Известия РАН. Серия географическая, 2021, T. 85, № 2, стр. 284-301

ВВЕДЕНИЕ

Лёссово-почвенная последовательность (ЛПП) плейстоцена Западной Сибири является важным палеоклиматическим архивом, в котором наиболее детально отражены глобальные и региональные изменения палеосреды (Зыкина, Зыкин, 2012). Лёссы Западной Сибири имеют широкое распространение и являются частью Сибирского (Российского) лёссового пояса (рис. 1), входящего в состав Евразийского лёссового пояса (Muhs, 2007). Лёссово-почвенные отложения плейстоцена юга Западной Сибири накапливались в условиях внеледниковой зоны: горизонты лёссов формировались в криоаридных условиях (Сизикова, Зыкина, 2014; Sizikova, Zykina, 2015) в течение стадиалов, а палеопочвы педокомплексов – во время интерстадиалов и межледниковий (Зыкина, Зыкин, 2012).

Рис. 1.

Распространение лёссовых отложений в Северной Евразии ((Muhs, 2007) с изменениями) и расположение изученного разреза Ложок.

Отложения лёссово-почвенной формации рассматриваемого региона в разные годы всесторонне изучались различными исследователями. Однако большим пробелом в стратиграфии Западной Сибири является отсутствие надежной абсолютной хронологии для лёссово-почвенной последовательности плейстоцена. В последние десятилетия по всему миру проводится массовое датирование ключевых лёссовых разрезов методами люминесцентного датирования, являющимися признанными и наиболее подходящими для данного типа отложений (Buylaert et al., 2012). В настоящее время получены обширные серии люминесцентных датировок для ряда разрезов лёссово-почвенных отложений китайского Лёссового плато (Buylaert et al., 2015; Stevens et al., 2018), Средней Азии (Frechen, Dodonov, 1998; Youn et al., 2014), бассейна Дуная (Novothny et al., 2011), Ирана (Lauer et al., 2017), которые стали основой для детальных региональных хроностратиграфических схем позднего плейстоцена. Получение данных люминесцентного датирования для лёссовых отложений юга Западной Сибири позволит более обоснованно проводить палеогеографические реконструкции и корреляции с сопредельными регионами.

Стратиграфическое расчленение и палеогеографические реконструкции лёссово-почвенных серий юга Западной Сибири основывались на комплексных исследованиях с применением палеопедологического, седиментологического, геоморфологического, радиоуглеродного, микротериологического и палеомагнитного методов (Зыкина и др., 1981; Зыкина, Зыкин, 2012). Учитывая ограниченность возрастного интервала датирования радиоуглеродным методом (45–50 тыс. лет (Вагнер, 2006)), достоверно может быть получен возраст только для верхней искитимской почвы каргинского времени (МИС 3), а возраст нижележащих лёссов и палеопочв остается не охарактеризованным.

Существенным преимуществом радиометрических методов (в первую очередь метода оптически-стимулированной люминесценции, ОСЛ) является больший возрастной диапазон – до 500 тыс. лет для аллювиальных отложений и около 200 тыс. лет при изучении лёссовидных пород. Кроме того, люминесцентное датирование не ограничено по материалу, не требуется наличие в отложениях органического материала, измерения выполняются по имеющимся почти в любой породе кварцу и полевым шпатам (Панин, 2014). Для оценки абсолютного возраста лёссово-почвенных отложений докаргинского времени ранее использовалась корреляция маркеров – педокомплексов (МИС 5 и МИС 3) по трансекту от ЛПП Западной Сибири с аналогичными горизонтами ЛПП Средней Сибири (Зыкина, Зыкин, 2012), геохронологическая характеристика которой базируется на детально продатированном ТЛ и ОСЛ-методами разрезе Куртак (Frechen et al., 2005; Zander et al., 2003). Несмотря на сходное строение ЛПП Западной и Средней Сибири, достаточно большая удаленность разреза Куртак от Новосибирского Приобья (порядка 600 км) предполагает использование этих датировок применительно к ЛПП Западной Сибири с осторожностью.

МАТЕРИАЛ И МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

Для первого детального датирования лёссово-почвенной формации Западной Сибири выбран разрез Ложок, являющийся одним из наиболее стратиграфически полных ключевых разрезов ЛПП Приобского лёссового плато. Он расположен на территории Новосибирского Приобья, на междуречье рр. Шипунихи и Койнихи, являющиxся притоками р. Бердь, впадающей в р. Обь. Разрез расположен на склоне одного из северных увалов Приобского лёссового плато, представляющего собой серию возвышенных вытянутых увалов, ориентированных с юго-запада на северо-восток, расчлененных между собой речными долинами. Плато граничит с Предалтайской равниной на юге, а на севере простирается к району Новосибирска.

Разрез вскрыт в бывшем, ныне задернованном, карьере, в 1.5 км на запад от железнодорожной станции Ложок (54°34′02.5″ N, 83°18′31.9″ E). Разрез выделен в качестве стратотипического для лёссово-почвенной формации верхнего плейстоцена Новосибирского Приобья (Зыкина и др., 1981; Зыкина, Зыкин, 2012). Ранее для разреза Ложок проводились геоморфологические, стратиграфические и палеопедологические исследования (Волков 1973, 1971; Зыкина и др., 1981), изучение его гранулометрических, геохимических, микроморфологических (Сизикова, Зыкина, 2013, 2014; Sizikova, Zykina, 2015) и петромагнитных (Вольвах и др., 2019; Kravchinsky et al., 2008) характеристик и морфологии кварцевых зерен (Sizikova, Zykina, 2015). Были сделаны первые попытки установить наличие в лёссовой записи разреза короткопериодчных климатических осцилляций (Вольвах и др., 2019; Sizikova, Zykina, 2015).

В стратиграфической схеме лёссово-почвенной последовательности юга Западной Сибири (рис. 2) в верхнем плейстоцене выделяются (Зыкина, Зыкин, 2012): баганский лёсс (МИС 2), суминская интерстадиальная палеопочва (МИС 2), ельцовский лёсс (МИС 2), представленный двумя палеопочвами каргинского времени искитимский педокомплекс (МИС 3), тулинский лёсс (МИС 4) и бердский педокомплекс, состоящий из верхней (МИС 5-с) и нижней (МИС 5-е, казанцевское межледниковье) палеопочв. Все стратиграфические горизонты схемы скоррелированы со стадиями изотопно-кислородной шкалы океанических осадков (Bassinot et al., 1994) и другими глобальными климатическими записями (Зыкина, Зыкин, 2012).

Рис. 2.

Стратиграфические подразделения лёссово-почвенной последовательности разреза Ложок. Составлено с использованием стратиграфической схемы Западной Сибири, лёссово-почвенной последовательности Западной Сибири (Зыкина, Зыкин, 2012) и корреляции ЛПП Западной Сибири с ЛПП Русской равнины (Зыкина, Зыкин, 2012). Условные обозначения: 1 – лёссовидный суглинок, 2 – гумусовый горизонт палеопочвы, 3 – песок, 4 – кротовины, 5 – карбонатность, 6 – железистые новообразования, 7 – оглеение, 8 – марганцовистый крап, 9 – клинья.

Оценка возраста отложений изученного разреза ранее проводилась на основе серии радиоуглеродных дат (табл. 1), полученных для расположенных в этом районе разрезов Мраморный и Ложок. Так, для периода формирования нижней искитимской палеопочвы в Искитимском районе характерны возрасты в интервале 33–38 тыс. кал. л. н., а для верхней – 26–30 тыс. кал. л. н. Из слоя 5 расчистки 2018 г., получена новая ¹⁴С дата 24 269 ± 1092 кал. л. н. (СОАН-9703), которая является явно омоложенной по сравнению с имеющимися ¹⁴С датами и не соответствует стратиграфическому расчленению разреза. Небольшая глубина залегания горизонта (2.85–3.1 м) предполагает доступность образца для заражения корнями современных растений. По этим причинам указанная дата считается нами невалидной. Кроме того, сильно омоложенными могут быть, на наш взгляд, представленные в табл. 1 даты из нижней искитимской палеопочвы в разрезе Ложок. Особенностью радиоуглеродного датирования почв является высокая вероятность заражения образцов современным радиоуглеродом, так как почвы являются продуктом непрерывного накопления и разложения почвенного органического вещества и, таким образом, не соответствуют основному критерию “замкнутости системы” для точного радиоуглеродного датирования (Панычев, 1979; Чичагова, 1985; Scharpenseel, 1976; Wang et al., 1996). Даже заражение 1% современным органическим веществом приводит к сильному омоложению, что даже по заведомо древним образцам получаются даты в диапазоне метода (Панычев, 1979; Чичагова, 1985). Таким образом, потенциально омоложенными могут быть все радиоуглеродные даты, полученные по почвам, и их интерпретация требует осторожности.

Детальное послойное описание разреза было неоднократно опубликовано ранее (Зыкина и др., 1981; Сизикова, Зыкина, 2014; Sizikova, Zykina, 2015; и др.). Генетические горизонты ископаемых почв индексированы согласно используемой сейчас в России классификации почв (Классификация…, 2004). В разрезе Ложок сверху вниз выделены следующие стратиграфические подразделения (см. рис. 2):

– S0 (0–0.9 м) – профиль современной почвы – чернозём выщелоченный (0–0.9 м) состоит из темногумусового АU (0–0.25 м), глинисто-иллювиального В1 (0.25–0.55 м) и аккумулятивно-карбонатного ВCA (0.55–0.9 м) горизонтов.

– L1 (0.9–1.9 м) – лёссовидный суглинок светло-коричневато-серый, плотный, пористый, карбонатный. Сопоставляется с баганским лёссом ЛПП Западной Сибири (bg; МИС 2).

– L2 (1.9–2.7 м) – лёссовидный суглинок слабо опесчаненный светло-серовато-коричневый, плотный, пористый, карбонатный, с редким Mn крапом. Сопоставляется с ельцовским лёссом ЛПП Западной Сибири (el; МИС 2).

– EG (2.7–2.85 м) – оглееный серый суглинок, опесчаненный, рассеченный мелкими мерзлотными клиньями, по верхней границе отмечен прослой из суглинка опесчаненного с включениями большого количества мелкой гальки, гравия и дресвы.

– PC1 (2.85–3.4 м) – чернозём слаборазвитый, состоящий из тёмногумусового горизонта АU (2.85–3.1 м) и аккумулятивно-карбонатного горизонта ВCA (3.1–3.4 м). Сопоставляется с нижней почвой искитимского педокомплекса (is₁; МИС 3).

– L3 (3.4–6.1 м) – лёссовидный суглинок слабо опесчаненный светло-серовато-коричневый, плотный, пористый, карбонатный, ожелезнение, Mn крап, оглеение. Сопоставляется с тулинским лёссом (tl; МИС 4).

– PC2 (6.35–8.4 м) – представлен в разрезе двумя ископаемыми почвами – чернозёмами. Верхняя почва (6.35–6.75 м) – PC2-2 – состоит из тeмногумусового АU (6.35–6.5 м) и аккумулятивно-карбонатного ВCA (6.5–6.75 м) горизонтов. Сопоставляется с верхней почвой бердского педокомплекса (br₂; МИС 5-с). Нижняя палеопочва – PC2-1 (6.9–8.4 м), представленная темногумусовым AU (6.9–7.5 м) и глинисто-иллювиальным В1 (7.5–8.4 м) горизонтами, сопоставляется с нижней почвой бердского педокомплекса (br₁), сформировавшейся во время казанцевского межледниковья (МИС 5-е).

– L4 (8.4–9.0 м) – лёссовидный суглинок светло-коричневый, плотный, пористый, карбонатный, Mn крап, пятна оглеения. Соответствует сузунскому лёссу (sz; МИС 6).

В расчистке разреза 2018 г., описанной А.О. Вольвах (см. рис. 2), в слое L3 (на глубине 6.2–6.4 м) отмечен слабогумусированный прослой, неравномерно окрашенный от светло-коричневого до коричневого, но заметно темнее выше- и нижележащих лёссовидных суглинков. Он представлен отдельными слабо гумусированными линзами и пятнами, представленными суглинком плотным, карбонатным, пористым, с мелкими угольками, сконцентрированными на одном уровне по простиранию разреза. По нижней границе слоя отмечаются редкие пятна ожелезнения по корнеходам и карбонатный псевдомицелий. Прослой хорошо прослеживается как по фронтальной, так и по боковым стенкам. Его мощность варьирует от 5 до 15 см, в южном направлении канавы слой выклинивается через 2.5 м. По мнению В.С. Зыкиной, прослой не является продуктом инситного почвообразования и не выделялся ранее при хорошей сохранности стенок карьера. Незначительная протяженность линзы, ее цвет, отсутствие в ней оструктуренности исключают наличие горизонта В. Микростроение по образцам 2018 г. характерно для горизонта лёсса, разделяющего искитимский и бердский педокомплексы. А.О. Вольвах этот прослой характеризует как лёссовидный суглинок, преобразованный непродолжительными процессами инициального почвообразования в некотором локальном углублении палеорельефа. При анализе карбонатности, магнитной восприимчивости, элементных соотношений (Ba/Sr, Sr/Ca, Mg/Sr, Ca/Mg), геохимических индексов выветривания и других параметров образцы из этого прослоя имеют сходные значения скорее с нижележащими почвами и резко отличаются от вышележащего лёсса. В этом месте в разрезе отмечается повышение увлажненности в момент осадконакопления (Вольвах и др., 2019). К сожалению, в данной работе не представляется возможным предоставить все аналитические материалы, по этим данным планируется специальная публикация. Признаков размыва или солифлюкционно-мерзлотного перемещения прослоя не отмечается.

Имеющихся данных абсолютной геохронологии недостаточно для достоверного определения возраста отдельных горизонтов в разрезе Ложок. Необходимость разработки детальной геохронологической схемы определяется значением разреза как типового для бердского педокомплекса юга Западной Сибири, значительным объемом имеющихся по разрезу палеопедологических, литологических и палеогеографических данных. Для выполнения этой задачи нами выполнена зачистка разреза, детальное послойное описание, отбор серии образцов для люминесцентного датирования.

МЕТОД ОПТИЧЕСКИ СТИМУЛИРОВАННОЙ ЛЮМИНЕСЦЕНЦИИ

ОСЛ-датирование широко применяется в геохронологических исследованиях четвертичных толщ, а лёссово-почвенные отложения являются идеальным источником материала для получения точных хронологических данных для различных палеоклиматических событий. Методология люминесцентного датирования ранее обоснована в множестве работ (Aitken, 1985; Murray, Wintle, 2000, 2003; Scharpenseel, 1976; Wintle, 1993; и др.). Датирование лёссово-почвенных отложений разреза Ложок выполнено в Северной люминесцентной лаборатории Risø Орхусского Университета (Дания). Отбор материала для измерения ОСЛ проводился в светонепроницаемые пакеты, по стандартной методике в темное время суток при исключении засвечивании образца и стенок разреза искусственным или естественным источником света. Образцы для гамма-спектрометрических измерений отбирались отдельно, непосредственно из места отбора пробы на ОСЛ. Пробоподготовка проводилась в лаборатории геологии кайнозоя, палеоклиматологии и минералогических индикаторов климата ИГМ СО РАН по протоколу, разработанному в Орхусском Университете (Дания). Образцы лёссов и почв разреза Ложок имеют механический состав, состоящий преимущественно из алеврита с небольшой примесью песчаной фракции (Sizikova, Zykina, 2015). Материал для измерения ОСЛ был получен методом влажного ситования с отбором фракции тонкого песка (63–90 микрон). Проведена последовательная обработка полученной фракции в 10% растворе перекиси водорода, 10% растворе соляной кислоты и 10% плавиковой кислоте, далее выполнена сепарация кварцевых зерен и зерен полевого шпата в тяжелой жидкости (поливольфрамат калия), а также дополнительная очистка кварца в концентрированной плавиковой кислоте.

Определение эквивалентной дозы (D_e) выполнено по современной методике на основе принципа регенерации единичных аликвот (SAR) с получением хронологических данных по трем протоколам (Murray, Wintle, 2000). Для определения абсолютного возраста отложений лёссово-почвенной последовательности разреза Ложок была отобрана серия из 15 образцов. Измерение люминесценции кварцевых зерен (Q) проводилось по 20–25 аликвотам стимуляцией голубым светом при температуре 125°С и предварительным нагреванием образца до 260°С (Murray, Wintle, 2003). Кривая насыщения строилась по пяти точкам в результате облучения бета-источником фиксированной дозой: 75, 150, 200, 0, 75 Грей. Измерение по полевым шпатам проводились в инфракрасном свете для 6–12 аликвот (в зависимости от объема полученной навески) по протоколу, включающему два измерения в инфракрасном свете при температурах 50°С (IR₅₀) и 290°С (pIRIR₂₉₀) (Thiel et al., 2011) с построением кривой насыщения по пяти точкам: 150, 350, 800, 0, 150 Грей. Измерения проводились на оборудовании Risø TL/OSL-reader DA-20 с воздействием бета-излучения от источника ⁹⁰Sr для построения кривой насыщения и определения эквивалентной дозы. Активность радионуклидов для определения скорости накопления дозы в образце рассчитывалась на высокоточном гамма-спектрометре с полупроводниковым детектором на основе особо чистого германия по методике, описанной в (Murray et al., 1987).

Использование при датировании трех протоколов для двух разных минералов позволяет оценить возможную недостоверность определения возраста, связанную с удревнением датировок в результате неполной засветки зерен в ходе геологического транспорта. Непродолжительная засветка зерен при осадконакоплении приводит к неполному обнулению сохраненного в зерне люминесцентного сигнала, полученного в ходе предыдущего цикла, что в свою очередь ведет к увеличению получаемого возраста (Курбанов и др., 2019). Для выявления таких ошибок был предложен метод параллельного датирования кварца и полевого шпата (Murray et al., 2012). Так как максимальный размер накопленной энергии в этих минералах сильно различен (до 200 Грей у кварца и до 1500 Грей у полевого шпата), то полевому шпату требуется значительно большее время нахождения под воздействием солнечного света для полного обнуления. При этом люминесцентный сигнал pIRIR₂₉₀ считается наиболее стабильным люминесцентным сигналом полевого шпата. Он требует большего времени для полного обнуления, но при этом не подвержен явлению аномального угасания, приводящего к омолаживанию образца. Таким образом, не имея возможности омоложения под действием эффекта аномального угасания, pIRIR₂₉₀ сигнал является наиболее надежным для определения накопленной дозы в полевых шпатах (Buylaert et al., 2012). С другой стороны, сигнал IR₅₀ регистрируется из электронных ловушек, которые быстро высвобождают накопленную энергию, наименее стабильны и подвержены эффекту аномального угасания (Thomsen et al., 2008).

Датирование по кварцу, имеющему почти моментальное время засветки и не подверженному аномальному угасанию, является самым надежным, но вероятность неполной засветки всегда остается ненулевой (Курбанов и др., 2020). Сравнение результатов датирования по трем протоколам (Q, pIRIR₂₉₀, IR₅₀) позволяет провести анализ надежности полученных результатов. Э.С. Мюр-рей с соавторами (Murray et al., 2012) доказали, что итоговые даты по кварцу являются надежными вследствие полной засветки, когда соотношение pIRIR₂₉₀/Q находится в пределах 0.9–1.2, а соотношение IR₅₀/Q – в пределах 0.5–0.7. Удревнение люминесцентного возраста нехарактерно для лёссовых отложений по причине самого механизма их формирования – переноса материала в воздушной среде, в связи с чем лёссово-почвенные серии считаются наиболее подходящими для ОСЛ-датирования. Однако нельзя исключать возможности влияния кратковременного локального привноса песчаных зерен, имеющих неполное обнуление люминесцентного сигнала, а также влияние землероев и возможный перенос материала по трещинам. По этой причине и по причине важности разреза Ложок для стратиграфии региона были выполнены более длительные и трудоемкие работы по люминесцентному датированию, включавшие в себя измерения по трем протоколам.

РЕЗУЛЬТАТЫ ЛЮМИНЕСЦЕНТНОГО ДАТИРОВАНИЯ

Скорость накопления дозы рассчитана по результатам гамма-спектрометрических измерений активности образцов на (табл. 2). Для всех образцов отмечается характерное для лёссовых отложений высокое содержание ²²⁶Ra, ²³²Th и ⁴⁰K, однородное распределение основных радионуклидов по разрезу. Так, содержание ²²⁶Ra находится в пределах 30–40 Бк/кг, ²³²Th – 30–40 Бк/кг, ⁴⁰K – 500–550 Бк/кг. Резко выделяется пониженной активностью образец 186 190 из слоя L4, что, по-видимому, отражает смену источника материала. Мощность дозы не меняется по разрезу, ее средние значения находятся в диапазоне 2.2–3.0 Грей/тыс. лет для кварца и 3.2–3.9 Грей/тыс. лет для полевых шпатов.

Важным критерием в оценке скорости накопления дозы является расчет уровня водонасыщения. Увеличение водонасыщения на 1% ведет к удревнению возраста в среднем также на 1%. Оценка этого параметра для изученных отложений проводилась на основе среднего размера частиц и близости нахождения грунтовых вод. Полученные ранее данные о гранулометрическом составе основных горизонтов (Sizikova, Zykina, 2015) позволили рассчитать содержание фракции глины размером <2 мкм (табл. 1), в соответствии с принятыми стандартами для лёссовидных отложений. Так, для образцов с содержанием фракции <2 мкм в пределах 12.5–17% принята оценка водонасыщения в 15%, для остальных – 10%.

Результаты проведенных измерений и рассчитанные эквивалентные дозы D_e представлены в табл. 3. Измерения по кварцу выполнены для 20–25 аликвот, что определяет высокую точность расчета эквивалентной дозы. Измерения для кварца выполнены по всему разрезу, однако начиная с пробы 186 167 (глубина 305 см) образцы оказались в состоянии полного насыщения и достигали предела возможности метода. В изученных пяти образцах отмечается закономерное увеличение D_e с глубиной с 20 до 83 Грей. В образцах 186 159 и 186 160 наблюдается инверсия в величине эквивалентной дозы, связанная с различиями в мощности дозы, что с учетом доверительного интервала и незначительного расстояния в рамках геологического времени между ними находится в пределах нормы.

Для полевых шпатов основные измерения были выполнены по протоколам pIRIR₂₉₀ и IR₅₀. Распределение эквивалентных доз имеет закономерное увеличение вниз по разрезу. Выделяются две зоны, отличные по размеру накопленной дозы. До глубины 283 см она находится в пределах 116 Грей, далее до глубины 623 см отмечается резкое увеличение доз от 441 до 611 Грей. В образце 186 188 D_e достигает 800 Грей, причем из восьми измеренных аликвот три показали дозы близкие к 1000 Грей, что близко к пределу по полевым шпатам. В связи c этим полученный для этого образца возраст может быть омоложен в пределах 10–15%. Отмечается наличие нескольких инверсий, которые связаны с разницей в скорости накопления дозы (особенно в образце 186 188 из горизонта палеопочвы PC2) и, с учетом доверительного интервала, не несут противоречий.

Во всех первых пяти датах, для которых выполнены измерения по трем протоколам, соотношение pIRIR₂₉₀/Q близко к 1.0 ± 0.1, а IR₅₀/Q в пределах 0.5–0.6 ± 0.1, что указывает на достаточную длительность засветки зерен перед моментом осадконакопления, характерную для лёссовых отложений. Образцы с глубины 305 см измерены только по полевому шпату, так как кварц в них достигает насыщения. Измеренные дозы по кварцу и полевым шпатам практически идентичны, что позволяет говорить о высокой надежности полученных результатов и высокой достоверности датировок по полевым шпатам для остальных образцов. Для всех аликвот отмечается высокая стабильность сигнала.

Основные характеристики люминесценции на примере образца 186 165 представлены на рис. 3. Так, кривая насыщения отвечает принятым стандартам, а D_e находится в пределах датирования (рис. 3а – для кварца; рис. 3д – для полевых шпатов). В люминесценции кварца преобладает быстрый компонент (см. рис. 3б), в то время как для полевых шпатов отмечается более длительное выделение сигнала (см. рис. 3е). Все выполненные измерения отвечают нормам SAR протокола (см. рис. 3в, 3ж).

Рис. 3.

Люминесцентные характеристики и результаты измерений по кварцу (а–г) и полевым шпатам (д–з) на примере образца 186 165.

Распределение измерений по аликвотам (см. рис. 3г, 3з), доверительные интервалы, не превышающие 10% для первых пяти образцов, данные стандартных тестов (восстановление дозы 1.02–1.05) и сходимость результатов по кварцу и полевому шпату указывают на высокую надежность результатов полученной хронологии. Ввиду высокой сходимости для анализа возраста отложений могут использоваться как данные по кварцу, так и по полевому шпату, полученные по протоколу pIRIR₂₉₀.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ ДАТИРОВАНИЯ

В основании вскрытой расчистки из слоя L4 получена единственная дата 302 ± 23 тыс. лет по образцу 186 190. Из горизонтов палеопочвы PC2 имеется две даты (186 185, 186 188). Значения эквивалентной дозы данных образцов значительно разнятся, так, дата 186 188 имеет дозу 800 ± 55 Грей. Мощность дозы этого образца составляет 3.7 ± ± 0.1 Грей/тыс. лет, что связано с прямой закономерностью увеличения содержания радионуклидов в породах, обогащенных глинистым материалом, и возрастания мощности дозы в палеопочвах. Возраст для этого образца составляет 216 ± 15 тыс. лет и, на наш взгляд, может быть омоложен ввиду наличия одной аликвоты полного насыщения. Вторая дата составила 196 ± 11 тыс. лет.

Таким образом, возраст лёсса L4 по данным люминесцентного датирования соотносится с холодной МИС 8, в то время как возраст палеопочвы PС2 составил 196–216 тыс. лет. В расчистке 2018 г. отмечается наличие двух погребенных почвенных уровней, которые по данным люминесцентного датирования могут быть соотнесены с этапами потепления МИС 7, во время которого на территории юга Западной Сибири формировался койнихинский педокомплекс (Зыкина, Зыкин, 2012). Так, более развитый уровень почвообразования c фазой потепления МИС 7-с, а менее развитый горизонт – с фазой МИС 7-а.

Из лёсса L3 было получено шесть датировок (186 171–186 181). Эквивалентные дозы образцов находятся в пределах 596–712 Грей, со скоростью накопления дозы в среднем 3.4 ± 0.1 Грей/тыс. лет. Возраст отложений закономерно увеличивается с глубиной, варьируя от 157 ± 10 до 207 ± 16 тыс. лет, и не имеет значимых инверсий. В целом, данный горизонт мощностью 2.5 м сформировался за 50 тыс. лет, а все полученные из данного слоя возрасты укладываются в МИС 6, что в стратиграфической схеме ЛПП Западной Сибири соответствуют сузунскому лёссу (завершению тазовского оледенения).

Образец 186 167 из палеопочвы PC1 был отобран из гумусового горизонта погребенной почвы и имеет возраст 123 ± 11 тыс. лет (естественная доза 441 ± 10 Грей, скорость накопления дозы 3.6 ± ± 0.1 Грей/тыс. лет). Этот результат позволяет соотнести палеопочву PC1 с подстадией МИС 5-е, то есть считать ее нижней бердской палеопочвой, сформировавшейся во время казанцевского межледниковья. Необходимо отметить возможное наличие перерыва в осадконакоплении в интервале глубин 305–403 см, где происходит переход возраста от 123 до 157 тыс. лет (рис. 4). Получение дополнительных дат позволит более точно установить продолжительность этого перерыва, либо установить существование этапа с низкими скоростями осадконакопления и стабилизацией рельефа в этот период.

Рис 4.

Люминесцентная возрастная модель разреза Ложок. Пунктиром показана усредненная скорость седиментации для интервалов МИС 1–МИС 2 и МИС 5–МИС 8.

Из лёссов L1 и L2 получены даты по четырем образцам (186153–186165). Для них выполнены измерения эквивалентной дозы по кварцу и полевым шпатам. Так как при датировании по двум протоколам принято отдавать приоритет возрасту, полученному по кварцу, то возраст образцов из L1 и L2 располагается в пределах 15.7–28.6 тыс. лет. Данный диапазон позволяет говорить о сартанском (МИС 2) времени формирования этих слоев, продолжительность осадконакопления горизонтов баганского и ельцовского лёссов составила примерно 13 тыс. лет.

Отмечается наличие значительного по продолжительности перерыва в осадконакоплении (EG) между PC1 (дата в кровле слоя – 123 тыс. лет) и лёссом L2 (дата в подошве слоя – 28.6 тыс. лет), который в разрезе выделяется по наличию прослоя с мелкой галькой и гравием и по результатам датирования составляет около 95 тыс. лет. Дата из S0 получена из гумусового горизонта современной почвы и относится к голоцену – 6.9 ± 0.5 тыс. лет.

Полученные даты показали, что формирование баганского лёсса происходило в период значительного атмосферного осадконакопления пыли в период с 16.0 ± 0.8 по 15.7 ± 0.8 тыс. л. н. Время накопления ельцовского лёсса происходило в более спокойной среде с 28.6 ± 0.9 по 17.6 ± 0.8 тыс. л. н. Даты из кровли ельцовского (17.6 ± 0.8 тыс. лет) и подошвы баганского лёсса (16.0 ± 0.8 тыс. лет) показывают относительно непрерывный процесс лёссонакопления. В стратиграфической схеме ЛПП юга Западной Сибири (Зыкина, Зыкин, 2012) между данными слоями лёссoв находится горизонт суминской почвы, его возраст оценивается в пределах ~16.3–19.6 тыс. л. н. (Вольвах и др., 2020, 2019). В данном разрезе он отсутствует, а приведенные даты показывают, что он, скорее всего, не был денудирован, а происходило преобладание атмосферных процессов осадконакопления над почвообразованием. ОСЛ-даты подтверждают накопление лёссов L1 и L2 в течение временного интервала МИС 2 и соответствуют баганскому и ельцовскому лёссам. Установленный возраст ельцовского лёсса также согласуется с имеющимися радиоуглеродными датами из гумусированной линзы в ельцовском лёссе (СОАН-164 и СОАН-12, табл. 1).

Полученные даты из отложений PC1, L3, PC2, L4 не согласуются с ранее установленным стратиграфическим расчленением разреза (Зыкина и др., 1981; Зыкина, Зыкин, 2012; Sizikova, Zykina, 2015; Zykin, Zykina 2015; и др.). Погребенная под ельцовским лёссом палеопочва PC1, ранее выделявшаяся в качестве нижней искитимской почвы (МИС 3) (Зыкина и др., 1981), имеет ОСЛ-дату 123 ± 11 тыс. лет, а возраст подстилающего ее лёсса L3 – 157 ± 10 тыс. лет. Согласно новым датам, данная почва сформировалась в казанцевское межледниковье (МИС 5-е) и, следовательно, соответствует нижней почве бердского педокомплекса Западной Сибири. Полученные ранее материалы палеопочвенных исследований этого разреза (Зыкина и др., 1981; Зыкина, Зыкин, 2012) позволяют надежно коррелировать горизонт почвообразования PC1 со сходным по характеру строения профиля и физико-химическим свойствам горизонтом из разреза в карьере Мраморный (нижняя палеопочва), расположенном, как и Ложок, на левом склоне долины р. Бердь вблизи г. Искитима. Здесь искитимский педокомплекс представлен двумя ископаемыми слаборазвитыми чернозёмами. Для верхней искитимской почвы нехарактерно мерзлотно-солифлюкционное перемещение гумусового материала по склону, однако она также пережила период диагенеза в условиях многолетней мерзлоты. Свидетельством этого являются гумусированные языки-затеки в нижней части аккумулятивного горизонта, рассекающие норы землероев. Почвы искитимского педокомплекса формировались в условиях лесостепной и степной зон суббореального пояса при климате более аридном и прохладном, чем современный. Там же, в разрезе Мраморный, ниже искитимского педокомплекса залегает тулинский лёсс с резкой нижней границей, свидетельствующей о перерыве в осадконакоплении. К основанию увеличивается количество и мощность песчаных прослоев, включающих дресву, появляются глеевые пятна и больше железистых новообразований.

Для искитимского педокомплекса в Мраморном карьере были получены четыре радиоуглеродные даты (Зыкина и др., 1981; Панычев, 1979). Дата 33 100 ± 1600 л. н. (СОАН-165) получена из гумусированного прослоя нижней почвы по кусочкам древесного угля. Радиоуглеродный возраст 32 780 ± 670 л. н. (СОАН-629) определен по кости черепа носорога шерстистого, найденного в основании суглинка (Сса), разделяющего почвы. Радиоуглеродный возраст верхней искитимской почвы по гуминовым кислотам из аккумулятивного горизонта был определен в 26 300 ± 700 л. н. (ИГАН-167), а нижней – по сумме фракций гуминовых кислот – 29 000 ± 450 л. н. (ИГАН-168). Все четыре даты показывают, что искитимский педокомплекс в карьере Мраморный формировался в каргинское время, соответствующее МИС 3. Люминесцентная дата 65 ± 4 тыс. лет (Chlachula, Little, 2011), полученная из нижней части тулинского лёсса, залегающего с перерывом на шипуновском педокомплексе (МИС 9), соответствует возрасту стадии МИС 4, что также подтверждает возраст педокомплекса. Однако в этой же работе (Chlachula, Little, 2011) приведена дата 110 ± 6 тыс. лет из основания второй палеопочвы шипуновского педокомплекса, что противоречит стратиграфии (Зыкина, Зыкин, 2012; Zykin, Zykina, 2015) и устанавливает возраст данного педокомплекса как МИС 5.

Ископаемые почвы искитимского педокомплекса были прослежены от карьера Ложок до карьера Мраморный через связующие их разрезы (Зыкина, Зыкин, 2012; Zykin, Zykina, 2015) по характерным морфотипическим особенностям почв, что позволило определить с учетом имеющихся радиоуглеродных и опубликованных люминесцентных дат возраст палеопочвы PC1 в разрезе Ложок как МИС 3. Педокомплекс является хорошим репером, прослеживающимся в многочисленных разрезах лесостепной и степной зон каргинского интерстадиала Западной и Средней Сибири (Зыкина, Зыкин, 2012; Frechen et al., 2005; Kravchinsky et al., 2008). Сопоставление палеопочвы PC2 с МИС 5, т.е. с нижней бердской почвой Западной Сибири, имеющей хорошо дифференцированный профиль большей мощности, формировавшейся длительный период в течение казанцевской интергляциальной эпохи (МИС 5-е) дискуссионно.

Нельзя исключать, что дата 123 ± 11 тыс. лет характеризует возраст материнского лёсса, на котором после эрозионного перерыва уже в каргинское время сформировался почвенный профиль PC1. Лёсс, в котором сформирована палеопочва PC1, мог образоваться в период МИС 6, затем в результате эрозионного события была образована новая поверхность, на которой стали развиваться почвенные процессы. В результате перемешивания засвеченного материала из приповерхностных слоев (в результате биотурбации, заполнения трещин усыхания и др.) произошло омоложение люминесцентного возраста отложений. Таким образом, в настоящее время недостаточная плотность датировок не позволяет окончательно решить вопрос о возрасте горизонта PC1. Нами предложено три варианта возможной интерпретации результатов:

1. Как было сказано выше, даты указывают на возможное наличие эрозионного контакта между датами 123 ± 11 и 157 ± 10 тыс. лет. Возможно, ранняя фаза МИС 5-е в разрезе не представлена, а PC1 – слабовыраженный эпизод почвообразования самого финала МИС 5-е – начала МИС 5-d, который успел образоваться на вскрытой эрозией поверхности. Верхи этой почвы и другие возможные уровни педогенеза МИС 5 были эродированы еще одним событием, о чем свидетельствует явный эрозионный контакт с гравием и мелкой галькой.

2. Почва казанцевского времени, возможно, совсем не представлена в разрезе, будучи уничтоженной эрозией (в период между 123 ± 11 и 157 ± ± 10 тыс. лет), а PC1 – результат почвообразования каргинского времени.

3. ИКСЛ дата 123 ± 11 тыс. лет отображает истинный возраст образования отложений, так как отобрана из верхней части PC1, а геоморфологическое положение не способствовало стабильным процессам почвообразования на участке расположения разреза.

Следующим почвенным репером в лёссово-почвенной последовательности верхнего плейстоцена Западной Сибири является выделенный И.А. Волковым (Волков, 1971) в разрезе Ложок в качестве стратотипа бердский педокомплекс (PC1), залегающий без перерыва в осадконакоплении под тулинским лёссом. Традиционно этот горизонт с хорошо развитым полигенетическим профилем (АU–В1–ВСА), строение которого свидетельствует об этапности развития, сопоставляется с казанцевским межледниковьем (МИС 5-е). Нижняя часть гумусовых горизонтов палеопочв характеризуeтся сетью языков-затеков, особенно мощных и глубоко внедряющихся в нижележащие горизонты. Появление последних соответствует этапу вторичного преобразования почвы в условиях влажного и холодного климата. Данный репер-педокомплекс является прекрасным маркером для лёссово-почвенной последовательности Сибири, особенно за счет почвы казанцевского межледниковья.

Для слоя L3, выделяемого ранее как тулинский лёсс (Зыкина и др., 1981), полученные даты показывают, что его накопление приходилось на интервал МИС 6, а не МИС 4, в таком случае данный горизонт будет соответствовать сузунскому лёссу. Для почвы PC2-2, соотносимой ранее с бердским педокомплексом (МИС 5) получена дата 196 ± 11 тыс. л. н., а для PC2-1 – 216 ± 15 тыс. л. н. Согласно полученным возрастам, рассматриваемые почвы соответствуют горизонтам койнихинского педокомплекса Западной Сибири, а не бердского и образовались во время МИС 7, а не в МИС 5.

Для верхней части L4 установлен возраст 302 ± ± 23 тыс. л. н., что относит время его формирования в течение МИС 8, а не МИС 6, ко времени образования чулымского лёсса, а не сузунского.

В хронологической записи седиментации установлен длительный перерыв в осадконакоплении (EG): основание ельцовского лёсса характеризуется датой 28.6 ± 0.9 тыс. л. н., а нижележащий педокомплекс – 123 ± 11 тыс. л. н. Верхняя часть горизонта палеопочвы, по-видимому, была денудирована вместе с вышележащими отложениями лёссов и палеопочв, сформировавшимися в течение МИС 4–МИС 3.

Выполненное нами первое детальное геохронологическое исследование методом ОСЛ разреза Ложок подтвердило, что верхняя часть разреза сформировалась в верхнем плейстоцене: баганский (L1) и ельцовский (L2) горизонты лёссов сформировались в период с 28.6 ± 0.9 по 15.7 ± 0.8 тыс. л. н. Этот интервал входит во временные пределы МИС 2 и сартанского горизонта. Время формирования баганского лёсса L1 – 16.0 ± 0.8–15.7 ± 0.8 тыс. л. н., ельцовского лёсса L2 – 28.6 ± 0.9–17.6 ± 0.8 тыс. л. н. Полученные данные согласуются с имеющими ¹⁴С датами и стратиграфией разреза (табл. 1).

Нижележащие отложения характеризуются более древними, чем предполагалось ранее, возрастами. Между горизонтом ельцовского лёсса (L2, МИС 2) и подстилающим его педокомплексом зафиксирован большой перерыв в осадконакоплении (EG): из гумусового горизонта почвы PC1 установлен возраст 123 ± 11 тыс. л. н., что соответствует подстадии МИС 5-е, а не МИС 3, как считалось ранее. Далее вниз по разрезу происходит постепенное и последовательное увеличение возраста отложений со 157 ± 10 до 302 ± ± 23 тыс. л. н., что соответствует временному интервалу МИС 8–МИС 6. Для ископаемого педокомплекса PC2 в основании разреза, выделяемого ранее как бердский педокомплекс (МИС 5-е, с), определен возраст 216 ± 15–196 ± 11 тыс. л. н., для подстилающего его L4 – 302 ± 23 тыс. л. н., а перекрывающего лёсса L3 – 176 ± 7 тыс. л. н. Следовательно, лёсс L3 по полученным данным является горизонтом сузунского лёсса (МИС 6), а лёсс L4 – чулымского (МИС 8). Горизонты PC2 относятся к койнихинскому педокомплексу (МИС 7), где верхняя палеопочва PC2-2 соответствует подстадии МИС 7-a, а нижняя PC2-1 – МИС 7-c. Кроме того, в основании L3 обнаруженный в 2018 г. гумусированный прослой имеет возраст 207 ± ± 16 тыс. л. н. Его расположение внутри лёсса L3, образовавшегося в холодную стадию МИС 6, и полученный возраст с учетом доверительного интервала хорошо соответствуют интерстадиалу МИС 6-d в начале стадии.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Полученная серия из 15 датировок показала, что люминесцентное датирование является надежным методом определения абсолютного возраста при изучении лёссово-почвенных отложений Западной Сибири. Так, отмечается хорошее соотношение результатов измерений по протоколам pIRIR₂₉₀/Q и IR₅₀/Q, что говорит о достаточной засветке зерен полевого шпата и кварца. В соответствии с принятыми стандартами датирования методом ОСЛ (соотношения pIRIR₂₉₀/Q, распределение аливкот для отдельных образцов, закономерное распределение датировок по разрезу, отсутствие инверсий), полученная серия дат является достоверной, а итоговая хронология – надежной.

Анализ полученной хронологии указывает на то, что лёссово-почвенные отложения разреза Ложок, ранее считавшиеся верхнеплейстоценовыми, сформировались в верхнем и среднем плейстоцене, а возраст отдельных горизонтов показал несовпадение с лёссово-почвенной последовательностью, разработанной на основе изучения и горизонтов ископаемых почв, и лёссов в наиболее полных субаэральных разрезах Западной Сибири, а также установленного соответствия структуры ископаемых педокомплексов строению тёплых стадий изотопно-кислородной кривой и других глобальных записей изменения климата с учетом данных радиоуглеродного датирования (Зыкина, Зыкин, 2012).

Результаты датирования позволили определить возраст всех выделенных в разрезе горизонтов:

1. Лёсс L4 – 302 ± 23 тыс. л. н., соотносится с МИС 8;

2. Педокомплекс PC2 – 196–216 тыс. л. н., соотносится с МИС 7, включает два горизонта почвообразования (МИС 7-а и МИС 7-с);

3. Лёсс L3 – 157–207 тыс. л. н., соотносится с МИС 6;

4. Педокомплекс PC1 – 123 тыс. л. н., однако время его формирования остается под вопросом и может быть соотнесено с МИС 5-е, МИС 5e−d, либо с МИС 3;

5. Лёссы L1 и L2 – 15.7–28.6 тыс. л. н., соотносятся с МИС 2;

6. Почва S0 – 6.9 тыс. л. н., соотносится с МИС 1.

Интереснейшим результатом полевых работ и геохронологических исследований стало выявление наличия в разрезе эрозионной границы на глубине 3 м, выраженного в виде тонкого прослоя мелкой дресвы и гравия с резкой нижней границей. Продолжительность этого перерыва в осадконакоплении составила около 95 тыс. лет, т.е. значительная часть верхнеплейстоценовой геологической летописи в разрезе Ложок отсутствует (см. рис. 4). Отмечается возможное наличие перерыва осадконакопления в период 123 ± 11 и 157 ± ± 10 тыс. л. н.

Стратиграфические подразделения из PC1, L3, PC2, L4 по данным люминесцентного датирования имеют возраст, отличный от ранее принятой стратиграфии данного разреза. Так, нижний педокомплекс, охарактеризованный возрастом накопления отложений, соответствующий МИС 5, имеет возраст, соотносящийся с МИС 7. Подстилающие и перекрывающие педокомплекс горизонты лёссов соответственно относятся к МИС 8 и МИС 6.

Резкое отличие в содержании радионуклидов ²²⁶Ra, ²³²Th и ⁴⁰K в горизонте лёсса L4 отражает смену в источнике материала, из которого формировались лёссы и возможную перестройку региональной розы ветров.

Авторы считают, что полученные результаты на данном этапе имеют дискуссионный характер и требуют дополнительных исследований, а массив люминесцентных датировок необходимо дополнить большим количеством измерений и желательно в разрезах, близко расположенных к разрезу Ложок.