CC BY
62
Ф. Е. Максимов, С. А. Лаухин, Х. А. Арсланов, В. Ю. Кузнецов, Г. Н. Шилова,
С. Б. Чернов, И. Е. Жеребцов, С. Б. Левченко, Н. Г. Баранова
УРАН-ТОРИЕВЫЙ ВОЗРАСТ И УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ
МЕЖЛЕДНИКОВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
СРЕДНЕГО НЕОПЛЕЙСТОЦЕНА НА СРЕДНЕЙ ОБИ
Введение. Существующие на сегодняшний день данные по количественному датированию отложений среднего неоплейстоцена Сибири весьма немногочисленны, поэтому получение новых геохронометрических и палеогеографических результатов для этого промежутка неоплейстоцена является актуальной задачей. В последнее время все чаще находит применение уран-ториевый (230ТЬ/и) метод датирования, позволяющий оценить возраст континентальных погребенных органогенных межледниковых и меж-стадиальных осадков за временными пределами 14С датирования (не более ^50 тыс. лет), возраст которых достигает порядка 300-350 тыс. лет [1—7]. Этот метод уже был опробован нами для определения возраста поздненеоплейстоценовых отложений на территории Сибири и Восточно-Европейской равнины [2—7]. В настоящей работе приводятся новые геохронологические данные для сибирских отложений погребенного торфа по результатам 230ТЬ/и-датирования и палинологического анализа торфяника из разреза, находящегося на территории Западной Сибири.
В 2008 г. в опорном разрезе среднего неоплейстоцена Западной Сибири на левом берегу Оби у с. Кривошеино (57°18/51// с.ш. и 83°56/42// в.д. —рис. 1, А) нами был вскрыт торфяник, пригодный для 230ТЬ/и-датирования. Этот разрез изучается уже около 80 лет, на нем работали В. Н. Сукачёв, П. А. Никитин, В. В. Фениксова, М. П. Нагорский, Б. В. Мизеров, В. П. Никитин, М. П. Гричук, В. А. Зубаков, С. А. Архипов, М. Б. Садико-ва, А.И.Стрижова и др. [8—19]. В ходе этих исследований погребенный торф уже находили и относили его по стратиграфическому положению к концу среднего неоплейстоцена.
Целью нашей работы было 230ТЬ/и-датирование этого торфяника и детальное палинологическое изучение отложений из этого разреза для уточнения последовательности палеоклиматических событий во времени во второй половине среднего неоплейстоцена.
Строение разреза у с. Кривошеино. Обнажение 2.,5 км вскрывает разрез водораздельной аккумулятивной равнины высотой около 50 м; высота бровки изменяется от 50 до 44—40 м. Северная часть обнажения закрыта осыпью, поэтому нами, как и предшественниками, изучалась южная часть, обнаженная несколько лучше. Северная часть отличается от южной преимущественно песчаным строением [15]. Описание обнажения у с. Кривошеино неоднократно публиковалось [15—18] и здесь приводится схематично (рис. 1, Б):
1) 0—3,0 м — суглинок буровато-желтый лессовидный;
2) 3,0—9,2 м — супесь палевая лессовидная, в кровле с линзами торфа и погребенной почвой;
* Работа выполнена при частичной поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (гранты № 06-05-64996 и № 08-05-00919).
© Ф.Е.Максимов, С.А.Лаухин, В.Ю.Кузнецов, Х.А.Арсланов, Г.Н.Шилова, С.Б.Чернов, И. Е. Жеребцов, С. Б. Левченко, Н. Г. Баранова, 2010
тыс. лет
3) 9,2—11,5 м —песок желтый, разнозернистый диагонально-слоистый;
4) 11,5—13,1 м —суглинок желто-серый слоистый;
5) 13,1—14,6 м —суглинок голубовато-серый тяжелый, слоистый;
6) 14,6—17,3 м —глина синевато-серая, переходит по простиранию в суглинок сизый, неслоистый, ожелезненный; внизу слоя залегает переслаивание (до 20 см) алевритов серовато-желтых и супесей ржаво-бурых, мощность прослоев 0,5—2 см;
7) 17,3—18,0 м — торф с линзой гиттии в верхней половине слоя. Торф коричневобурый, плотный, тонколистоватый, горизонтально-слоистый с травой и семенами по наслоению, внизу со щепками и тонкими (1—2 мм) невыдержанными прослоями суглинка сизого. Гиттия серовато-бурая горизонтально-волнисто-слоистая, слоистость неясная, подчеркивается горизонтальным залеганием щепок. Внизу гиттии залегает линза сизого суглинка мощностью 5—6 см. Оба контакта слоя 7 резкие, нижний — эрозионный;
8) 18,0—19,0 м — суглинок голубовато-серый до сизого, лёгкий до среднего, неяснослоистый, вверху мелкооскольчатый, внизу более пластичный, с раковистым изломом;
9) 19,0—20,2 м — тонкое переслаивание супеси серой, легкой, суглинка и алеврита палево-желтого, хорошо промытого и отсортированного. Мощность прослоев 1—2 мм и тоньше. Переслаивание горизонтально-волнистое. В кровле слоя залегает плотная железистая корка (1—5 см), которая местами делится на 4 ржаво-чёрных прослоя мощностью по 2—4 мм, супеси и песка;
10) 20,2—21,0 м — супесь серая тонкослоистая;
11) 21,0—27,0 м — песок светло-серый, тонкозернистый, горизонтально-слоистый с тонкими прослоями суглинка;
12) 27,0—31,2 м —песок желтый, косослоистый, разнозернистый, вверху гравелистый, с обломками древесины;
13) 31,2—32,4 м —суглинок серый грубослоистый;
14) 32,4—38,4 м — песок серый с растительным детритом; ниже — осыпь и пляж.
Последовательность слоев была близка к описанию в работе [18], поэтому и номера слоёв мы оставили те же, хотя мощность слоев, а иногда и состав, меняется на небольших расстояниях. Ранее [18] по стратиграфическому положению и палеоботаническим данным слои 14—11 отнесены к 1-й половине среднего плейстоцена, тобольский горизонт, местами внизу вскрывается нижний плейстоцен. Слои принадлежат 10—8 са-маровскому ледниковому, слой 7 — низы слоя 4 — ширтинскому межледниковому (?),
Рис. 1. Схема современной растительной зональности Западно-Сибирской равнины [по 19] и расположение разреза у с. Кривошеино (А), строение разреза у с. Кривошеино (Б) и положение палинокомплексов (см. ниже рис. 4) относительно шкалы МИС (В).
Условные обозначения:
1—11 для А: 1—тундра; 2 — редколесья; 3—5 — тайга: 3 — северная, 4 — средняя, 5 — южная; 6 — подтай-га; 7 — лесостепь; 8 — степь; 9 — южная граница сплошной многолетней мерзлоты; 10 — южная граница прерывистой и островной многолетней мерзлоты; 11 — граница Западно-Сибирской равнины; 12—25 для Б: 12 — почвы, современные и погребенные; 13 — лессовидные суглинки и супеси; 14 — супеси; 15 — суглинки; 16 — глины; 17 — торф и гиттия погребенные; 18 — песок и алеврит; 19 — обломки веток и щепки; 20 — обломки стволов деревьев; 21 — переслаивание песков, алевритов, супесей и суглинков; 22 — номера слоёв; 23 — осыпь; 24 — интервал спорово-пыльцевой диаграммы (см. рис. 4); 25 — горизонты: ^ — тобольский, бш — самаровский, — ширтинский, tz — тазовский; в интервале споровопыльцевой диаграммы (см. рис. 4) по данным авторов статьи, за пределами этого интервала по [19]; 26—30 для В: 26 — стадии и подстадии МИС по [20]; 27 — размыв и перерыв осадконакопления; 28 — уран-ториевая дата и доверительные интервалы этой даты; 29 — положение палинокомплексов (см. рис. 4) относительно стадий и подстадий МИС; 30 — положение разреза у с. Кривошеино.
верхи слоя 4 — слой 3 — тазовскому ледниковому горизонтам; слои 2 и 1 — верхнему плейстоцену. Из слоя 7 В. П. Никитин выделил 19 таксонов макрофлоры [17], которые не противоречат данным палинологии. Отметим только наличие в макрофлоре остатков Бе1и1а ЬишШв, В. папа, Ьапх 81Ьтса, Ртш зПуез^Б и обилие Р1оеа аЬоуа1а.
Торфяник обнаружен нами в южной части обнажения на 17,3—18 м ниже бровки (слой 7). Проведено детальное изучение интервала около 16—20 м. Отобраны пробы торфа для 230ТЬ/И-датирования, а также образцы из всего интервала на спорово-пыльцевой анализ.
Непосредственно перед проведением 230ТЬ/И-датирования погребенного торфяника (слой 7) была получена [20] запредельная 14С-датировка >53,9 т. л. (ЛУ-6024) для образца из кровли торфяника (0—2 см).
230Th/U датирование погребенного торфяника. Идеальная модель 230ТЬ/И-метода датирования неоплейстоценовых отложений базируется на двух допущениях: 1) в момент своего формирования отложения включают только уран, из которого в результате его радиоактивного распада накапливается дочерний изотоп 230 ТЬ, называемый радиогенным; 2) в постседиментационное время датируемые отложения являются закрытой радиометрической системой относительно изотопов и и ТЬ. В реальности погребенные органогенные осадки не являются полностью идеальной системой, поскольку в момент своего формирования они включают некоторые количества изотопов ТЬ (в том числе и 230ТЬ, называемого первичным, или условно «нерадиогенным»), входящих в состав минеральной компоненты (минерального детрита) этих отложений. В этом случае для определения 230ТЬ/И-возраста должен быть учтен (вычтен) количественный вклад первичного 230ТЬ, частично распавшегося к настоящему моменту времени. Первичное ториевое загрязнение характеризуется конкретной величиной отношений активностей изотопов тория 230ТЬ и 232ТЬ, уменьшающейся во времени (£) от момента формирования отложений по следующему соотношению:
230ТЬ\ /230ТЬ\ _А ,
232ть)4" (232ть)0'е ° ’ ( )
230ТЬ
где тг^—--- — величина первичного ториевого загрязнения в момент формирования
232ТЬ ) 0
0 230ТЬ
отложений (время Ь равно нулю); ( 232^^ у — величина первичного ториевого загряз-
нения в настоящий момент времени £; Л0 —постоянная радиоактивного распада 230ТЬ.
В реальности в приведенной формуле (1) переменной величиной является только активность первичного 230ТЬ, уменьшающаяся со временем. Активность 232ТЬ во временных пределах датирования 230ТЬ/и-методом до 300—350 тыс. лет практически не меняется (период полураспада 232ТЬ слишком велик — 1.34010лет) и, как правило, обнаруживается в аналитических количествах при радиохимическом изучении отложений торфа. Это позволяет тем или иным способом оценить активность первичного 230ТЬ и произвести коррекцию возрастных расчетов. Наиболее перспективным в этом отношении является так называемое изохронное приближение, подразумевающее количественное определение изотопов и и ТЬ в нескольких одновозрастных образцах торфа и реализуемое в случае выполнения двух предпосылок: 1) в выбранных одновозрастных образцах должна быть одна и та же величина первичного ториевого загрязнения, а значит, и коррекционного индекса; 2) образцы являются закрытыми радиометрическими системами относительно изотопов урана и тория.
Ввиду отсутствия надежных критериев отбора экспериментальных точек для расчета окончательного возраста слоя торфа нами была применена новая версия изохронного приближения, успешно апробированная в ряде работ [4-7]. Основное требование предложенной версии — согласие изохронно корректированных возрастов, параллельно полученных для серии одних и тех же одновозрастных образцов в случае их только кислотного выщелачивания и в случае их только полного растворения.
В настоящей работе в 8 образцах, отобранных в интервале глубин 34-55 см от кровли торфяника, проведено радиометрическое определение удельных активностей изотопов и и ТЬ (таблица). Для этой цели применялись методы выщелачивания проб «царской водкой» (так называемая Ь/Ь-модель) и полного растворении проб (так называемая Т8Б-модель) с последующим использованием радиохимической методики [7]. Пригодными для возрастных расчетов оказались аналитические данные для 4 образцов с глубин 34-37, 40-43, 49-52, 52-55 см. Вычисления возраста производились раздельно для Ь/Ьи ТЭБ-моделей в несколько этапов с применением методики расчетов, детально представленной в [1, 4, 5, 7]. С использованием аналитических данных построены линейные зависимости — изохроны по методу наименьших квадратов [22] и определены коррекционные индексы { как величины отрезков отсечения на оси ординат (рис. 2). Коррекционные индексы { характеризуют величину первичного ториевого загрязнения торфа для выбранной серии образцов, анализ которых осуществлялся двумя разными способами химической обработки проб.
230ТЬ/232ТЬ
230ть/232ть
Ь/Ь- модель
234и/232ть
234и/232ть
ТвВ- модель
Рис. 2. Линейные зависимости в изохронных координатах, построенные по аналитическим данным для образцов торфа из разреза «Кривошеино» (коэффициенты корреляции >0,99).
В случае применения Т8Б-модели коррекционный индекс { равен величине первичного ториевого загрязнения в настоящий момент времени согласно формуле (1). В методике выщелачивания (Ь/Ь-модель) значение { зависит от величины первичного то-риевого загрязнения и от условий проведения эксперимента, т. е. от того, в каком соотношении происходит выщелачивание изотопов урана и тория из минеральной фракции. Для каждого образца производилась коррекция аналитических данных, полученных в
результате применения Ь/Ь- и ТББ-моделей химической обработки, по формуле (соответственно, раздельно для каждой модели):
230ТЬ* 230ТЬ_£.232ТІ1
234у _ 234ц ’ V >
где 230ТЬ, 232ТЬ, 234и — экспериментальные активности в образце по Ь/Ь (ТББ)-моде-ли (см. таблицу); Ї — коррекционный индекс для Ь/Ь (ТБО)-модели (рис. 1); 230ТЬ* — активность радиогенного изотопа тория в образце для Ь/Ь (ТБО)-модели согласно первому допущению 230ТЬ/И-метода (для Ь/Ь-модели 230ТЬ*=230ТЬ, так как 1=0); 230ТЬ*/234и—корректированное отношение активностей в образце по Ь/Ь (ТБО)-мо-дели.
Результаты радиохимического определения изотопов О и ТЬ в образцах торфа из разреза «Кривошеино»
Глубина, см Зола, % 238 у 234и 230^^ 232 230Ть 234 и
234Г/ 238 и
расп/мин на г
Метод выщелачивания (Ь/Ь-модель)
34-37 81,12 2,365+0,085 3,331+0,109 2,981+0,056 0,731+0,026 0,895+0,034 1,408+0,051
40-43 35,89 4,755+0,144 6,774+0,197 5,920+0,065 0,566+0,015 0,874+0,027 1,425+0,028
43-45 26,33 4,746+0,141 6,940+0,190 5,181+0,093 0,458+0,021 0,746+0,024 1,462+0,039
45-46 28,20 2,860+0,078 3,813+0,098 4,853+0,051 0,253+0,010 1,273+0,035 1,333+0,032
46-47 29,30 2,999+0,066 4,252+0,088 3,967+0,040 0,266+0,009 0,933+0,022 1,418+0,027
47-49 30,45 8,647+0,211 11,627+0,279 8,919+0,126 0,377+0,015 0,767+0,021 1,345+0,015
49-52 42,28 7,717+0,176 10,710+0,238 9,628+0,113 0,556+0,019 0,899+0,023 1,388+0,018
52-55 63,96 5,221+0,151 7,090+0,196 6,278+0,077 0,391+0,015 0,886+0,027 1,358+0,030
Полное растворение (ТЭО—модель)
34-37 81,12 8,768+0,283 12,219+0,374 12,137+0,195 3,382+0,084 0,993+0,034 1,394+0,035
40-43 35,89 8,718+0,263 12,285+0,359 11,423+0,166 1,424+0,040 0,930+0,030 1,409+0,025
43-45 26,33 7,727+0,197 10,652+0,265 9,654+0,116 0,953+0,024 0,906+0,025 1,379+0,019
45-46 28,20 13,137+0,252 18,216+0,339 17,211+0,132 1,153+0,028 0,945+0,019 1,387+0,016
46-47 29,30 15,272+0,256 20,458+0,335 16,811+0,105 1,163+0,023 0,822+0,014 1,340+0,013
47-49 30,45 16,053+0,358 21,967+0,484 17,961+0,263 1,031+0,025 0,818+0,022 1,368+0,013
49-52 42,28 15,714+0,362 21,490+0,487 19,961+0,216 1,554+0,032 0,929+0,023 1,368+0,015
52-55 63,96 18,696+0,787 24,804+1,021 22,242+0,299 2,344+0,066 0,897+0,039 1,327+0,031
Детритно-корректированный Ь/Ь (ТББ)-возраст образца рассчитывался из корректированного отношения активности 230ТЬ*/234И и аналитического значения 234И/238И по уравнению Кауфмана и Брокера [23]. Соответственно, по аналитическим данным каждой из моделей химической обработки, вычислены 4 детритно-корректированные датировки, средневзвешенное значение которых, принято за величину Ь/Ь (ТБО) изохронно-корректированного возраста органогенных отложений. Таким образом, для торфяника из разреза у с. Кривошеино были получены согласующиеся изохронно-корректированные возрасты 195,2+/—10,8/9,1 по выщелатам (Ь/Ь-модель) и 204,1+/17/13 тыс. лет для полностью растворенных образцов (ТББ-модель).
Торфяник перекрыт глинами и подстилается суглинками, что, вероятно, способствует сохранению во времени закрытой радиометрической системы, в данном случае торфа, относительно изотопов И и ТЬ. Однако следует заметить, что некоторые точки (по две для каждой из моделей), оставшиеся справа от линейных зависимостей (см. рис. 2), отражают омоложенный возраст <160 тыс. лет, в отличие от большинства остальных, расположенных в районе изохрон с возрастом примерно 200 тыс. лет (рис. 3). Образцы,
Рис. 3. Корректированные изотопные данные в координатах возрастных отношений активностей 234и/238и_ 230ТЬ/238у. Прямыми линиями показаны изохроны с возрастом 120, 160 и 200 тыс. лет.
И4и/мви
““тъ/^и
соответствующие этим точкам, отобраны во внутренних по вертикальному профилю слоях торфа в интервале глубин 43-49 см.
Можно предположить, что в постседиментационное время (в какой-то момент времени) грунтовые воды протекали вдоль слоев торфа в этом интервале глубин. То есть дополнительное поступление урана носило латеральный характер и могло омолаживать 230ТЬ/и-возраст именно внутренних горизонтов торфа (43-49 см) и не затрагивать соседние по вертикали слои. В настоящее время разрез Кривошеино располагается значительно южнее южной границы даже островной многолетней мерзлоты (см. рис. 1, А). В тазовское (МИС-6) время он находился в зоне сплошной многолетней мерзлоты. В казанцевское межледниковье (МИС-5), во время вытаивания мерзлоты вдоль слоёв торфа могли проникать надмерзлотные грунтовые воды. Вновь такой процесс мог возникнуть здесь в голоцене, когда деградировала многолетняя мерзлота сар-танского криоаридного времени. Тем не менее даже с учетом возможного некоторого омоложения вышеприведенные изохронно-корректированные возрасты, находящиеся в хорошем согласии между собой (в среднем около 200 тыс. лет), укладываются в интервал морской изотопно-кислородной стадии 7 (МИС 7— 186-242 тыс. лет назад по [23]), отражающий поздний среднеплейстоценовый этап потепления.
Ландшафтно-климатические условия во второй половине среднего неоплейстоцена по данным палинологического изучения разреза у с. Кривошеино. Большая сложность строения разреза, особенно его верхней, послетоболь-ской части, а также чрезвычайно плохая обнаженность обусловили его длительное и сложное палинологическое изучение. Еще в середине 50-х годов ХХ в. М.П.Гричук [8] смогла проследить в нем смену северной еловой тайги березовым редколесьем, а затем вытеснение этого редколесья в самаровское время травяно-кустарничковой формацией с полярной березкой. В начале 60-х годов одновременно с ней палинологическим изучением этого обнажения занимались М. Б. Садикова и А. И. Стрижова [9, 10, 12, 13,
15], которыми были получены данные, близкие к опубликованным М.П.Гричук [8, 9]. Затем, в середине 60-х годов, М.П.Гричук [14] в слоях, перекрывающих самаровские, изучила палиноспектры ширтинского времени. К началу 70-х годов прошлого века ею из 8 разных расчисток построена суммированная диаграмма, на которой показана последовательность палиноспектров от тобольского до начала тазовского времени [18].
Однако при такой, хотя и полной, но наращиваемой из большого числа расчисток из разных частей обнажения, диаграмме она смогла дать лишь схематичную картину перехода от самаровского ледникового к ширтинскому межледниковому (?) времени [16]. Наши исследования этого перехода в одной расчистке носят более детальный характер.
Нами образцы отбирались в торфянике (слой 7) через каждые 5 см, а в выше- и нижележащих слоях — через 10 см. На диаграмме (рис. 4), прежде всего, бросается в глаза перерыв осадконакопления на границе голубовато-серого суглинка слоя 8 и торфяника слоя 7. В разрезе здесь виден эрозионный контакт (см. рис. 1, Б), который отмечался и ранее [11, 18]. На нашей спорово-пыльцевой диаграмме с ним совпадает резкое увеличение (70-88%) роли пыльцы древесных и кустарниковых пород при столь же резком сокращении роли трав и кустарничков (7-14 до 26,4%) и почти полном выпадении спор (1-5%), тогда как в слоях 8 и 9 соотношение противоположное: пыльцы древесных и кустарников—15-35%, трав и кустарничков — 22-59%, спор — 7-62%. Соответственно происходит и перераспределение таксонов в пределах этих трех групп. На спорово-пыльцевой диаграмме выделено 7 палинокомплексов (ПК 1-7 см. на рис. 4 и 1В).
В слое 9 (ПК-1)—обильна пыльца разнотравья (53%), представленная луговыми (лилейные, гречишные, розоцветные), водно-болотными (синюха, горец земноводный), степными (астровые) травами, а также цикориевыми. Единичны ксерофиты. Распространялись разнотравно-злаковые луга и заболоченные редколесья с кустарниковой березой и елью в условиях холодного и влажного климата. Растительность менялась от заболоченных еловых редколесий с кустарниковой березкой к расширению безлесных пространств с ксерофитами и спорами холодолюбивых плаунов.
Во время накопления слоя 8 (ПК-2, ПК-3) сначала (ПК 2) снижается роль разнотравья до 26-31% и увеличивается до 25% количество ксерофитов: маревых (представлены семью таксонами), полыней, свинчатковых. Единично отмечена пыльца березы, в том числе кустарниковой, кедрового стланика, ели. Расширяются открытые местообитания с ксерофитами, появляются береза, кедровый стланик и холодолюбивые виды плаунов. Климат был холодный и сухой. В ПК-3 господство переходит к спорам за счет обилия Ро1уро<Иасеае (37-43%). Отмечены зеленые и сфагновые мхи, плауны лесные и холодолюбивые, плаунок, хвощ. Происходит расширение березовых редколесий с участием ели, кустарниковыми березами, папоротниками, зарослей ольхи и ивы вдоль рек, ксерофитных формаций, что свидетельствует о холодных и влажных условиях. Согласно М.П. Гричук [16, 18], ПК 1-3 попадает в интервал разреза, сформировавшегося во время самаровского оледенения, когда во внеледниковой зоне Приобья луга и заболоченные редколесья сменились тундролесостепями, позже — заболоченными березовыми редколесьями с елью и папоротниками. Положение границы самаровского (максимального) оледенения у разных авторов (за исключением «моренистов» 60-х годов ХХ в.) за последние 50 лет практически не изменилось [24, 25]. Соответственно, разрез Криво-шеино в то время находился на 400 км южнее края покровного самаровского ледника, т. е. в перигляциальной области, что и подтверждает растительность ПК 1-3. Перерыв в осадконакоплении, попадающий между ПК-3 и ПК-4 (см. рис. 4), не позволяет сделать вывод о том, какую часть самаровского времени отражает растительность па-линокомплексов ПК 1-3.
В нижней части торфяника слоя 7 (ПК-4) господствует пыльца древесных и кустарниковых (70-83%). Обильна пыльца берез древовидных (4-14%) и кустарниковых (31-38%), меньше — ели, кедровой сосны. Около 200 тыс. лет назад широко распространялись березняки, иногда с участием лиственницы, ели и пихты, с разнотравьем,
- 3 3
.Е ,£ го ^ а. а. —1 са со
го о.
£ £ .
< О
& о. СП со
а с; с
Е о
О оН ^ о
о О £> 2 х
У О — ^ ^
:>,>-. о сг га
_] _1 УЭ !Ш с
ПК7
¥
ПК6
ПК5
ПК4
ПКЗ
+
ПК2
ПК1
ПК5
5
I Ю
Рис. 4• Фрагмент разреза среднего плейстоцена в обнажении у с. Кривошеино и сиорово-пыльцевая диаграмма этой части разреза.
Условные обозначения:
1 —глины, 2— суглинки, 3—торф, 4 —суглинок с торфом, глинистый торф, гиттия, 5 — переслаивание песков, супесей I—1■ и суглинков, 6 — обломки древесины, 7 — номера слоев (см. текст), 8—количество спор и пыльцы менее 2%, 9 — положение
палинокомплексов, 10 — интервал, из которого отобраны образцы на 230ТЬ/Ц-датирование.
злаками и папоротниками. Выше, в ПК-5, много пыльцы ели, меньше — кедровой сосны, пихты, березы, в том числе кустарниковой. Среди трав преобладали цикориевые и полыни. Господствовали еловые леса с пихтой, кедровой сосной, с участием лиственницы и березы. В ПК-6 много пыльцы кедровой сосны 38-50%, меньше ели, кедрового стланика, пихты. Широко распространялись елово-кедровые леса, близкие к средней тайге в условиях потепления и увлажнения. В настоящее время с. Кривошеино находится близ южной границы южной подзоны тайги. В нижней части слоя 6 (ПК-7) почти поровну отмечена пыльца кедрового стланика и ели. Преобладали елово-кедровые леса с участием пихты и кедрового стланика с вересковыми, папоротниками и плаунами. Меньшие площади занимали разреженные осветленные леса с березой и лиственницей. В целом, судя по растительности, отраженной в ПК-4-7 (см. рис. 4), условия были более прохладные и влажные, чем современные.
Заключение. Общий интервал L/L и TSD 230ТЬ/и-датировок с учетом статистических погрешностей достаточно широк порядка 186-221 тыс. лет (см. выше) и охватывает по океанической изотопной шкале [20] подстадии МИС — 7.0-7.3 (см. рис. 1, В). Если опираться на L/L датировку как на более точную (более узкий доверительный интервал), то она попадает в «теплую» подстадию МИС-7.1 и находится в интервале слоя 7, откуда получены палиноспектры наиболее теплолюбивой (для слоев 7 и 6) растительности ПК-6 (см. рис. 1, В и 4). Выше (ПК-7) и ниже (ПК-4 и ПК-5) растительность была менее теплолюбивой, что соответствует подстадиям МИС-7.0 и МИС-7.2. Доверительный интервал L/L-даты в пределах 186-206 тыс. лет ограничен МИС-7.0 и МИС-7.2. Скорее всего, слой 7 и низ слоя 6 разреза «Кривошеино» формировался в последней трети ширтинского времени (МИС-7) и перерыв осадконакопления охватывает часть ширтинского времени, включая и подстадию МИС-7.3. На рис. 1, В верх этой подстадии показан условно, чтобы отразить полностью доверительный интервал даты, полученной по модели TSD.
Ширтинские отложения были выделены в 50-е годы ХХ в., и сразу же началась дискуссия: межледниковые они [9, 10, 25] или межстадиальные [10, 11 26, 27]. Дискуссия продолжается и в сводке по кайнозою Западной Сибири [28]. На разных страницах этой монографии можно найти оба названия ширтинского времени [28]. В Кривошеино нами изучена лишь верхняя треть этого времени, но в сочетании с последними данными бурения донных отложений Байкала и наши данные приобретают косвенное значение для обсуждения ранга ширтинского времени. Установлено [29] , что на Байкале МИС-7 имеет межледниковый характер и состоит из 5-и подстадий, причем оптимум приходится на МИС-7с, что приблизительно соответствует МИС-7.3 у нас (см. рис. 1, В) [20]. В оптимум ширтинского времени там распространялись пихтовые леса [30], а кедровые леса с пихтой и елью (ПК 6 в разрезе Кривошеино) больше характерны для финала МИС-7 на Байкале. Это позволяет предположить, что в оптимум ширтинского времени и в районе с. Кривошеино произрастала южная тайга, а климат был близок современному.
Литература
1. Geyh M.A. Reflection on the 230Th/U dating of the dirty material // Geochronometria. 2001. V. 20.
2. Кузнецов В. Ю., Максимов Ф. Е. Новый подход к геохронологии межледниковых отложений Русской равнины на основе уран-ториевого метода датирования погребенного торфа // ДАН. 2003. Т. 392. № 6.
3. Арсланов Х.А., Лаухин С. А., Максимов Ф.Е., Кузнецов В.Ю., Величкевич Ф.Ю., Санько А. Ф., Шилова Г.Н., Чернов С. Б. Бедоба — опорный разрез казанцевского горизонта в Центральной Сибири // ДАН. 2004. Т. 396. № 6.
4. Maksimov F., Arslanov Kh., Kuznetsov V., Chernov S. 230Th/U and 14C dating of Upper and Middle Pleistocene Interglacial and Interstadial organic deposits from the East-European Plain and Siberia // Pleistocene Environments in Eurasia Chronology, Paleoclimate and Teleconnection. INTAS Final Workshop. Hannover, Germany. 2-3 November, 2006.
5. Максимов Ф.Е., Кузнецов В.Ю., Арсланов Х.А., Чернов С. Б. Особенности 230Th/U-датирования верхне- и среднеплейстоценовых погребенных органогенных отложений // Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований. Материалы V Всероссийского совещания по изучению четвертичного периода. М., 2007.
6. Лаухин С. А., Арсланов Х.А., Максимов Ф.Е., Кузнецов В.Ю., Шилова Г.Н., Величкевич Ф. Ю., Чернов С. Б., Никоноров Я. А. Новое обнажение погребенного торфяника казанцевского возраста в низовьях Иртыша // ДАН. 2008. Т. 418. № 5.
7. Лаухин С. А., Максимов Ф.Е., Арсланов Х.А., Кузнецов В.Ю., Чернов С. Б., Шилова Г. Н., Величкевич Ф. Ю. Геохронология и ландшафтно-климатические условия раннезырянского межстадиала // ДАН. 2008. Т. 420. № 5.
8. Гричук М. П. К стратиграфии четвертичных отложений южной части ЗападноСибирской низменности // Тр. межведомственного совещания по стратиграфии Сибири. Ленинград, январь 1956 г. Л., 1957.
9. Гричук М. П. Об основных чертах развития природы южной части Западно-Сибирской низменности и стратиграфическом расчленении четвертичных отложений // Материалы Все-союз. совещ. по изучению четвертичного периода. Т. III. Москва, 20-27 мая 1957 г. М., 1961.
10. Богдашев В. А., Дитрихс Е. А., Домникова Е. И. и др. Стратиграфическая схема четвертичных отложений Кеть-Тымского Приобья // Решения и труды межвед. совещ. по доработке и уточнению стратиграфических схем Западно-Сибирской низменности. Новосибирск, 15-20 февраля 1960 г. Л., 1961.
11. Мизеров Б. В. К материалам по сопоставлению четвертичных отложений ледниковой и внеледниковой зон восточной части Западно-Сибирской низменности // Решения и труды межвед. совещ. по доработке и уточнению стратиграфических схем Западно-Сибирской низменности. Новосибирск, 15-20 февраля 1960. Л., 1961.
12. Стрижова А. И. Схема четвертичных отложений Кеть-Тымского Приобья // Докл. Палеоботан. конференции. Томск, 1962.
13. Стрижова А. И., Мизеров Б. В. О межледниковом характере самаровско-тазовского времени // Докл. Палеоботан. конф. Томск, 1962.
14. Гричук М. П. Вопросы изучения истории растительного покрова в Сибири в четвертичное время// Четвертичный период Сибири. М., 1966.
15. Фениксова В. В. История развития восточной части внеледниковой зоны ЗападноСибирской низменности в позднем кайнозое. М., 1968.
16. Гричук М. П. Томское Приобье // История развития растительности внеледниковой зоны Западно-Сибирской низменности в позднеплиоценовое и четвертичное время. М., 1970.
17. Никитин В. П. Четверичные флоры Западной Сибири (семена и плоды) // История развития растительности внеледниковой зоны Западно-Сибирской низменности в позднеплиоценовое и четвертичное время. М., 1970.
18. Гричук В. П., Заклинская Е.Д., Мизеров Б. В. Путеводитель экскурсии по разрезам кайнозойских отложений Томского Приобья. Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1971.
19. Архипов С. А., Волкова В. С. Геологическая история, ландшафты и климаты плейстоцена Западной Сибири // Тр. ИГиГ СО РАН. Вып. 823. Новосибирск, 1994.
20. Максимов Ф.Е., Лаухин С. А., Арсланов Х. А. и др. Датирование уран-ториевым методом среднеплейстоценового торфяника в Западной Сибири // Фундаментальные проблемы
квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований. Новосибирск, 2009.
21. York D. Least-squares fitting of a straight line // Canadian Journal of Physics. 1966. Vol. 44.
22. Kaufman A., Broecker W. S. Comparison of Th230 and C14 ages for carbonates materials from Lakes Lahontan and Bonneville // J. Geophys. Res. 1965. Vol. 70.
23. Bassinot F. C., Labeyrie L. D., Vincent E. et al. The astronomical theory of climate and the age of the Brunhes-Matuyama magnetic reversal // Earth and Planet. Sci. Lett. 1994. Vol. 126.
24. Астахов В. И. Средний и поздний неоплейстоцен ледниковой зоны Западной Сибири: проблемы стратиграфии и палеогеографии // Бюлл. Комиссии по изучению четвертичного периода. 2009. № 69.
25. Земцов А. А., Шацкий С. Б. К геологии и стратиграфии четвертичных отложений северо-восточной части Западно-Сибирской низменности // Материалы Всесоюз. совещ. по изучению четвертичного периода. Т. III. Москва, 20-27 мая 1956 г. М., 1961.
26. Мизеров Б. В. Стратиграфия четвертичных отложений восточной части ЗападноСибирской низменности // Тр. межвед. совещ. по стратиграфии Сибири. Ленинград, январь 1956. Л., 1957.
27. Стрелков С. А., Сакс В. Н., Архипов С. А., Волкова В. С. Проблемы четвертичных оледенений Сибири // Основные проблемы изучения четвертичного периода. М., 1965.
28. Волкова В. С., Архипов С. А., Бабушкин А. Е. и др. Кайнозой Западной Сибири. Новосибирск, 2003.
29. Кузьмин М. И., Карабанов Е. Б., Безрукова Е. В. и др. Изменения климата и природной среды Центральной Азии в позднем кайнозое на основе изучения глубоководных скважин из озера Байкал // Глобальные и региональные изменения климата и природной среды позднего кайнозоя в Сибири. Новосибирск, 2008. Вып. 16.
30. Безрукова Е. В., Летунова П. П., Абзаева А. А. и др. Растительность и климат бассейна оз. Байкал в позднем квартере: сравнение динамики природной среды межледниковых периодов // Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований. Новосибирск, 2009.
Статья поступила в редакцию 23 марта 2010 г.
