Горы Центральной Азии и северо-запад Индостана
Начало позднего плейстоцена, соответствующее в Восточной Европе мику- линскому межледниковью, характеризовалось тёплым климатом. Следы первого позднеплейстоценового оледенения представлены во Внешней зоне Памира ляхшским ледниковым комплексом.
К его моренам прислонены озёрные отложения, сопоставленные с I террасой оз. Каракуль (Восточный Памир) с радиоуглеродной датой 27500 ± 700 лет. Эти озёрные отложения фиксируют потепление. Древесные формы, вероятно, в основном принесённые с Западного Памира, составляют 9—11% споропыльцы [Развитие..., 1993]. В Иссыккульской впадине первому позднеплейстоценовому оледенению соответствуют озёрные отложения с пыльцой пустынных растений. Более низкая терраса с радиоуглеродной датой 26 340 ± 540 лет содержит до 25% древесной и кустарниковой пыльцы [Развитие..., 1993]. Этот относительно тёплый и влажный интервал фиксируется также в Алайской долине, в районе оз. Чатыркёль на Центральном Тянь-Шане, в Цайдаме и Гималаях, на левобережье Инда в пустыне Тар.Наиболее изучено последнее крупное оледенение, примерно синхронное поздневалдайскому. Оно определялось не только общим похолоданием, но и существенным тектоническим воздыманием гор региона, особенно Гималаев и 31
Тибета (см. раздел 2.5.1). Из-за этого воздымания, преградившего путь влажных индоокеанических муссонов, произошла значительная аридизация региона, и масштабы позднеплейстоценового оледенения существенно уступали раннесреднеплейстоценовому. В целом оледенение конца позднего плейстоцена было симметричным современному, но превышало его размеры в 1,5-2 раза [Развитие..., 1993]. Преобладали каровые, горно-долинные ледники и местами ледники подножий. Сказанное, как полагает В.Э. Мурзаева [1991], справедливо и для Тибета. Вторая особенность последнего оледенения, как и. современных ледников Центральной Азии - различия высот областей питания и нижних границ распространения ледников в разных частях региона.
Они возрастали с севера на юг, нередко варьируя на склонах разной экспозиции в зависимости от направления ветров. Вместе с тем поверхности, описываемые этими границами, образуют купол на Тибете, наиболее удалённом от источников увлажнения. В эпоху последнего оледенения рассматриваемые границы спускались ниже, чем сейчас. Так, граница области питания на Тибете располагалась в конце плейстоцена на отметках 5000 м и более, но спускалась на 1000 м на влажных южных склонах Гималаев, а нижняя граница ледников находилась на высотах около 2000 м на Тянь-Шане, превышала 4000 м на Восточном Куньлуне и Тибете и спускалась до 3900-3000 м на южном склоне Непальских Гималаев [Мурзаева, 1991].Соотношение изменений температуры и влажности является предметом дискуссии: одни исследователи [Величко, Лебедева, 1974] обосновывают связе «холодно-сухо» и «тепло-влажно», тогда как другие [Мурзаева и др., 1984; Никонов и др., 1989] приводят примеры связи оледенения с увлажнением. По-видимому, это отражает реальную неоднозначность соотношений, хотя в горах Средней и Центральной Азии, как убедительно показал А.Е. Додонов [2002], преобладают связи первого рода.
На Памире осадки оз. Каракуль, сопоставляемые с мореной последнего оледенения, дали радиоуглеродный возраст 15 660 ± 700 лет [17 600-15 900 гг. до н.э.], а в Тянь-Шане для коррелируемых с ними образований получена и более молодая дата - около 14 тыс. лет [15 070-14 600 гг. до н.э.] [Развитие..., 1993]. Палинология осадков указывает на условия холодной пустыни. В Тариме палинологические спектры осадков оз. Лобнор с радиоуглеродной датой около 20 780 лет также отражают холодные сухие условия, а в Цайдаме озеро, возникшее во время предшествовавшего интерстадиала, превратилось 26-9 тыс. лет назад во временный пересыхающий водоём с садкой эвапоритов [Мурзаева, 1991]. Северный Тибет представлял собой очень холодную пустыню; граница многолетней мерзлоты располагалась на 1200-1400 м ниже современной. На муссонном склоне Гималаев во впадине Катманду похолодание отразилось слабо, но аридность, обусловленная снижением роли муссонов, проявилась в отступании лесов и степном характере растительности.
Крайняя сухость при господстве дюн характеризовала интервал 20-10 тыс. лет назад на окраинах пустыни Тар, а в оз. Дадвана на северо-западе Индостана существовали мелкие гиперсолёные озера [Мурзаева, 1991].Дегляциация началась разновременно и протекала по-разному в разных местах. На Тянь-Шане наиболее ранняя фаза увлажнения и потепления имеет возраст более 10 тыс. лет, а бореал характеризовался аридизацией на фоне продолжающегося потепления. Увлажнение при продолжающемся потеплении началось в конце VII тысячелетия до н.э. и достигло максимума в V—III тысячелетиях, когда в палинологических спектрах ксерофиты уступили место разнотравью и заметно возросла роль древесных; тогда же трансгрессировало большинство горных озёр [Развитие..., 1993]. В конце среднего голоцена вновь
происходит иссушение. Около 1000 г. до н.э. отмечена фаза наступления ледников. Ещё более заметное наступание имело место в XVII-XIX вв. Кроме Тянь-Шаня, оно проявилось на Памире, Каракоруме, Гималаях, Тибете и в других горных системах. Но масштабы этого оледенения невелики по сравнению с позднеплейстоценовым.
О быстрой дегляциации на Памире можно судить по тому, что мезолитическая стоянка Ошхона первой половины VIII тысячелетия до н.э. находится в долине в 7 км выше морены максимальной стадии оледенения [Развитие..., 1993]. В VII-IV тысячелетиях климат оставался прохладным, но возросла увлажнённость [Мурзаева, 1991]. На Тибете в XI-VII тысячелетиях до н.э. началось потепление, но шло оно медленно из-за поднятия территории. В середине голоцена климат Северного Тибета оставался холодным и сухим из-за крайне ограниченного поступления тёплых и влажных южных воздушных масс; преобладали степи. Однако в VI—II тысячелетиях до н.э. на юге Тибета установился относительно тёплый и влажный климат со среднегодовыми температурами на 3-6° выше современных. Ледники быстро таяли, и уровень озёр поднимался. Появились лесостепи, а граница смешанных лесов поднялась до 3,8—4 км (при её современном положении 2,5-3 км). В позднем голоцене во всех частях Тибета отмечены ари- дизация и похолодание.
Три стадии усиления похолодания имели место примерно в 1000 г. до н.э., I в. н.э. и XVII-XIX вв. Начинают господствовать сухостепные растения, а озёра регрессируют и засоляются [Мурзаева, 1991].В высокогорной впадине Кашмира первые признаки дегляциации отмечены ещё в конце плейстоцена, а в VIII тысячелетии до н.э. произошло некоторое похолодание, сменившееся потеплением лишь в конце бореала. Термический оптимум установился в конце IV тыс. до н.э. Потом климат стал более умеренным, но на этом фоне выделяются средневековое потепление и последующее похолодание [Agrawal, 1991]. В других районах Гималаев Северо-Западной Индии среднеголоценовое потепление и увлажнение также не ограничивалось атлантическим периодом и местами явно отставало от него. Так, в Кумаонских Гималаях суббореальное время было тёплым и влажным, возможно, оптимальным для голоцена, а субатлантическое - в целом относительно прохладным и ещё более влажным [Мурзаева, 1991].
Более детальную картину, особенно для субатлантического периода, дают А. Баттачария и Р. Ядав [Bhattacharyya, Yadav, 1991], исследовавшие Западные Гималаи в пределах Ладакха и штатов Кашмир, Химачал Прадеш и Уттар Пра- деш и обнаружившие наложение общих климатических изменений, связанных с вариациями муссонной активности, на разное выражение этих изменений во внутренних и внешних частях Гималаев, причём во внутренних частях они совпадали с изменениями уровня тибетских озёр. В течение бореала во Внутренних Гималаях было тепло и сухо, тогда как во Внешних Гималаях в конце VII тысячелетия до н.э. было влажно и относительно прохладно. Дальнейшие изменения происходили синхронно во Внутренних и Внешних Гималаях. В последних потепление произошло около 3000 г. до н.э., а в середине II тысячелетия его сменило ухудшение климатических условий. Во Внутренних Гималаях тот же позднеатлантический оптимум проявился главным образом возрастанием влажности. Позднее температура и влажность несколько понизились. В течение субатлантического периода климатические изменения вновь становятся асинхронными.
Распространение можжевельника (Juniperus) в альпийских сообществах сухих степей Внутренних Гималаев фиксирует повышение температур и влажности в 150-650 гг. н.э. и 1150-1450 гг., тогда как его исчезновение в 650-1150 гг. н.э. и после 1450 г. указывает на ухудшение условий. Во Внешних Гималаях около1300 г. было сравнительно сухо, а затем влажность повысилась параллельно с некоторым похолоданием.
В долине Инда 3-1,8 тыс. лет до н.э. климат был достаточно тёплым и влажным, а 1,8-1 тыс. лет до н.э. он становился всё более аридным; новое улучшение климата отмечается в интервале 500 г. до н.э. - 500 г. н.э. [Dhavalikar, 1991]. В районе упоминавшегося оз. Дидвана на северо-западе Индийского щита, согласно В.Э. Мурзаевой [1991], в XI-V тысячелетиях до н.э. на месте гиперсолёных озер позднего плейстоцена появляются признаки опреснения и углубления. В IV-Ш тысячелетиях до н.э. существует глубокое пресное озеро. Затем происходит резкая регрессия и высыхание, после чего устанавливается режим эфемерного, умеренно солёного водоёма. •
Итак, в горах Центральной Азии и соседних частях Индостана во время, соответствующее средневюрмскому интерстадиалу, господствовали тёплые и влажные условия. Последнее плейстоценовое оледенение, соответствующее (хотя местами, возможно, с некоторым запозданием максимума) поздневалдайскому оледенению, привело к более или менее значительному похолоданию и повсеместному иссушению, связанному с воздействием Центральноазиатского барического максимума и сокращением области влияния индоокеанских муссонов. На южном склоне Гималаев и в Северо-Западном Индостане похолодание почти не проявилось, но аридизация была весьма заметной.
В бореале, а местами уже в предбореале произошло потепление при сохранении относительно сухих условий. На Тибете потепление протекало медленно и было слабым. Во Внешних Гималаях и Северо-Западном Индостане имело место увлажнение, причём на южном склоне Гималаев сохранялись относительно прохладные условия. Климатический оптимум выразился почти повсеместно повышением либо температур, либо влажности, либо и того и другого в зависимости от предшествовавших условий.
Лишь на севере Тибета оставалось холодно и сухо. На Памире в VII-IV тысячелетиях до н.э. было прохладно и относительно влажно. В большинстве других горных систем со второй половины VI тысячелетия до середины II тысячелетия до н.э. имели место потепление и увлажнение с максимумом около 3000 г., которые затем сменились похолоданием и аридизацией. Примерно тогда же, с IV до начала II тысячелетия до н.э., установился климатический оптимум в долине Инда и на северо-западе Индостана, сменившийся аридизацией около 1800 г. до н.э.В субатлантический период в горах вновь появляются и разрастаются ледники, существенно уступающие, однако, позднеплейстоценовым. Максимумы оледенения имели место примерно в 1000 г. до н.э. и в XVII-XIX вв., а на Тибете также в I в. н.э. На фоне общей аридизации и похолодания во Внутренних Гималаях отмечаются интервалы повышения температур во II—VII и XII-XV вв., тогда как во Внешних Гималаях в XII-XIII вв. было тепло и относительно сухо, а с XIV в. отмечается увлажнение с некоторым похолоданием. В Северной Индии выявлены благоприятные климатические условия с V в. до н.э. по V в. н.э. и их ухудшение с конца V в. по X в. Таким образом, на фоне общей аридизации, начавшейся в первой половине II тысячелетия до н.э., и сопутствовавшего ей некоторого похолодания, почти не коснувшегося равнинных территорий СевероЗападной Индии, при локальных вариациях можно констатировать: относительное улучшение климатических условий в конце I тысячелетия до н.э. и первой половине I тысячелетия н.э.; ухудшение условий во второй половине I тысячелетия н.э.; относительное улучшение в первой половине II тысячелетия (субатлантический оптимум, или «эпоха викингов») и новое ухудшение в XVI-XIX вв., соответствующее Малому ледниковому периоду Европы.
1.2.3.