько метров выше, чем сейчас, а позднее стабилизировался на современном уровне [Мурзаева, 1991].

Согласно приведённым данным, район оз.Ван отличается от района оз. Зерибар, расположенного лишь в 450 км юго-восточнее и находящегося под воз­действием того же средиземноморского источника осадков, аридностью бореала и начала атлантического периода, в связи с чем леса здесь распространились позднее. Эго заключение основано не столько на изменениях уровня озера, ко­торые могли определяться тектоническими причинами, сколько на изменениях палинологических спектров, которые описали В. Ван Зейст и X. Уолдринг. Позднее, однако, В. Ван Зейст и С. Боттема [1985] обратили внимание на поразительное сходство палинологических характеристик разрезов обоих озер. По­скольку разрез Зерибара датирован достаточно точно, это допускает возмож­ность ошибок в датировании низов разреза Вана, что ставит под сомнение и за­ключение об его аридности в раннем голоцене. В районе оз. Урмия распространение деревьев происходило в VIII-VII тыся­челетиях до н.э. [Ван Зейст, Боттема, 1985]. То, что они появились здесь позднее и их широкое распространение охватывало более короткий период, чем на Зерибаре, скорее всего связано с общим более засушливым климатическим фоном. Во впадине Систан восстановление муссонной циркуляции обусловило влажный, но сравнительно прохладный климат 9-6,5 тыс. лет назад. Примерно 6,5 тыс. лет назад начались быстрое потепление и аридизация. Аридная обста­новка сохранялась доныне с краткими периодами увлажнения и похолодания 2,8 и 1,9 тыс. лет назад. С этапами увлажнения совпадают трансгрессии озера, ко­торые были ниже позднеплейстоценовых. При наиболее высокой из них, 9-6,5 тыс. лет назад, уровень озера поднимался на 50-70 м выше современного [Мурзаева, 1991]. Литология и палинология скважин Персидского залива [Мурзаева, 1991] по­зволяют восстановить следующие климатические изменения в течение голоце­на: 12-10 тыс. лет назад - аридно; в бореале (примерно 9 тыс. лет назад) - ме­нее аридно; в атлантический период - гумидно; в суббореальный период - арид­нее, но влажнее, чем в бореале; в субатлантический период (около 2 тыс. лет) - в общем гумидно с колебаниями. Ситуация в районе Красного моря восстанавливалась по колонкам морских скважин, морфологии, палеонтологии и палинологии прибрежной зоны [Taviani, 1995]. Поскольку Баб-эль-Мандебский пролив имеет глубину не более 137 м, падение уровня мирового океана в эпоху последнего оледенения на вели­чину 60-120 м ограничило проникновение свежих океанских вод, а прибрежная зона отличалась крайне сухими условиями. Засоление моря превысило 50%, и соль садилась там, где сейчас осаждаются карбонатные илы. Нормальная био­логическая жизнь в море прервалась. Изменение условий отмечено слоем са­пропеля, отражающим массовую гибель микроорганизмов и имеющим возраст 11-10 тыс. лет. Это означало проникновение свежих морских вод и увеличение количества осадков, которое привело к появлению стока по ныне пересохшим рекам и выносу ими органического материала. Потепление вызвало больший температурный контраст между сушей и морем, более резкую, чем сейчас, се­зонность климата и, соответственно, больше дождей летом. Влажный период продолжался в интервале с 11-10 до 6-5 тыс. лет назад и коррелирует со време­нем высокого уровня озер в Нубийской пустыне. Гастропода Terebralia, обитав­шая в мангровых лесах по берегам моря, указывает на существенное опресне­ние вод. Она отсутствует в современных редуцированных мангровых лесах ти­па Avicennia, приспособленных к более солёным условиям, соответствующим современному аридному климату. Аридность прогрессировала с некоторыми колебаниями с начала суббореала. Итак, конец плейстоцена ознаменовался на Кавказе и в других высоких го­рах региона двухфазным оледенением с сухим и холодным климатом, пришед­шим на смену тёплому и влажному климату межледниковья. Некоторое увлаж­нение зафиксировано в период интерстадиала. В перигляциальной области в ледниковую эпоху, по крайней мере в её вторую фазу, о которой есть соответ­ствующие данные, происходило резкое иссушение, проявившееся повсеместно до Красного моря включительно, и похолодание, более заметное в относитель­но северных широтах. Исключением представляется оз. Ван, испытавшее в это время значительную трансгрессию, но она могла быть вызвана тектоническими движениями и вулканизмом. Дегляциация и связанные с ней постепенные потепление и увлажнение на­чались в разных местах в разное время. Например, в Восточном Закавказье и Северо-Западном Загросе они заметны уже 14 тыс. лет назад, когда в Персид­ском заливе и Красном море ещё сохранялся сухой климат ледниковой эпохи. Трансгрессии, которые испытали в самом конце плейстоцена озера Ван и Севан, свидетельствуют скорее всего не о возрастании количества осадков, а о текто­нической и вулканической активизации. В бореале происходит дальнейшее по­тепление, которое повсеместно, кроме Черноморского склона Северо-Западно­го Кавказа и, возможно, района оз. Ван, сопровождалось увлажнением. Теплые и влажные условия продолжали существовать, а местами усилились в атлантический период. Произошли трансгрессии Чёрного и Каспийского мо­рей (см. разделы 7.1 и 7.2). Благоприятные условия в одних местах (Северо-За­падный Кавказ, Северо-Западный Загрос, районы оз. Урмия и Персидского за­лива) сохранялись до конца атлантики, а в других местах изменились во второй половине этого периода. При этом в районе Севана температура и количество осадков понизились, но сравнительно высокая влажность поддерживалась уменьшением испарения, а в районе впадины Систан и Красного моря при вы­соких температурах около 6,5 тыс. лет назад началась аридизация, которая с не­которыми колебаниями продолжается по сей день. В начале суббореала неко­торое снижение температур и количества осадков отмечено на Северо-Западном Кавказе и в районе Вана, причём в последнем поддерживалась высокая влажность уменьшением потерь на испарение. Тогда же на Большом Кавказе имела место подвижка ледников. В районе Персидского залива в суббореале стало несколько ариднее, а в субатлантике произошло небольшое увлажнение. В других местах уже в суббореале или его конце условия приблизились к совре­менным. На этом фоне отмечаются эпизоды относительного похолодания и ув­лажнения: примерно в X в. до н.э. (Севан, Ван, Систан), I-II вв. н.э. (Севан, Систан) и XVI-XIX вв. (Гагрский хребет, Севан), примерно совпадающие по време­ни с подвижками ледников на Кавказе и отчасти в Тавре.

1.2.4. Восточное Присредиземноморье

На юге Турции, в сухой ныне долине Конья, в эпоху поздневалдайского оле­денения, если судить по низкому содержанию пыльцы древесных в разрезах [Мурзаева, 1991], климат был сухим. Вместе с тем здесь существовало озеро, до­стигшее максимального уровня 23-17 тыс. лет назад. Вероятно, его трансгрес­сия определялась не увеличением влажности, а уменьшением испарения при су­щественном похолодании. Позднее, когда возраставшая аридность не могла компенсироваться уменьшением испарения, уровень озера понизился, и оно рас­палось на отдельные водоёмы [Мурзаева, 1991]. На юге Левантской зоны разломов, захватывая значительную часть Мёртво­го моря и долину Иордана, в позднем плейстоцене существовало Лизанское па­леоозеро. А. Хоровиц [Horowitz, 1979] выделяет в его истории следующие этапы:

- Плювиал 1 (60-40 тыс. лет назад, т.е. конец раннего валдая и начало сре­дневалдайского интерстадиала): отложение свиты хамармар с пыльцой дубовых лесов и фауной влажного климата; осадков выпадало больше, чем сейчас.

- Интерплювиал 1-2 (40-32 тыс. лет назад): несогласие между свитами ха­мармар и амиаз и низы последней (её возраст определён 14С-методом как 36—15,6 тыс. лет и U/Th-методом как 40,4-17,4 тыс. лет); растительность стала скуднее, но оставалась богаче, чем сейчас; леса сохранялись фрагментарно.

- Плювиал 2 (32-22 тыс. лет назад, т.е. конец средневюрмского интерстадиа­ла и, возможно, самое начало поздневюрмского оледенения): верхи свиты амиаз, представляющие стадию максимальной трансгрессии Лисанского палеоозера, ко­гда его уровень поднялся до отметок -180 м, т.е. был на 220 м выше современно­го уровня Мёртвого моря, отмечены значительным распространением лесов.

- Интерплювиал 2-3 (22-18 тыс. лет назад): регрессия палеоозера, предста­вленная пачкой «белый клиф»; уровень озера упал на 300 м ниже современно­го; климат аридный, близкий к современному; тектоническая перестройка око­ло 18 тыс. лет назад, приведшая к распаду палеоозера в связи с проседаниями на севере (Галилейское, или Тивериадское озеро) и на юге (северная впадина Мёр­твого моря); несогласие между свитами амиаз и фатзаэль.

- Плювиал 3 (18-11 тыс. лет назад): аллювиально-озёрная свита фатзаэль; распространение пыльцы древесных. Изменения уровня палеоозера происходили не только по климатическим, но и (может быть, в большей мере) по тектоническим причинам. Это бесспорно от­носится к этапу 2-3, но, возможно, и к предшествовавшей трансгрессии. Но так­же несомненны, хотя и не бесспорно датированы, климатические изменения, про­явившиеся не только в зоне Иордана-Мёртвого моря, но и в пустыне Негев: там относительно влажные условия существовали до 35 тыс. и после 18 тыс. лет на­зад и разделялись аридным этапом. Интересные данные об аридизации Иудей­ской пустыни в конце плейстоцена получены путём изучения ризофоссилий, фиксирующих момент отмирания корней деревьев, т.е. смену гумидных условий аридными [Danin et al., 1987]. Получены радиоуглеродные даты: >50 тыс. (2 даты); 44,2 ± 4,6 тыс.; 30,75 ± 1,4 тыс.; 30,5 ± 0,9 тыс.; 29,8 ± 0,8 тыс. лет. Оставив в сто­роне три первые даты, как близкие к запредельным, получаем возраст начала аридизации - около 30 тыс. лет назад. Это, как и существование гумидных усло­вий в пустыне Негев до 35 тыс. лет назад, ставит под сомнение датировки интер­плювиал а 1-2 и плювиал а 2 схемы А. Хоровица. Получены уточнённые данные и о климатической истории долины Иордана в эпоху поздневалдайской дегляциации [Leroi-Gourhan, Darmon, 19Р7]. Споро­пыльцевые диаграммы (рис.1) показывают несколько гумидных всплесков, когда увеличивалось содержание пыльцы деревьев и водных растений и уменьша­лась доля степных видов. В интервале 19-14,5 тыс. лет назад стратиграфия не вполне ясна и не позволяет точно датировать слабые проявления гумидности на фоне преобладающих аридных условий; в общем они тяготеют к концу этапа.

Рис. 1. Палинологическая характеристика разрезов верхнего плейстоцена и нижнего голоце­на (мезолит и докерамический неолит) района Мёртвого моря в Израиле [Leroi-Gourhan, Darmon, 1987] Pig-1. Palinological characteristics of the Upper Pleistocene and Holocene sections (Mesolith and preceramic Neolith) in the Dead Sea region in Israel [Leroi-Gourhan, Darmon, 1987]

Более чётко проявлен гумидный интервал 14,5-12,5 тыс. лет назад, отмеченный появлением древесных форм (4-10% с максимумом посередине) и, возможно, коррелирующийся с потеплением бёллинг. Следующий подобный интервал (12-11 тыс. лет) с содержанием до 6% древесных, может коррелировать с поте­плением аллерёд. Затем климат прогрессивно осушался, что видно по значи­тельному возрастанию содержания Chenopodiaceae. Но в интервале 10.3- 10 тыс. лет назад снизу вверх по разрезу возрастает до 10-15% содержание пыльцы древесных форм и появляются (2-3%) водные растения. Прогрессиру­ющая гумидизация отмечена и в интервале 10-9,5 тыс. лет: залесенность даёт небольшой всплеск в начале и существенно (до 15-20%) возрастает от середины к концу этапа; содержание водных растений достигает максимума (до 10—15%) к концу первой половины этапа и даёт менее значительные всплески в других частях разреза. Рассматривая голоценовый климат Палестины и Синая, следует иметь в виду его широтную зональность. Сейчас количество осадков изменяется от 800 мм/год на севере Израиля до 30-40 мм/год на юге, так что на севере стра­ны климат средиземноморский, а на юге пустынный [Horowitz, 1987]. Холод­ные северные воздушные массы приходят только зимой и в комбинации с тёплыми водами Восточного Средиземноморья дают циклонические грозы, редко достигающие юга страны. В начале голоцена условия могли быть ины­ми, но широтная зональность в той или иной мере сохранялась. По данным А. Иссара [Issar, 1996], голоценовый климат района Мёртвого моря, пустыни Негев и Синая характеризовался преимущественно аридными условиями. Они фиксируются длительным накоплением песчаных дюн, терригенный ма­териал для которых поставляла дельта Нила при господстве западных ветров. На этом фоне выделяется период лимонитизации песков, отражающей усло­вия сравнительного похолодания и увлажнения, - 5,7-1,5 тыс. лет назад. Внутри него были этапы повышенного похолодания и увлажнения. В.Э. Мурзаева [1991] выделяет такой этап 5,5-4,3 тыс. лет назад, связывая увлажнение с уменьшением испарения при похолодании. Затем, около 4 тыс. лет назад, климат был высокоаридным, а в интервале 3,5-2,8 тыс. лет (с максимумом 3.3- 3,2 тыс. лет) фиксируется похолодание и увлажнение [Issar, 1996]. Позд­нее вновь произошла аридизация, о чём косвенно свидетельствует падение уровня Мёртвого моря до отметок на 40 м ниже современных [Мурзаева, 1991]. Следующий влажный этап был в последние века до н.э. - первые века н.э., когда уровень Мёртвого моря стал на 50 м выше современного, и берег озера находился возле г. Иерихона [Issar, 1996]. На фоне последовавшей аридизации и падения уровня озера отмечается его подъём около 1000 г., так что ещё в начале XX века он был на 10-11 м выше современного [Мурзаева, 1991]. Впрочем, эти колебания уровня могли иметь, по крайней мере отчасти, и тектоническую природу. В Ливане и Западной Сирии во все этапы голоцена условия были более влажными, чем в Израиле [Horowitz, 1987]. Во впадине Эль-Габ на севере Ле­вантской зоны разломов и в районе г. Халеб (Алеппо) древесная растительность начала распространяться около 11 тыс. лет назад, и примерно 10 тыс. лет назад, когда влажность достигла современного уровня, установился устойчивый лес­ной покров [Zeist, Woldring, 1978; Ван Зейст, Боттема, 1985].

Юг Турции в голоцене отличался относительной аридностью, хотя, вероят­но, стал влажнее, чем в ледниковую эпоху. В районе оз. Сёгют на западе Тавра 9 тыс. лет назад началось распространение лесной растительности, но протека­ло оно из-за сухости медленно; только 3 тыс. лет назад влажность достигла со­временного уровня, и сосна стала преобладающим видом [Ван Зейст, Боттема, 1985]. В долине Конья 10 тыс. лет назад отмечается небольшая трансгрессия озера, а затем, около 8 тыс. лет назад, озеро пересохло, и на его поверхности от­ кладывался аллювий и распространилась сухостепная растительность [Мурзаева, 1991]. В целом, в Южной Турции климат стал существенно более влажным лишь в последние тысячелетия [Zeist, Woldring, 1978]. Более благоприятными в начале голоцена были условия в Центральной и Северной Анатолии. С. Боттема [Bottema, 1991] отмечает современную верти­кальную зональность региона, при которой леса широко распространены лишь на побережье Чёрного моря и в прилегающих к нему хребтах. Вглубь полуост­рова леса редеют и сменяются степью, природной и антропогенной. Эти разли­чия существовали и в прошлом, и их надо учитывать при сравнении климатиче­ских обстановок. В позднеледниковую эпоху степные ландшафты были распро­странены шире. Примерно 13 тыс. лет назад появляются первые следы лесной растительности, представленной «пионерскими» формами - берёзой и можже­вельником Juniperus; термофильные деревья росли только на берегу моря. Око­ло 10 тыс. лет назад содержание пыльцы полыни Artemisia резко уменьшается, и леса начинают быстро «трансгрессировать». Примерно 7 тыс. лет назад сосна и берёза становятся преобладающими формами. Около 5 тыс. лет назад отме­чается наступление лесов на степь, вскоре нейтрализованное некоторой аридизацией или хозяйственной деятельностью. Последняя проявляется со временем всё очевиднее уменьшением (особенно в степной зоне) содержания пыльцы ди­ких растений. В Северной Африке переход от конца плейстоцена к голоцену проявился значительной миграцией климатических зон [Petit-Maire, 1992]. Если в эпоху максимума последнего оледенения около 20 тыс. лет назад пустыня распро­странялась на юг до 13° с.ш., то позднее её граница с саванной сместилась на 1000 км к северу и около 8 тыс. лет назад достигла 22-23° с.ш. Многочислен­ные озёра и болота существовали по всей Сахаре, будучи скрыты при после­дующей аридизации активными песчаными дюнами, способными развиваться лишь при количестве осадков не выше 150 мм/год. Данные о раннеголоцено­вой (10-9 тыс. лет) гуминизации имеются и для Западной пустыни Египта (оа­зис Дахла). Б. Барич [Barich, 1995], выполнивший детальные археоландшафтные исследования в оазисе Фарафра (Западная пустыня), отмечает начало гумидизации, проявлявшейся, по его мнению, нерегулярными дождями, около 10 тыс. лет назад. Более регулярное обводнение имело место в интервалах 9-7 тыс. и 5,9-Л,9 тыс. лет, после чего произошла аридизация. А. Иссар [Issar, 1996] сообщает о влажном климате Ливийской пустыни 5,65-5,2 тыс. лет на­зад. О раннеголоценовом увлажнении свидетельствует в какой-то мере слой сапропеля в Восточном Средиземноморье с возрастом около 8,6 тыс. лет [Fontugne et al.. 1991]. Скорее всего, он связан с массовой гибелью микроорга­низмов из-за проникновения в бассейн большого количества пресных или оп­реснённых вод. Их основным источником представляется Нил, обводнённость которого достигла максимума 8,6-8 тыс. лет назад. Определённую роль могли сыграть также сток опреснённых черноморских вод по Босфору, установив­шийся около 7,9 тыс. лет назад, и общее послеледниковое повышение уровня Средиземного моря, которое происходило особенно интенсивно примерно в ту же эпоху [Piazzano, 1997] и приводило к обогащению бассейна органиче­ским материалом затопляемых побережий.

Анализ осадков дельты Нила даёт некоторое представление о климатиче­ских условиях областей их сноса в бассейнах Белого (Центральная Африка) и Голубого (Эфиопское плато) Нила [Hamroush, Stanley, 1990]. Указанные авторы по содержанию и соотношениям микроэлементов обнаружили, что интервал 17,5-13 тыс. лет назад был сухим в обоих истоках Нила. Гумидная фаза в Цент­ральной Африка проявилась около 12,5 тыс. лет назад и соответствовала высо­кому уровню оз. Виктория. Фаза увлажнения в Эфиопии наступила 7-4 тыс. лет назад и коррелирует с высокими уровнями местных озёр. Любопытные результаты по позднеголоценовым климатическим изменени­ям в Средиземноморье получены на археологических объектах Италии [Ortolani, Pagliuca, 1995]. Эти авторы выявили относительно прохладные и гумидные фазы и фазы более тёплых и аридных условий, не столь благоприятных для обитания. Первые приходятся на VI-IV вв. до н.э.(?), V-VIII вв. н.э., XVI-XIX вв., а вторые - на II—IV вв. н.э. и XI-XIV вв. В Северной Африке, по мнению указанных авторов, фазам увлажнения в Италии соответствовали фазы иссушения, а аридным фазам - гумидные условия, что авторы объясняют ми­грацией климатических зон. Однако использованный африканский материал невелик и представляется недостаточным для таких построений. Итак, изменения климата в последнюю ледниковую и послеледниковую эпохи были в Восточном Средиземноморье сложными и неоднозначными в раз­ных частях. Почти повсеместно эпоха поздневалдайского оледенения характе­ризовалась существенной аридностью. Лишь в Израиле, начиная с 18 тыс. лет назад условия были относительно плювиальными [Horowitz, 1979, 1987]. Впро­чем, и здесь более детальные палинологические исследования и радиоуглерод­ные определения показали [Leroi-Gourhan, Darmon, 1987], что в начале этого ин­тервала всплески увлажнения были сравнительно слабыми и становятся более заметными 14,5-11 тыс. лет и особенно 10,3-9,5 тыс. лет назад. В других регио­нах с теми или иными отклонениями просматривается подобная ситуация, хотя наступившее увлажнение имело разные масштабы и началось в разное время. По-видимому, оно было сравнительно слабым на юге Анатолии (10-8 тыс. лет), более заметным в Ливане и Западной Сирии (с 11 тыс. и особенно с 10 тыс. лет) и в Центральной и Северной Анатолии (с 13 тыс. и особенно с 10 тыс. лет). В Северной Африке гумидизация началась 10 тыс. лет и достигла максимума 8 тыс. лет назад. Дальнейшие изменения также протекали по-разному. В Северной Африке намечаются максимумы гумидности 9-7 тыс. и 5,9—4,9 тыс. лет назад, после че­го началась аридизация. В Израиле, напротив, значительная часть раннего и среднего голоцена была засушливой, а относительное увлажнение проявилось несколькими всплесками в интервале 5,7-1,5 тыс. лет назад, будучи связаны с некоторым похолоданием. Эти всплески имеют возраст около 5 тыс., 3,5-3 тыс. и около 2 тыс. лет и после них снова произошла аридизация. В Ливане и Западной Сирии условия были более мягкими, и раннеголоценовая аридизация не столь заметна. В Южной Анатолии период рапне-среднеголоценовой аридизации затянулся, и современные гумидные условия установились лишь около 3 тыс. лет назад, а в Центральной и Северной Турции, напротив, гумидизация достигла максимума около 7 тыс. лет назад, а с 5 тыс. лет появляются первые признаки последующей аридизации. Столь разнообразные изменения климата пытались объяснить по-разному. Е.В. Девяткин [1990, 1993] и А. Иссар [Issar, 1996] акцентировали внимание на меридиональном смещении климатических зон при смене оледенение/межледниковье (или постледниковье). В общем виде это справедливо, особенно для границ тундра/лес и саванна/пустыня. Однако для Восточного Присредиземноморья, где согласно этой концепции на границе плейстоцена и голоцена влажные условия должны были смениться сухими условиями современной Сахары, указанное правило в большинстве регионов не выдерживается, и соотношения потепления с изменением влажности оказываются неоднозначными. A. Хоровиц [Horowitz, 1987] рассмотрел усложнённый вариант миграции климатических зон, связав с ней изменение воздушных течений. Согласно его концепции, главной особенностью ледниковой эпохи было проникновение в Во­сточное Средиземноморье относительно влажных атлантических воздушных масс, которые, взаимодействуя с холодными северными массами, вызывали осадки, распределявшиеся равномерно в течение года, что обусловило общую плювиальность климата. В раннем голоцене сказалось влияние экваториальных тёплых воздушных масс, тогда как влажные атлантические массы и северные течения с трудом достигали Средиземноморья, и дожди, особенно на юге, в Из­раиле, были редки. Это было время максимального иссушения. Позднее и до со­временности северные холодные массы зимой стали проникать в регион, давая циклонические грозы. Их эффект уменьшался с севера на юг, где сохранились пустынные условия. Вариант, предложенный А. Хоровицем, также не может быть принят, так как в максимальную фазу последнего оледенения в Восточном Присредиземноморье было сухо, а в послеледниковое время аридные условия чередовались с несколько более краткими этапами увлажнения. В Северной Африке раннего­ лоценовое увлажнение сменилось аридизацией в середине голоцена. Признаки подобного изменения слабее проявлены в Северной и Центральной Турции. А на юге Турции, напротив, гумидизация возрастала в течение голоцена. B. Э. Мурзаева [1991], опираясь на исследования О.А. Дроздова [1982], счи­тает неоднозначность соотношения температура-влажность проявлением поро­гового эффекта: повышение температуры до 2° действительно приводит к иссу­шению, тогда как при повышении на 3° и больше конвективные факторы ста­новятся сильнее общециркуляционных, и влажность возрастает.

1.3. КЛИМАТ И РАЗВИТИЕ ЗЕМЛЕДЕЛЬЧЕСКИХ КУЛЬТУР

1.3.1. Общие замечания

В разных частях Восточной Ойкумены фиксируются синхронность рас­пространения позднепалеолитических, мезолитических и неолитических культур с благоприятными климатическими условиями и, напротив, их дегра­дация и даже перерывы в заселении при неблагоприятных условиях. Так, в Израиле [Horowitz, 1979] отмечаются перерывы между мустье и поздним па­леолитом (40-30 тыс. лет назад) в эпоху средневалдайского интерплювиала и между поздним палеолитом и мезолитом (22-18 тыс. лет) в интерплювиал, со­ответствующий максимальной стадии поздневалдайского оледенения. В Са­харе и других пустынях Северной Африки с увлажнением раннего голоцена связано широкое расселение неолитических бродячих охотников. Возле озёр и других источников воды появляются более стабильные стоянки. В оазисе Фарафра Западной пустыни Египта они появляются в VII-VI тысячелетиях До н.э., причём в их экономике важную роль начинает занимать интенсивное собирательство растений.

Рис. 2. Карта древнейших обнаруженных земледельческих поселений и активных разломов «Плодородного полумесяца» [Трифонов, 1999]

1 - 6 - активные разломы (слева достоверных, справа предполагаемых): 1 - 3 - разломы с проявлени­ями активности в позднем плейстоцене и голоцене, включая современность, со средними скоростями дви­жений V7, мм/год: / - Г > 5, 2 - 1 < V < 5, J - V < 1; 4 - 6 - разломы с проявлениями активности в среднем плейстоцене и, возможно, позднее со средними скоростями движений V', мм/год: 4 - V > 5, 5 - 1 > V < 5.

6 - V < 1; 7 - скрытые активные разломы, выраженные на поверхности лишь косвенными признаками;

Я - древнейшие земледельческие поселения (цифры на карте): 1 - Айн Меллаха (Эйнан), 2 - Али Кош, 3 - Бейда, 4 - Бус Морде, 5 - Гандж Дере, 6 - Джармо, 7 - Джебел Магзалия, 8 - Иерихон, 9 - Рас-Шамра (Угарит), 10 - Тепе Асьяб, 1 1 - Тепе Гуран, 12 - Тепе Сараб, 13 - Хаджилар, 14 - Чатал-Хююк, 15 - Шанидар и Зави-Чеми, 16 - Шимшара, 17 - Ябруд

Fig. 2. Map of the most ancient found settlements and active faults in the «Fertile Crescent» [Трифо­нов, 1999(6)]

1 - 6 - active faults (the proved faults are shown on the left and the assumed faults arc shown on the right): 1 -3 - faults active in Upper Pleistocene and Holocene, including historical and contemporary; rates of motion on the faults (V', mm/year): 1 - V > 5, 2 - 1 < V < 5, j - P < 1; 4 - 6 - faults active in Middle Pleistocene and perhaps later; rates of motion on the faults (Г, mm/year): 4 - V > 5, 5 - \ < V < 5, 6 - V < \ , 7 - deep-seated active faults, indirectly manifested in the land surface; Я - ancient agricultural settlements with numerals: 1 - Ain Mellaha (Einan), 2 - Ali Kosh, 3 - Beida, 4 - Bus Morde, 5 - Ganj Dore, 6 - Jarmo, 7 - Jebel Magsalia, 8 - Jerico, 9 - Ras Shamra (Ugarit), 10 - Tepe Asyab, 11 - Tepe Guran, 12 - Tepe Sarah, 13 - Hajilar, 14 - Chatal Huyuk, 15 - Shanidar and ZaviChemi, 16 - Shimshara, 17 - Yabrud

Освоение дельты Нила, фиксируемое с конца VI тыс. до н.э., связано с подъ­ёмом уровня Средиземного моря, обусловленным потеплением и соответствен­но дополнительным поступлением талых ледниковых вод в мировой океан с се­редины VII до середины VI тысячелетий [Stanley, Wame, 1995]. Подтопление дельты усилило осаждение выносимого рекой ила и привело к формированию плодородной дельтовой равнины. На Кавказе в многослойных высокогорных пещерных стоянках фиксируются ашель, позднее мустье и неолит, но отсутствуют раннее мустье и поздний палеолит, приходящиеся на ранне- и поздневал­дайское оледенения. Стоянки этого времени в предгорьях и межгорных впади­нах содержат остатки бореальной фауны. В Средней Азии отмечается чёткая связь распространения археологических культур в районе Сарыкамыша с фаза­ми увлажнения и обводнения озера, в частности, в VI-III тысячелетиях до н.э. [Развитие..., 1993]. Важнейшее значение в развитии человечества имела неолитическая рево­люция - переход от охоты и собирательства к производящей экономике, осно­ванной на земледелии и приручении животных. Раньше всего*, в самом начале голоцена, она произошла в области так называемого «Плодородного полумеся­ца» ( выпуклой на север дуги, окаймляющей Аравийскую плиту и охватываю­щей территории Израиля, Ливана, Западной Сирии, Юго-Восточной Турции, Северного Ирака и Западного Ирана (рис.2). Оставляя пока в стороне тот факт, что дуга достаточно точно совпадает с зонами активных разломов, обра­мляющих плиту, рассмотрим климатический аспект этого перехода. А. Тойнби [1991; рус. перевод многотомного издания A.J. Toynbee «А study of history», 1934-1961] развил концепцию «вызова-и-ответа», согласно которой переход к земледелию был ответом древних охотников и собирателей на резкую аридизацию, наступившую в связи с таянием позднеплейстоценовых ледников. На са­мом деле ситуация была прямо обратной: земледелие возникло в фазы относи­тельной гумидизации. Попробуем в этом убедиться.

• უძველესი კავკასია