В последние годы для датирования поздне- и среднеплейстоценовых горизонтов торфа и гиттии широко применяется уран-ториевый (²³⁰Th/U) изохронный метод. Этот метод нами успешно используется для датирования торфяников микулинского межледниковья на Русской равнине и казанцевского межледниковья в Сибири [Кузнецов и др., 2003; Арсланов и др., 2004; Астахов и др., 2005]. Представляет интерес применить этот метод для определения возраста торфяников, образовавшихся во время ранневюрмских (ранневалдайских) межстадиалов. До настоящего времени для датирования этих отложений применялся лишь один из радиоизотопных методов - радиоуглеродный. Однако предел датирования этим методом не превышает 60-65 тыс. лет, тогда как возраст отложений самого молодого ранневюрмского межстадиала (оддераде) составляет не менее 70 тыс. лет [Арсланов, 1987].

В настоящей работе мы приводим результаты датирования и исследования ландшафтно-климатических условий раннезырянского межстадиала Западной Сибири на основе радиоуглеродного, ²³⁰Th/U-датирования и палеоботанического анализа горизонта торфа, относящегося к раннезырянскому межстадиалу, в известном обнажении Кирьяс в Среднем Приобье (рис. 1). Разрез Кирьяс, 60°57' с.ш. и 75°45' в.д., ранее был признан стратотипом кирьясских слоев каргинского горизонта [Архипов, 1997; Волкова и др., 2003 и др.] и описание его опубликовано в нескольких работах [Волкова и др., 2003; Левина, 1979; Архипов и др., 1980; Лаухин и др., 2006 и др.]. В нижней части разреза залегает погребенный торфяник, слой 12 в [Лаухин и др., 2006] или нижний торфяник мощностью 40 см в [Архипов и др., 1980]. Из-за малой мощности тогда в нем не были выделены фазы развития растительности, а в слоях, перекрывающих торфяник, не были выявлены спектры перигляциальной растительности. В 70-е годы для этого торфяника были получены ¹⁴С-датировки от 38.7 до 44.7 тыс. лет назад (л.н.) [Архипов и др., 1980]. Позже нами показано [Лаухин и др., 2006], что все датировки нижнего торфяника занижены. По усовершенствованной методике [Арсланов, 1987] для верхнего 10-сантиметрового слоя торфяника получена ¹⁴С-датировка >60 700 лет (ЛУ-5119), определенно свидетельствующая о том, что возраст этого торфяника древнее отложений среднезырянского мегаинтерстадиала [Лаухин и др., 2006]. В торфянике Ф.Ю. Величкевичем выявлена богатая макрофлора (тысячи остатков на образец), которая содержит 46 таксонов и отражает лесной тип растительности с преобладанием ели и лиственницы. Во флоре полностью отсутствуют как холодостойкие, так и явно выраженные термофилы. Эта флора по своему составу относится к одному из ранневюрмских интерстадиалов типа амерсфорт, брёруп, оддераде.

Изменения растительности и палеоклимата в течение раннезырянского интерстадиала более детально реконструированы по данным палинологического изучения погребенного торфяника (рис. 2). Суглинок тяжелый (в [Левина, 1979] - глина), подстилающий торфяник, накапливался, по [Левина, 1979], в условиях безлесной перигляциальной растительности. По нашим данным (рис. 2), в конце накопления суглинка появились редколесья (древесных пород до 53%) с кедровой сосной (вероятно, стланник), елью (до 13%) и березой (до 5.3%), почти половина которой представлена Betula nanae и В. fruticosae. Широко распространились зеленомошные болота. Показательно обилие (до 2%) холодостойкого плауна Lycopodium alpinum. Были развиты лесотундровые ландшафты. Во время накопления торфяника выделяется три фазы развития растительности (рис. 2). В начале (фаза а) резко (до 8-14%) сокращается роль пыльцы травянистых растений. Палиноспектры, как и макрофлора таежного типа, характеризуют елово-лиственничные леса. Показательно, что в макрофлоре кустарниковая Betula fruticosae резко преобладает над древовидной В. albae. Во второй половине фазы резко увеличивается (до 60%) роль спор папоротников Polypodiaceae, характерных для темнохвойных лесов. В целом палеоботанические данные позволяют реконструировать развитие в то время северной подзоны тайги. В настоящее время Кирьяс находится в средней подзоне в 400-450 км от южной границы северной подзоны тайги. В палиноспектрах фазы b возрастает роль травянистых растений, а среди них - злаков и разнотравья. Пыльцы древесных пород 30-43%, все еще много ели, но возрастает роль березы, как кустарниковой, так и древовидной. Среди спор обильны зеленые мхи. Господствовали редколесья с лиственницей, елью, березой. В понижениях располагались зеленомошные болота, а открытые участки были заняты злаками и ксерофитами. Намечается похолодание. В палиноспектрах фазы с снова увеличивается роль пыльцы древесных (до 55-66%), на этот раз за счет березы (до 34-49%), в основном древовидной. Распространились березовые редколесья со сфагновыми болотами. В течение всего времени накопления торфяника климат был холоднее современного.

Завершается накопление торфяника перерывом осадконакопления и образованием многочисленных довольно крупных (1-6 м) ледяных (и ледово-грунтовых?) жил. Затем последовала деградация жильных льдов (следы еще одного интерстадиала) и накопление «белесых алевритов» по [Левина, 1979; Архипов и др.,1980] или белой супеси с сильно деформированной натечной слоистостью слоя 11 [Лаухин и др., 2006]. В составе палиноспектров белесых алевритов (рис. 2) 25-52% пыльцы древесных, доминирует береза (8-18%). В группе травянистых растений (20-46%) сначала преобладают вересковые, затем злаки, а потом полынь. Березовые редколесья (лесотундра) деградируют во время накопления суглинков слоя 10 до состояния безлесной перигляциальной растительности с распространением верещатников, ерников с морошкой, крупкой, холодолюбивых плаунов и плаунков. Накопление отложений раннезырянского ледникового времени завершается суглинками слоя 10, так как выше залегает маломощный торфяник с ¹⁴С-датой 46 350 ± 1590 лет (ЛУ-5109), которым начинается среднезырянский (каргинский) горизонт [Лаухин и др., 2006].

Мы применили новый подход к методике датирования торфа, основанный на параллельном использовании двух способов химической обработки озоленных образцов: выщелачивания (L/L-модель) и полного растворения (TSD-модель) [Maksimov et al., 2006]. Датирование признавалось надежным, если для одних и тех же образцов изохронно-корректированный возраст, вычисленный по TSD-модели, находился в согласии с возрастом, рассчитанным по L/L-модели.

Для ²³⁰Тh/U-датирования высушенные образцы торфа (5-20 г) озоляли при 700°С. Изотопы Th и U параллельно извлекали из золы путем выщелачивания смесью азотной и соляной кислот (раствором царской водки) и полного растворения в кислотах HCl, HF, HClO₄, HNO₃. Для определения химического выхода изотопов Th и U в растворы вводили индикаторы ²³⁴Th и ²³²U. Разделение и очистку изотопов Th и U производили с помощью анионно-обменной хроматографии. Выделенные изотопы Th и U наносили посредством электролиза на платиновые диски и их активность измеряли на α-спектрометре. Изучение содержания U в вертикальном профиле торфяника показало, что в верхних и средних слоях концентрация U менялась в небольших пределах, но в нижних слоях она была завышенной в результате поступления урана снизу в составе грунтовых вод. Таким образом, в постседиментационное время уран в составе грунтовых вод не проникал во внутренние слои торфяника, которые представляли собой в геохимическом смысле закрытую систему. В образцах из внутренних слоев торфяника определялись концентрации изотопов U и Th. Результаты приведены в табл. 1. Расчет изохронно-корректированных возрастов для L/L- и TSD-моделей произведен по методике Гая [Geyh, 2001]. Первый шаг включал оценку ториевого индекса (современное отношение активностей ²³⁰Th к ²³²Тh) и его погрешности раздельно для L/L- и TSD-моделей из аналитической линейной зависимости в координатах ²³⁰Th/²³²Th - ²³⁴U/²³²Th с применением метода наименьших квадратов Йорка [Geyh, 2001]. Затем для каждого из выбранных образцов рассчитывали корректированное отношение активностей ²³⁰Th/²³⁴U и возраст со своими погрешностями. После этого вычисляли окончательный L/L- и TSD-изохронно-корректированный возраст и его погрешность, если вычисленные датировки отдельных слоев соответствовали нормальному распределению. Для пяти образцов с глубины 30-60 см от кровли торфяника получены хорошо согласующиеся изохронно-корректированные датировки 105.5 + 3.6/-3.3 (L/L-модель) и 104.4 + 4.4/-3.9 (TSD-модель) тыс. л.н.

Полученные ²³⁰Тh/U-датировки раннезырянского межстадиала в разрезе Кирьяс хорошо сопоставляются с хронологией изотопной стадии 5с (102-92 тыс.л.н.), хронологией океанической трансгрессии 105-100 тыс.л.н. и хронологией межстадиала брёруп по данным изучения кернов Гренландского ледника [Bassinot et al., 1994; Арсланов, 1992; Dansgaard et al., 1993]. Среди трех изученных межстадиалов в Западной Европе (амесфорт, брёруп и оддераде) и на Русской равнине (верхневолжский, тосненский и килешинский) наиболее благоприятные климатические условия были выявлены в брёрупском и тосненском межстадиалах, что качественно позволяет коррелировать их между собой [Арсланов, 1992]. Таким образом, впервые получена довольно точная радиоизотопная датировка континентального разреза ранневюрмского межстадиала, установлена его тесная корреляция с климатическими событиями, выявленными в океанических отложениях, и аналогичными отложениями на Русской равнине и в Западной Европе.

Работа выполнена при поддержке РФФИ (грант 06-05-64996).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Кузнецов В.Ю., Арсланов Х.А., Козлов В.Б. и др. Перспективы применения уран-ториевого метода неравновесной геохронологии для датирования межледниковых континентальных отложений // Вестник СПбГУ. Серия 7. 2003. В. 2. № 15. С. 40-51.

2. Арсланов Х.А., Лаухин С.А., Максимов Ф.Е. и др. // ДАН. 2004. Т. 396. № 6. С. 796-799.

3. Астахов В.И., Арсланов X.А., Максимов Ф.Е., Кузнецов В.Ю., Разина В.В., Назаров Д.В. Возраст межледникового торфяника на нижней Оби // Доклады РАН. 2005. Т. 401. № 1. С. 95-99.

4. Арсланов Х.А. Радиоуглерод: геохимия и геохронология. Л.: Изд-во ЛГУ, 1987. 300 с.

5. Архипов С.А. Хронология геологических событий позднего плейстоцена Западной Сибири // Геология и геофизика. 1997. Т. 38. № 12. С. 1863-1884.

6. Волкова B.C., Архипов С.А., Бабушкин А.Е. и др. Кайнозой Западной Сибири. Новосибирск: Гео, 2003, 247 с.

7. Левина Т.П. // Тр. ИГиГ СО РАН. 1979. В. 396. С. 74-98.

8. Архипов С.А., Астахов В.И., Волков И.А. и др. Палеогеография Западно-Сибирской равнины в максимум позднезырянского оледенения. Новосибирск: Наука, 1980. 109 с.

9. Лаухин С.А., Арсланов X.А., Шилова Г.Н., Величкевич Ф.Ю., Максимов Ф.Е., Кузнецов В.Ю., Чернов С.Б., Тертычная Т.В. Палеоклиматы и хронология средневюрмского мегаинтерстадиала на Западно-Сибирской равнине // Доклады РАН. 2006. Т. 411. № 4. С. 540-544.

10. Maksimov F., Arslanov Kh., Kuznetsov V. et al. Pleistocene Environments in Eurasia. Chronology, Paleoclimate and Teleconnection. Hannover: Geosci. Center, 2006. P. 34-38.

11. Geyh A.F. Reflections on the ²³⁰Th/U dating of dirty material // Geochronometria. 2001. V. 20. P. 9-14.

12. Bassinot F.C., Labeirie L.D., Vincet E. et al. The astronomical theory of climate and the age of the Brunhes-Matuyama magnetic reversal // Earth and Planet Sci. Lett. 1994. V. 126. P. 91-108.

13. Арсланов Х.А. Геохронологическая шкала позднего плейстоцена Русской равнины. В сб.: Геохронология четвертичного периода. М.: Наука, 1992. С. 10-19.

14. Dansgaard W., Johnsen S.J., Clausen Н.В. et al. Evidence for general instability of past climate from a 250-kyr ice-core record // Nature. 1993. V. 364. P. 218-221.

Ссылка на статью:

Лаухин С.А., Максимов Ф.Е., Арсланов X.А., Кузнецов В.Ю., Чернов С.Б., Шилова Г.Н., Величкевич Ф.Ю. Геохронология и ландшафтно-климатические условия раннезырянского межстадиала Западной Сибири // Доклады РАН. 2008. Т. 420. № 5. С. 683-686..