Опорный разрез среднего неоплейстоцена Западной Сибири у с. Кривошеино изучается около 80 лет. Обнажение длиной 2.5 км вскрывает разрез водораздельной аккумулятивной равнины высотой около 50 м; высота бровки изменяется от 50 до 44-40 м. На этом обнажении работали В.Н. Сукачев, П.А. Никитин, В.В. Фениксова, М.П. Нагорский, Б.В. Мизеров, В.П. Никитин, М.П. Гричук и др. Описание его неоднократно опубликовано [Гричук и др., 1971, и др.] и здесь приводится схематично: 1) 0-3.0 м, суглинок лёссовидный; 2) 3.0-6.2 м, супесь лёссовидная; 3) 6.2-11.5 м, песок; 4) 11.5-13.1 м, суглинок слоистый; 5) 13.1-14.6 м, суглинок голубовато-серый; 6) 14.6-17.3 м, глина синевато-серая; 7) 17.3-18.0 м, торф; 8) 18.0-19.0 м, суглинок голубовато-серый; 9) 19.0-20.2 м, переслаивание суглинка, супеси и песка; 10) 20.2-21.0 м, супесь; 11) 21.0-27.0 м, песок; 12) 27.0-31.2 м, песок с обломками древесины; ниже - осыпь и пляж.

Нашей целью было найти торфяник конца среднего неоплейстоцена мощностью, достаточной для ²³⁰Th/U-датирования. Такой торфяник обнаружен нами на юге обнажения на 17.3-18 м ниже бровки. Последовательность слоев была близка к описанию в [Гричук и др., 1971], поэтому и номера слоев (сл.) мы оставили те же, хотя мощность слоев меняется на небольших расстояниях. Нами детально изучен интервал около 16-20 м. Отобраны пробы торфа для ²³⁰Th/U-датирования, а также образцы из всего интервала на спорово-пыльцевой анализ. По палеоботаническим данным слои датированы [Гричук и др., 1971]: сл. 12, 11 - 1-я половина среднего неоплейстоцена, тобольский горизонт; сл. 10 - 8-й самаровский ледниковый, сл. 7 - низы сл. 4 - ширтинский межледниковый (?), верхи сл. 4 - сл. 3 - тазовский ледниковый горизонт; сл. 2, 1 - верхний плейстоцен.

Возраст погребенного торфяника (сл. 7) определялся ²³⁰Th/U-методом. Этот метод радиохронологии пока единственный, позволяющий оценить количественный возраст органогенных отложений за временными пределами ¹⁴С дат (55-60 тыс. лет (т. л.)) вплоть до 300-350 т.л. [Geyh, 2001; Кузнецов и др., 2003; Максимов и др., 2007; Лаухин и др., 2008; Maksimov et al., 2006 и др.]. Для образца из кровли торфяника (0-2 см) получена запредельная ¹⁴С-дата ≥53.9 т. л. (ЛУ-6024). Идеальная модель ²³⁰Th/U-метода базируется на двух допущениях: 1) в момент своего формирования отложения включают только уран, из которого в результате его радиоактивного распада накапливается дочерний изотоп ²³⁰Th; 2) в постседиментационное время датируемые отложения являются закрытой радиометрической системой относительно изотопов U и Th. Погребенные органогенные отложения не являются полностью идеальной системой, поскольку в момент формирования в их состав с минеральной компонентой включается некоторое количество изотопов Th, в том числе и ²³⁰Th, называемый первичным. В этом случае для определения ²³⁰Th/U-возраста должен быть учтен количественный вклад первичного ²³⁰Th. Такую коррекцию позволяет осуществить изохронное приближение, подразумевающее количественное определение изотопов U и Th 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 (отношения активностей ²³⁰Th/²³²Th), а значит и коррекционного индекса; 2) образцы являются закрытыми радиометрическими системами относительно изотопов урана и тория.

Нами применена новая версия изохронного приближения, основное требование которой - согласие изохронно корректированных возрастов, параллельно полученных для серии одних и тех же одновозрастных образцов в случае их кислотного выщелачивания и в случае их полного растворения [Максимов и др., 2007]. В 8 образцах из интервала глубин 34-55 см от кровли торфяника проведено радиометрическое определение удельных активностей изотопов U и Th (табл. 1), извлеченных при выщелачивании (“царской водкой”) и при полном растворении по методике [Лаухин и др., 2008]. Для определения возраста использовалась апробированная расчетная методика [Geyh, 2001; Maksimov et al., 2006]. По аналитическим данным 4 образцов с глубин 34-37, 40-43, 49-52, 52-55 см с применением метода наименьших квадратов [York, 1966] построены линейные зависимости - изохронны (рис. 1) и определены величины отрезков отсечения на оси ординат - коррекционных индексов f, характеризующих первичное ториевое загрязнение торфа для выбранной серии образцов в случае двух разных способов их химической обработки. Количественное извлечение первичного ториевого загрязнения производилось по формуле: ²³⁰Th* = ²³⁰Th - f · ²³²Th, где ²³⁰Th, ²³²Th - экспериментальные активности в каждом из выбранных образцов по L/L (TSD)-модели (табл. 1), f - коррекционный индекс для L/L (TSD)-модели (рис. 1), ²³⁰Th* - активность изотопа тория в образце для L/L (TSD)-модели согласно первому допущению ²³⁰Th/U-метода (для L/L-модели ²³⁰Th* = ²³⁰Th, так как f = 0). Далее из корректированных отношений активностей ²³⁰Th*/²³⁴U для этих 4 образцов рассчитаны согласующиеся изохронно корректированные возрасты 195.2 ± 10.8/9.1 по L/L-модели и 204.1 ± 17/13 т. л. по TSD-модели.

Торфяник перекрыт глинами и подстилается суглинками, что, вероятно, указывает на закрытую сверху и снизу радиометрическую систему торфа относительно изотопов U и Th. Но следует заметить, что некоторые точки (по две для каждой из моделей), оставшиеся справа от линейных зависимостей (рис. 1), отражают омоложенный возраст (≤160 т. л.), в отличие от большинства остальных, расположенных в районе изохрон с возрастом примерно 200 т. л. Образцы, 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 и привносили в них какое-то количество урана, тем самым омолаживая их ²³⁰Th/U-возраст по отношению к соседним по вертикали торфяным слоям. Но даже с учетом возможного некоторого омоложения приведенные выше изохронно корректированные возрасты, находящиеся в хорошем согласии между собой (в среднем около 200 т. л.), укладываются в интервал МИС 7 по [Bassinot et al., 1994], отражающий поздний средненеоплейстоценовый этап потепления.

Большая сложность строения разреза и плохая обнаженность обусловили его длительное палинологическое изучение: в середине 1950-х годов М.П. Гричук [1957] проследила в нем смену северной еловой тайги березовым редколесьем, а затем вытеснение его в самаровское время травяно-кустарничковой формацией с полярной березкой; затем [Гричук, 1966] в слоях, перекрывающих самаровские, она изучила палиноспектры ширтинского времени. К началу 1970-х годов ею из 8 разных расчисток построена суммированная диаграмма, на которой показана последовательность палиноспектров от тобольского до начала тазовского времени [Гричук и др., 1971]. При такой наращиваемой из разных расчисток диаграмме она смогла дать схематичную картину самаровского ледникового и ширтинского межледникового (?) времени. Нами этот интервал изучен в одной расчистке и более детально. Но главное: в Европе, в том числе Восточной [Гричук, 1989; Еловичева, 2006 и др.], выявлено геохронологическое значение палинологии для этой части плейстоцена, а для Сибири доказано [Гуртовая и Кривоногов, 1988; с. 77], что “палеофлористические данные … несопоставимы с полученными результатами по плейстоценовым миграционным флорам Европы”. Сомнений в этих доказательствах не высказывалось [Волкова и др., 2003]. Поэтому приведенные в [Гричук и др., 1971; Гричук, 1957; 1966] даты можно принять как предположительные, требующие подтверждения. Во 2-й половине среднего и в позднем неоплейстоцене Сибири существовал один и тот же позднепалеолитический комплекс фауны, неспособный подтвердить столь детальное [Гричук и др., 1971; Гричук, 1957; 1966] датирование. Поэтому исключительное значение для геохронологии этой части плейстоцена бореальной Сибири приобретает изотопное датирование. Но до XXI в. слои древнее 50-60 тыс. лет здесь имели только ТЛ-даты, обычно единичные, вызывающие сомнение вообще и, в частности, отсутствующие для обсуждаемых слоев в Кривошеино. В XXI в. важные результаты для верхнего плейстоцена бореальной Сибири дало ²³⁰Th/U-датирование. В этой работе приведены первые для Сибири результаты ²³⁰Th/U-датирования средненеоплейстоценового торфяника. Полученная дата не только подтвердила предположение в [Гричук и др., 1971; Гричук, 1957; 1966], но существенно уточнила его. Доверительный интервал этой даты охватывает подстадии МИС 7.0-7.2 [Bassinot et al., 1994]. Продолжение его в МИС 7.3 исключается полученными нами палинологическими данными (см. ниже).

Образцы отбирались в торфянике (сл. 7) через 5 см, а в выше- и нижележащих слоях через 10 см. На диаграмме (рис. 2) выделено 7 палинокомплексов (ПК 1-7). Проценты на диаграмме рассчитаны от общей суммы пыльцы и спор. В ПК 1 обильна пыльца разнотравья (53%), лугового (лилейные, гречишные, розоцветные), водно-болотного (горец земноводный), степного (астровые), а также цикориевых. Единичны ксерофиты. Распространялись разнотравно-злаковые луга и заболоченные редколесья с кустарниковой березой и елью в условиях холодного и влажного климата самаровского времени. В ПК 2 снижается роль разнотравья до 26-31% и увеличивается до 25% роль ксерофитов: маревых (7 форм), полыни, свинчатковых. Единична пыльца березы, в том числе кустарниковой, кедрового стланика, ели. Расширение открытых местообитаний с ксерофитами, появление березы, кедрового стланика и холодолюбивых плаунов указывают на холодный и сухой климат. В ПК 3 господство переходит к спорам за счет обилия Polypodiaceae (37-43%). Отмечены зеленые и сфагновые мхи, плауны лесные и холодолюбивые, плаунок, хвощ. Увеличение березовых редколесий с участием ели, кустарниковыми березами, папоротниками, зарослей ольхи и ивы вдоль рек свидетельствует о холодных и влажных условиях оледенения. Таким образом, во время обсуждаемой части самаровского оледенения во внеледниковой зоне Приобья луга и заболоченные редколесья сменились тундролесостепями, позже заболоченными березовыми редколесьями с елью и папоротниками.

В разрезе между сл. 7 и сл. 8 прослежен эрозионный контакт. На диаграмме между этими слоями проявляется перерыв в осадконакоплении, охватывающий первые две трети ширтинского и конец самаровского времени. В ПК 4 (начало формирования торфа) господствует пыльца древесных и кустарниковых (70-83%). Обильна пыльца берез, в том числе кустарниковых, меньше - ели, кедровой сосны. Около 200 т. л. назад широко распространялись березняки, иногда с участием лиственницы, ели и пихты, с разнотравьем, злаками и папоротниками. Растительность отражает потепление. 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. Торфяник формировался в поздней трети ширтинского времени, когда широко распространялись елово-кедровые леса, близкие к средней тайге в условиях потепления и увлажнения. В настоящее время Кривошеино находится близ южной границы южной подзоны тайги. В 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. Условия конца ширтинского времени были прохладнее и влажнее, чем современные.

Таким образом, для Западной Сибири впервые получена количественная оценка возраста средненеоплейстоценовых органогенных отложений, сформировавшихся в последнюю треть ширтинского времени.

Работа выполнена при поддержке РФФИ (гранты 06-05-64996 и 08-05-00919).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Гричук В.П., Заклинская Е.Д., Мизеров Б.В. Путеводитель экскурсии по разрезам кайнозойских отложений Томского Приобья. Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1971. 64 с.

2. Geyh M.A. Reflection on the 230Th /U Dating of dirty material // Geochronometria. 2001. V. 20. P. 9-14.

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

4. Максимов Ф.Е., Кузнецов В.Ю., Арсланов Х.А. и др. В сб.: Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований. М.: Геос, 2007. С. 252-255.

5. Лаухин С.А., Максимов Ф.Е., Арсланов Х.А. и др. // Докл. РАН. 2008. Т. 420. № 5. С. 683-686.

6. Maksimov F., Arslanov Kh., Kuznetsov V. et al. In: Pleistiocene Environments in Eurasia. Hannover: GGA. 2006. P. 34-38.

7. York D. // Can. J. Physics. 1966. V. 44.

8. 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. V. 126. P. 91-108.

9. Гричук М.П. Труды Межведомственного совещания по стратиграфии Сибири. Л.: Гостоптехиздат, 1957. С. 454-461.

10. Гричук М.П. В сб.: Четвертичный период Сибири. М.: Наука, 1966. С. 299-308.

11. Гричук В.П. История флоры и растительности Русской равнины в плейстоцене. М.: Наука, 1989. 183 с.

12. Еловичева Я.К. В сб.: Палинологические, климатостратиграфические и геоэкологические реконструкции. СПб.: Недра, 2006. С. 179-222.

13. Гуртовая Е.Е., Кривоногов С.К. В сб.: Микрофитофоссилии и стратиграфия мезозоя и кайнозоя Сибири. Новосибирск: Наука, 1988. С. 69-91.

14. Волкова В.С., Архипов С.А., Бабушкин А.Е. и др. Кайнозой Западной Сибири. Новосибирск: Гео, 2003. 247 с.