topmenu
მთავარი
ეპარქიები
ეკლესია-მონასტრები
ციხე-ქალაქები
უძველესი საქართველო
ექსპონატები
მითები და ლეგენდები
საქართველოს მეფეები
მემატიანე
ტრადიციები და სიმბოლიკა
ქართველები
ენა და დამწერლობა
პროზა და პოეზია
სიმღერები, საგალობლები
სიახლეები, აღმოჩენები
საინტერესო სტატიები
ბმულები, ბიბლიოგრაფია
ქართული იარაღი
რუკები და მარშრუტები
ბუნება
ფორუმი
ჩვენს შესახებ
რუკები

 

Трифонов В.Г. - Геодинамика и история цивилизаций
There are no translations available.

<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.