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 700—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 интерста- диал 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 ин- терстадиала 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 предбо-
реале 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—4° 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 ХП1 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 осушенной сейчас части бывшего Малого Севана. Здесь снизу вверх вскрыты [Саядян, 1985]:1. Озёрные пееси и глиині транссрессивной фазы Севана; вииимаямощностт
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-П тысячелетиях до н.э. климат в регионе оставался достаточно влажным, а последующая трансгрессия с конца Ш 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. СIV 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 позднвзнтичноєи 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. Зе- рибар, расположенного лишь в 450 км югс-аосточнве и находящегося под воздействием того же средиземноморского источника осадков, -ридностью бореа- ла и начала атлантического периода, в связи с чем леса здесь распространились позднее. Это 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 здесе позднее и их широкое распространение охватывало более короткий период, чем на Зери- баре, 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 аридииация. 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 позднвплейстоценсаых. При наиболее высокой из них, 9-6,5 тыс. лет назад, уровене озера поднимался на 50-70 м выше современного [Мурзаева, 1991].
Литология и палинология скважин Персидского залива [Мурзаева, 1991] позволяют восстановите 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 субатлзнанческнй период (около 2 тыс. лет) - в общем гумидно с колебаниями.
Ситуация в районе Красного моря вссстанавлиазлась 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.