6. АНАЛИЗ МОРСКОЙ МИКРОФАУНЫ
advertisement
6. АНАЛИЗ МОРСКОЙ МИКРОФАУНЫ Микрофауна морей и океанов дает богатый материал для палеогеографических реконструкций и как материал для разного рода химических и физических анализов (определение абсолютного возраста разными методами, изотопного состава карбоната раковин, Mg/Са и Sr/Ca и т.д.), и, главное, как индикатор условий палеосреды и изменений природных событий прошлого. Последнее связано с широким стратиграфическим и географическим распространением организмов микрофауны и обилию и большой частоты встречаемости микроостатков в донных отложениях. Для палеогеографических реконструкций используются группы микроорганизмов с твердыми скелетными образованиями; микрофауна - фораминиферы, радиолярии, остракоды, птероподы и гетероподы; микрофлора - известковый нанопланктон, диатомеи и силикофлягелляты. Эти группы имеют разные экологические особенности и, в соответствии с ними, специфически отражают свойства природной обстановки. Однако, при палеогеографических исследованиях к ним можно применить общие методические подходы: 1) изучение закономерностей их современного распределения в прижизненном и тафономическом состояниях; 2) актуалистическая пролонгация этих закономерностей в прошлое и анализ естественной экостратиграфической упорядоченности слоев, содержащих микроостатки. Морская микрофауна, участвующая в биогенном осадконакоплении, представлена планктонными и бентосными формами. К первым относятся некоторые фораминиферы, радиолярии, птероподы и гетероподы; ко вторым - фораминиферы и остракоды. Планктонная микрофауна не может активно передвигаться в воде и поэтому должна обладать плавучестью. Для этого организмы строят скелеты различной формы, имеющие как защитную, так и адаптационную к водам различной плотности, функцию. Кроме того, одноклеточные микроорганизмы способны регулировать удельный вес протоплазмы за счет включения в нее пузырьков газа, липидов, жировых веществ и при помощи симбионтов. Тем самым достигается оптимальная плотность организмов, соответствующая пассивному дрейфу и вертикальным миграциям в столбе воды. У бентосной микрофауны форма и строение скелетов определяются, в первую очередь, гидродинамической обстановкой у дна и особенностями образа жизни: существуют прирастающие, свободно лежащие на грунте, неподвижные и медленно ползающие, а также зарывавшиеся в осадок виды. Жизнь планктонной микрофауны определяется условиями ее обитания в поверхностных или несколько более глубоких слоях вод морей и океанов, поэтому группы планктонных организмов несут обшие экологические черты. Близки и способы палеогеографической интерпретации данных, полученных по микропланктону. Экология бентосных организмов связана со свойствами придонной воды и верхнего слоя осадков и по разным группам донной микрофауны также проводят сходные палеогеографические построения. 6.1. Фораминиферы Фораминиферы - простейшие одноклеточные животные размером от 20 - 50 до 1000 мкм. Фораминиферы наиболее многочисленная в осадках и хорошо изученная группа представителей микрофауны. Раковины фораминифер состоят из различных веществ: либо уплотненный поверхностный слой про- 214 Анализ морской микрофауны топлазмы, либо хитиноподобная корка, или липкий цемент, склеивающий частицы грунта (агглютинирующие формы), или известковый (кальцитовый или магнезиально-кальцитовый) скелет. Хитиновые и агглютинирующие формы обитают на дне, а известковые живут как на дне, так и в поверхностных водах. Бентосные фораминиферы обживают экологические ниши с очень разнообразными условиями, поэтому существует около 1000 современных бентосных видов. Морфология раковин фораминифер отражает условия их обитания и способа питания (рис. 6.1, [Корсун и др., 1994]. Они считаются морскими организмами, хотя обитают как в открытом океане, так и в окраинных и полуизолированных бассейнах, и, в отличие от планктонных фораминифер, могут выдерживать существенные колебания солености от 10-12 до 3840‰. Наиболее важными абиотическими факторами для бентосных фораминифер являются, наряду с соленостью, характер грунта, глубина бассейна, температура вод, количество растворенного кислорода и содержание органического вещества. Закономерности распределения видов донных фораминифер очень сложны, так как контролируются большим количеством характеристик среды. Распространение этих организмов показывает тесную корреляцию с глубиной, ибо этот фактор определяет многие другие параметры: освещенность, температуру, содержание кислорода и углерода. Однако, корреляция с глубиной строго выдерживается только на относительно мелководных участках океанов и морей. В нижней батиали и абиссали микрофаунистические комплексы связаны с определенными водными массами, которые распространены у дна на разных батиметрических отметках, но в каждом конкретном районе для отдельных видов можно выделить один или два лимитирующих фактора, что позволяет использовать эту связь для количественных палеоэкологических исследований. Обзор экологии бентосных фораминифер и общие для Мирового океана Анализ морской микрофауны 215 закономерности их распределения даны в работах [Boltovskoy, Wright, 1976; Мurrау, 1973; Саидова, 1976]. В них показано, что биогеографическое распространение донных фораминифер закономерно связано с широтной зональностью. Мелководные фауны формируются в результате открытия или прекращения связей между бассейнами, ингрессиями и другими проявлениями изменения уровня моря. Установлено, что в масштабе Мирового океана распространение главных мелководных микрофаунистических провинций контролируется, в основном, температурой. Выделены и описаны [Boltovskoy, Wright, 1976; Саидова, 1976] в общих чертах 7 глубинных биотопов. Это - комплексы литорали, шельфа, батиали и абиссали. Они отличаются по таксономическому разнообразию, по количеству раковин, по их форме, составу и строению стенки, сенсорности организмов к условиям обитания (в основном, к солености и температуре) и устойчивостью микрофоссилий к растворению. Имеющиеся к настоящему времени данные о современном распределении комплексов и отдельных видов обеспечивают ценную и надежную палеоэкологическую информацию, использующуюся для разнообразных палеогеографических выводов. После смерти организма раковины бентосных фораминифер сохраняются в районе прижизненного обитания (in situ), либо переотлагаются на других батиметрических уровнях. Живые и мертвые объекты могут долго находиться в одном сообществе на том или ином участке дна, или в верхнем слое осадка и поэтому отражают совершенно разные, меняющиеся во времени, условия среды. Чтобы достоверно и корректно изучить связи видов с факторами обитания, необходимо отделить особи биоценозов от представителей тафоценозов и отличить свежий осадок от ископаемого. Для этого извлеченный со дна материал подвергают обработке «бенгальской розовой». Живые особи содержат органическое вещество и окрашиваются в розовый цвет, а мертвые, с разложившейся органикой, остаются неокрашенными. Кроме того, биоценозы могут не соответствовать тафоценозам из-за процессов растворения карбонатов, особенно интенсивно протекающих на шельфах высокопродуктивных районов и в самых глубоких частях океанов, о чем свидетельствует увеличение относительного содержания донных фораминифер среди других известковых микрофоссилий на больших глубинах. Присутствие в ассоциациях видов других батиметрических уровней свидетельствует о сносе и переотложении осадков. Эти моменты следует учитывать при палеоэкологической интерпретации данных по бентосным фораминиферам. Специфика использования бентосных фораминифер для целей палеогеографии состоит в том, что палеобиотопы с разных глубин морей и океанов дают материал для различных аспектов исследования, для выделения палеогеографических событий разного вида и ранга. Так, сведения о палеоглубинах, получаемые по фораминиферам из мелководных разрезов на шельфе, позволяют восстанавливать историю колебаний уровня моря, а также фациальные обстановки осадконакопления. По мелководной микрофауне можно проследить изменение температуры и солености вод, а также реконструировать содержание кислорода в водах бассейнов. Распределение фораминифер батиали (глубины 500-2000 м), особенно в области континентального склона и срединных океанических хребтов, может дань информацию об изменениях палеоглубин, связанных с тектоническими событиями. Уникальные палеоклиматические данные предоставляют фораминиферы абиссали. Изучение позднечетвертичных глубоководных ассоциаций показало, что их распределение на дне сильно менялось, и эти изменения, как правило, совпа- 216 Анализ морской микрофауны дали с глобальными колебаниями климата, которыми они, очевидно, и были вызваны (рис. 6.2; [Лукашина, 2007]). Специфический, стабильный в течение почти всего неогена набор видов в самых глубоких частях Мирового океана маркирует ареал Антарктической придонной водной массы [Lohmann, 1978], который то сокращался, то расширялся, отражая эволюцию оледенения южного материка. Абиссальные биоценозы Северного и Южного полушария различны, что обусловлено асимметрией глубинных водных масс: одни формируются в Норвежско-Гренландском бассейне и в Беринговом море, в районах деградации льдов Северного Ледовитого океана; другие - вблизи Антарктиды. Присутствие определенных видов и изотопный состав их раковин являются метками тех или иных глубинных вод. Таким образом, являясь индикаторами водных масс, комплексы бентосных фораминифер широко используются для реконструкций придонной морской и океанской циркуляции, изменения которой прослежены для неоген-четвертичного времени во многих районах Мирового океана [Бурмистрова, 1989; Лукашина, 1987; 2007; Хусид, Поляк, 1989; Kennet et al., 1975; Lutze, 1980; Streeter et al., 1982]. Независимые от микропалеонтологических данных палеоклиматические и другие палеогеографические свидетельства можно получить по изотопнокислородному и изотопно-углеродному составу paковин глубоководных бентосных фораминифер. Этот объект изотопного анализа имеет преимущество перед другими карбонатными микроостатками при выявлении палеогляциологических собьпий [Николаев и др., 1989; Купцов, 1989; Kennett et al., 1975; Pisias et al., 1984]. Соотношение изотопов углерода раковин бентосных фораминифер используется для оценки биологической продуктивности палеоокеана [Sarnthein et al., 1989], а также для определения содержания СО2 в океане и атмосфере в прошлые геологические эпохи [Shackleton, Pisias, 1985]. Планктонные фораминиферы - относительно эвригалинные организмы, обитающие в поверхностных водах морей и океанов с соленостью от 30 до 42 ‰; хотя отдельные виды могут выдерживать понижения солености до 22-25 ‰, но эти условия для них стрессовые (угнетенная микрофауна). Насчитывается около 50 современных видов планктонных фораминифер, в геологическом прошлом их было несколько больше [Бараш, 1988]. Основными биотическими факторами для них, так же как и для других планктонных организмов, являются первичная продукция вод (наличие пищи), скорость воспроизведения популяций и продолжительность жизни отдельного организма, симбиотические, пищевые и конкурентные связи. Из абиотических факторов особенно важны температура, соленость и плотность вод, концентрация биогенных элементов (азота, фосфора, кислорода), а также лунные циклы, играющие большую роль в вертикальных миграциях и размножении планктона. Влияние физико-химических условий на жизнь фораминифер очень сложно из-за комплексного их воздействия. Но особенно заметная роль среди факторов принадлежит температуре, так как большинство видов требует для своего воспроизведения строго ограниченных температурных диапазонов. Кроме того, температура через плотность и вязкость воды определяет плавучесть микроорганизмов. Наряду с систематическим изучением распространения планктонных фораминифер по планктонным ловам [Беляева, 1964; Berger, 1969; Carstens et al., 1997; Volkmann, 2000], проводятся и прямые наблюдения за живыми организмами в лабораторных условиях [Hemleben et al., 1985]. Анализ морской микрофауны 217 218 Анализ морской микрофауны В сводках по экологии [Be, 1977; Berger, 1970; Hemleben et al., 1990] и в многочисленных региональных работах имеются сведения о связи отдельных видов с освещенностью, температурой, соленостью и другими факторами. Установлены общие закономерности распределения планктонных фораминифер в воде и особенности их вертикального, сезонного и биогеографического распространения. Выяснено, что основным экологическим пространством планктонных фораминифер является поверхностная структурная зона океана, т.е. верхний 200 - 400-метровый слой вод. По данным планктонных ловов на нескольких гидрологических горизонтах и по изотопному составу раковин фораминифер выявлены вертикальные группы видов, предпочитающие разную глубину обитания [Be, 1977; Berger, 1969; Emiliani, 1954; Hecht, 1976; Savin, Douglas, 1973]. Для полигонов из разных климатических зон определен состав сезонных биоценозов [Be, Hamlin, 1967; Deusser et al., 1981]. Построены карты ареалов большинства видов и выделено 5 биогеографических провинций, имеющих биполярное субширотное положение и соответствующих природным (климатическим) областям Мирового океана [Be, 1977; Be, Tolderlund, 1971]. Кроме экологических факторов при палеогеографических реконструкциях следует учитывать условия седиментации и захоронения отмерших планктонных организмов: скорость перемещения раковин в столбе воды от поверхности до дна, формирование тафоценозов, скорость захоронения комплексов под новыми порциями осадков и воздействие постседиментационных процессов. Скорость опускания фораминифер зависит от размера, формы, толщины стенки и скульптуры раковин и относительно велика. Даже глубины 5000 м они достигают за 3-20 суток. Раковины могут перемещаться в них очень быстро из-за склеивания их органическим веществом в пеллетах - продуктах жизнедеятельности более высокоорганизованных животных. При таких скоростях они осаждаются недалеко от места обитания организмов, и лишь в зонах сильных подповерхностных и глубинных течений могут отлагаться на значительном расстоянии от районов развития популяций. Однако, в большинстве случаев, раковинный материал проецируется на дно в виде вытянутых субширотно полос в соответствии с климатической зональностью и общей циркуляцией вод Мирового океана [Лисицын, 1974]. Сформировавшиеся при этом тафоценозы по видовому и количественному составу близки к среднегодовым (среднемноголетним) биоценозам. Эти комплексы пригодны для реконструкции свойств поверхностных вод в прошлом. Отложенный на дне материал может подвергаться на границе «водаосадок» различным изменениям. Наибольшее влияние на тафоценозы как планктонных, так и бентосных организмов оказывает процесс растворения карбонатных раковин на дне. Он наблюдается там, где придонные воды недонасыщены СаСО3: в высоких широтах и в Тихом океане - с глубины нескольких сот метров, в Атлантическом и Индийском океанах - глубже 1500 м. На глубинах, близких к "фораминиферовому лизоклину" (скользящий батиметрический уровень, на котором теряется около 80 весовых процентов карбонатного вещества фораминифер), первоначальные тафоценозы изменены избирательным растворением раковин различных видов. Эти комплексы значительно отличаются от прижизненных, и их использование для палеогеографических построений требует особой корректности. Ниже уровня карбонатной Анализ морской микрофауны 219 компенсации (глубины больше 4500-5000 м) раковины фораминифер отсутствуют. Другим фактором, искажающим количественные соотношения видов в тафоценозах, является перемешивание осадков бентосными организмами, которое может захватывать большой (до 10-15 см) верхний слой донных отложений. Ползающие и зарывающиеся бентофаги (полихеты, морские звезды, офиуры, моллюски, крабы и прочие) нарушают последовательность осаждения микрофоссилий. Интенсивность процессов перемешивания характеризуется коэффициентом диффузии и зависит от скорости осадконакопления. Признаком биотурбации в быстро накапливающихся осадках является червеобразная, пятнистая или брекчевидная текстура; при малых скоростях (пелагиаль) отложения однородные с пылеватой текстурой. При палеогеографической интерпретации биотурбированных тафоценозов необходимо знать мощность слоя перемешивания, отражающую тот временной интервал, за который происходит усреднение количественных данных. Разработаны специальные радиоизотопные методы определения толщины деятельного слоя биотурбированных осадков [Купцов, 1989; Smith et al., 1986/1987]. Широкое распространение на океанском дне, особенно у подножья континентальных склонов, имеют отложения суспензионных потоков. Тафоценозы микрофауны в этих районах также могут не соответствовать биоценозам. Фораминиферовые турбидиты характеризуются сортировкой раковин по форме и крупности в пределах одного суспензионного цикла: внизу плоские и крупные формы, наверху - самые тонкостенные и мелкие [Свальнов и др., 1978]. Таким образом, достоверная реконструкция прижизненных условий обитания фораминифер возможна только по тафоценозам, не искаженным седиментационными и постседиментационными процессами. А знание закономерностей формирования нарушенных погребенных комплексов микрофауны позволяет решать специальные палеогеографические задачи. Например, изучать историю фораминиферового лизоклина и тем самым циркуляцию придонных вод океана [Berger, 1978; Беляева, 1980], реконструировать содержание CO2 в океане и атмосфере [Лапенис, 1984], выявлять периоды активности суспензионных потоков, имеющих тектоническую причину. Наибольшую ценность для палеогеографических построений анализ планктонных фораминифер приобрел как достаточно надежный палеотемпературный метод. Использование фораминифер для реконструкции четвертичных палеотемператур основано на двух предпосылках: 1) большинство видов фораминифер адаптированы к узкому диапазону температур; 2) планктонные фораминиферы не претерпели существенных эволюционных изменений и смены экологических предпочтений в четвертичное время [Kandiano, 2003]. Соответственно, можно предположить, что похожие комплексы фораминифер соответствуют одним и тем же поверхностным температурам, а палеотемпературы могут быть определены путем сравнения ископаемых комплексов с современными. Первоначально палеотемпературная оценка океанских вод и стратиграфияотложений проводилась примитивно по обилию или отсутствию широко распространенного тропического вида Globorotalia menardii. Отложения с большим количеством этого вида относили к межледниковым, без него – к 220 Анализ морской микрофауны отложениям ледникового времени и, соответственно, к теплым или холодным водам. В 1964 году М.С. Бараш предложил идею фораминиферового количественного палеотемпературного метода, которая была реализована в работоспособный метод, проконтролированный изотопно-кислородным к 1970 году. Впоследствии он неоднократно модернизировался им и его учениками [Бараш, 1964, 1970, 1985, 1988; Бараш, Блюм, 1974, 1975; Блюм, 1982; Иванова, 1983, 1988; Бараш и др., 1989] без изменения основной идеи. Метод основан на изучении количественного распределения раковин видов фораминифер в поверхностном (современном) слое донных отложений морей и океанов в зависимости от температуры верхнего слоя вод. При разработке метода [Бараш, Блюм, 1974, 1975] прежде всего составлялся по возможности обширный банк данных, позволяющий устанавливать эмпирические связи распределения планктонной микрофауны и микрофлоры с любым фактором среды, т.е. в перспективе реконструировать соленость, плотность, биопродуктивность вод и т.п. Для этого: 1) В каждой пробе донных осадков с хорошей сохранностью тафоценозов проводился полный количественный подсчет по видам, и брались их относительные (процентные) содержатся, так как они наиболее близко отражают соотношения видов в биоценозах; 2) Строились карты процентных содержаний видов в осадках, они сравнивались с картами среднегодовых (среднемноголетних) изотерм верхнего слоя воды и, таким образом, выявлялась эмпирическая зависимость между концентрациями видов и температурой. При анализе этой связи виды были выстроены в температурный ряд (рис. 6.3). Для определения относительной тепловодности видов предложено [Бараш, Блюм, 1974] несколько соподчиненных критериев, что позволило получить очень чуткую индикацию температур по фораминиферам. Во-первых, принималось во внимание положение районов максимальной концентрации вида в том или ином интервале температур («ложные» максимумы, вызванные искажением тафоценоза в процессе избирательного растворения видов, отбрасывались). Во-вторых, учитывались тенденции изменения содержаний вида по направлению к районам с большими и меньшими температурами. И, наконец, рассматривались температурные пределы ареалов (вплоть до единичных находок). 3) В каждой отдельной пробе донных осадков содержится от нескольких до 25-28 видов, и предстояло установить закономерные связи между десятками переменных величин и температурой. Было предложено объединить виды, показывающие сходное отношение к температуре в так называемые климатические группы (рис. 6.4). Это упростило задачу, так как при интегрировании нескольких "температурных сигналов" суммарный сигнал усиливался и нивелировал "помехи" (влияние на количественное распределение фораминифер других экологических и седиментологических факторов); 4) Строение конкретных комплексов («танатоценозов») изображалось для наглядности в виде гистограмм, высота столбиков которых характеризовала процентное количество каждой климатической группы в исследованной пробе. Удобство использования гистограмм состоит также в том, что внутри "климатических столбиков" можно давать информацию о других факторах. Так, анализ соотношения устойчивых и неустойчивых к растворению видов позволил установить границы применения палеотемпературного метода для нарушенных растворением танатоценозов в котловинах Северной Атлантики [Блюм, 1982]; Анализ морской микрофауны 221 222 Анализ морской микрофауны Рис. 6.4. Распределение климатических групп видов планктонных фораминифер (АГ) в современных осадках различных климатических зон и соотношение этих групп в танатоценозах (Д) в зависимости от среднегодовой температуры поверхностного слоя воды (по Бараш, 1988). Группы: А – субполярная, (СП на рис. Д); Б – умеренная (У на рис. Д); В – субтропическая (СТ на рис. Д); Г – тропическая и экваториально-тропическая (штриховая линия) (Т и ЭТ на рис. Д). Климатические зоны: I – субполярная с подзонами полярной (Iа) и субполярной (Iб); II- умеренная; III – субтропическая с подзонами III-1 и III-2; IV – тропическая с подзонами тропической (IVа) и экваториальной (IVб). Расположив гистограммы в системе географических координат, можно выделить ряд типов танатоценозов (гистограмм), характеризующихся определенными соотношениями климатических групп видов и соответствующих природным зонам океана. В результате было выявлено, что границы распространения тана- Анализ морской микрофауны 223 тоценозов почти совпадали с положением тех или иных среднегодовых изотерм поверхностного слоя воды, кроме областей смешения резко различных по своим свойствам вод и районов с сильными (t > 6°) сезонными колебаниями температур. Типы танатоценозов были разделены на подтипы, которые, как оказалось, распространены на дне узкими субширотными полосами (рис. 6.5) в определенных интервалах среднегодовых температур диапазоном в 2-3°. Таким образом, была разработана актуалистическая основа палеотемпературного фораминиферового метода. Она была представлена сначала в виде ключевой таблицы связи типов и подтипов танатоценозов с температурой [Бараш, Блюм, 1975; Бараш, 1980, 1988; Иванова, 1983], а затем в виде суммарного графика соотношений климатических групп (см. рис. 6.4). Разработанный на примере Северной и Экваториальной Атлантики метод был распространен на другие районы Мирового океана: Южную Атлантику, Индийский океан, Тихий океан, Средиземное, Японское, Берингово и Южно-Китайское моря. Оказалось, что для центральных частей океанских круговоротов характерны танатоценозы со структурами, близкими к "атлантическим". Определение палеотемператур по таким танатоценозам сводится к подбору в таблице (на графике) температуры, соответствующей данному соотноше- 224 Анализ морской микрофауны нию климатических групп. В краевых частях круговоротов, фронтальных зонах, а также в большинстве изученных окраинных и полуизолированных морей развиты так называемые "контрастные" танатоценозы [Оськина, Блюм, 1984]. Температуры по ним подсчитываются как среднее арифметическое между условно зимними, полученными по самой холодноводной для данного места климатической группе, и условно летними, определенными по самой тепловодной группе. Возможность применения «атлантической» таблицы (графика) для этих регионов оценивалась по степени соответствия подсчитанных по таблице температур реальным гидрологическим. Для оценки точности разработанного метода и его региональных модификаций использован регрессионный анализ. Она составила в разных районах от ±1,17 до ±1.9 на 80 % - ном доверительном уровне при чувствительности около 0.5° [Бараш и др., 1989]. Описанный палеотемпературный метод получил практическое применение: по нему полечены сотни палеотемпературньпх кривых для колонок четвертичных донных отложений и на их основе предложена высокоразрешаюшая климатостратиграфическая шкала; построены карты палеоизотерм поверхностной воды Мирового океана для времени максимума последнего оледенения и оптимума межлелниковья, сделаны региональные палеотемпературные схемы для оптимума голоцена, позднего дриаса, межстадиала последнего оледенения. Разрабатывается модификация факторного анализа - метод "сплайновой интерполяции" (Юшина, 1989; Barash, Yushina, 1999). В 1971 г. Имбри и Кипп был предложен метод, аналогичный по сути, но использующий компьютерную технику с применением факторного анализа. Несколько позже были предложены и другие математические приемы. Наиболее часто применяемыми являются метод переходных функций (TFT – Transfer Function Technique) и аналоговый метод (МАТ – Modern Analogue Technique и его разновидности SIMMAX (Similarity Maximum), SIMMAXndw (non-distanceweighted), RAM (Revised Analogue Method) [Imbrie, Kipp, 1971; Hutson, 1980; Prell, 1985; Pflaumann et al., 1996; Waelbrock et al., 1998]. В конце 1990-х годов М.С. Барашом и И.Г. Юшиной был предложен метод, где использовалась сплайновая интерполяция. В последнее время разрабатывается метод искусственной нейронной сети (ANN – Artificial Neural Networks) [Malmgren et al., 2001; Kuchera et al., 2005]. С описанием и сравнением методов можно ознакомиться в ряде публикаций [Wefer et al., 1999; Mix et al., 2001; Pflaumann et al., 2003; Kandiano, 2003; Weinelt et al., 2003; Kuchera et al., 2005; Иванова, 2006 и многих других]. Наиболее простое уравнение, связывающее процентное содержание видов и температуру может быть представлено в общем виде как T(est)=Σ(pi x Ti)/ Σ(pi), где T(est) – определяемая температура, pi – процентное содержание вида i, Ti – температура, при которой вид i наиболее многочисленен [Berger, 1971]. Дж. Имбри и Н.Г. Кипп [Imbrie, Kipp, 1971] предложили использовать факторный анализ и регрессию для получения уравнений переходных функций, позволяющие использовать данные по процентному содержанию планктонных фораминифер для расчета палеотемператур. Согласно этому методу, каждый современный образец, содержащий фораминиферы, представляет собой смесь факторных нагрузок, соответствующих идеализированным «конечным» (end-member) сообществам. То есть все виды планктонных фораминифер из базы данных подразделяются на несколько ассоциаций (факторов) методом главных компонент в результате чего получаются два вида Анализ морской микрофауны 225 зависимых величин: факторные счеты и факторные нагрузки. Величины счетов показывают вклад каждого вида в каждый фактор (ассоциацию), а значения факторных нагрузок соответствуют вкладу фактора в образец. Счеты и нагрузки размерностью >0.4 считаются значимыми. После создания матрицы в процессе калибровки эти факторные нагрузки привязываются к базе данных по распределению поверхностных температур с помощью множественной регрессии. Палеотемпературы рассчитываются по полученным уравнениям. Таким же путем можно привязывать данные по ассоциациям планктонных фораминифер к другим характеристикам океанской поверхности. Основная предпосылка этого метода состоит в том, что современные особенности расселения и численности организмов контролируются теми же механизмами, которые определяют изменения во времени в каждой из исследуемых колонок. Теоретически, определение среднегодовых поверхностных температур с использованием статистических переходных функций не требует того, чтобы фауна обитала на поверхности океана, или чтобы он жила в течение всех сезонов года, и даже того, чтобы она напрямую, механистически, контролировалась температурой. Однако, метод требует, чтобы вне зависимости от того, какие свойства реально контролируют распределение видов, они должны быть линейно привязаны к поверхностным температурам. С помощью этой методики в 70-80-е годы были рассчитаны поверхностные палеотемпературы океана времени последнего ледникового максимума (18000 14С лет назад) участниками проекта CLIMAP (Climate: Long range Investigation, Mapping, and Prediction) [CLIMAP, 1976, 1981]. При использовании аналогового метода поверхностные палеотемпературы рассчитываются напрямую как статистическое отклонение ископаемых комплексов от образцов из современной экспериментально откалиброванной по температуре базы данных. При этом выбираются несколько наиболее близких образцов (best analogs), и палеотемпература определяется как средняя взвешенная от наиболее близких современных значений температур из выбранных образцов. В отличие от переходных функций, аналоговый метод дает возможность реконструировать всю совокупность свойств среды, связанную с фаунистической популяцией, представленной в поверхностном образце. Ошибка статистических методов определения палеотемператур колеблется в пределах ±0.8-1.7°С [Mix et al., 2005]. Все статистические методы определения палеотемператур зависят от обширности используемой базы данных по современным поверхностным образцам, привязанным к поверхностным температурам океана, которые берутся из атласов океана [Levitus, Boyer, 1994; WOA, 1998]. Обычно под поверхностной температурой понимается температура воды на глубине 10 м [Kuchera et al., 2005]. Рост точности палеотемпературных определений зависит от улучшения современной базы данных за счет добавления новых поверхностных образцов, предпочтительнее из ненарушенных кернов больших дночерпателей и мультикореров, и унификации таксономических определений. В связи с проблемой обнаружения среди фораминифер криптических (скрытых) видов, т.е. морфологически неразличимых, но генетически разных видов [Huber et al., 1997; Darling et al., 2000], возрастает необходимость создания географически и экологически детерминированных баз данных [Kuchera et al., 2005]. При этом важен экологический охват, т.е. чтобы как можно большее количество характеристик среды было отражено в базе данных, и чем меньше будет при этом географический охват, т.е. размер территории расположения образцов, тем меньше будет искажение данных за счет уменьшения генетического и экологического разнообразия, уменьшения ошибки из-за разницы в принятых таксономических определе- 226 Анализ морской микрофауны ниях, меньшего влияния вторичных экологических факторов (соленость, содержание биогенов), уменьшения влияния тафономических процессов [Kuchera et al., 2005]. Важен и возрастной контроль поверхностных образцов, чтобы они были как минимум голоценового возраста. Образцы наивысшей категории 1 и 2 имеют подтвержденный радиоуглеродным датированием возраст, не превышающий, соответственно, 2 и 4 тысячи лет [Kuchera et al., 2005]. Таких образцов пока не очень много, но тем не менее, например, в современной базе данных для Северной Атлантики, используемой проектом MARGО (Multiproxy Approach for the Reconstruction of the Glacial Ocean Surface), их около 15% [Kuchera et al., 2005]. Данный проект, как следует из его названия, использует разные техники определения палеотемператур океана ледникового возраста (23-19 кал. тыс. л. н.), включающие SIMMAX, SIMMAXndw, RAM и ANN, для географически разных территорий – Северной и Южной Атлантики и Тихого океана [Kuchera et al., 2005; MARGO, 2009]. Подобный же подход с использованием нескольких статистических методов определения палеотемператур времени последнего ледникового максимума по планктонным фораминиферам (а также по радиоляриям и диатомовым водорослям) использовался и участниками проекта GLAMAP 2000 (Glacial Atlantic Ocean Mapping) [Sarnthein et al., 2003, Pflaumann et al., 2003; Weinelt et al., 2003]. Точность определения палеотемператур уменьшается в сторону самых высоких и самых низких значений температурного ряда. Так, например, в субарктических и арктических районах резко уменьшается разнообразие видов, и сообщество планктонных фораминифер во фракции >150 мкм, используемой в TFT и MAT, представлено одним видом Neogloboquadrina pachyderma sin. в диапазоне температур от отрицательных значений до примерно 7°С [Kandiano, 2003]. Показано, что этих районах важную палеоклиматическую информацию можно получить при анализе более мелких фракций (80-150 мкм) и изучая содержание редких видов [Kandiano, 2003; Bauch, Kandiano, 2007]. Так, например, анализ содержания трех видов «настоящих» субполярных видов (Turborotalita quinqueloba, Globigerina bulloides, Globorotalia scitula), привязанных к сезонно-свободным ото льда районам, в образцах времени последнего ледникового максимума из северной части Северной Атлантики показало отсутствие постоянного ледового покрова в Норвежском море [Kuchera et al., 2005]. Еще одной возможностью повысить точность определения палеотемператур в районах высоких широтах с низкими температурами – это проводить подсчет и определение большего количества экземпляров в поверхностных образцах (несколько тысяч вместо обычных 300), так чтобы учесть как можно больше относительно редких, но экологических важных видов [Mix et al., 2001]. Методические ограничения фораминиферового палеотемпературного анализа касаются также корректного его использования для танатоценозов, искаженных избирательным растворением раковин различных видов, либо для комплексов, подвергшихся диагенетическим преобразованиям в толще осадков. Величину растворения определяют по ряду признаков: карбонатности осадков, визуальной оценки сохранности прижизненного облика раковин, соотношению устойчивых и неустойчивых к растворению видов ("индекс растворения"), соотношению целых раковин и фрагментов ("степень растворения"), соотношению планктонных и бентосных фораминифер и соотношению известковых и кремниевых микрофоссилий. В районах с низкими скоростями осадконакопления существенное изменение состава комплексов планктонных фораминифер из поверхностных осадков может вносить биотурбация. Вопрос о границах применения метода при изменениях первоначаль- Анализ морской микрофауны 227 ных танатоценозов решается в каждом конкретном случае отдельно. В заключение можно сказать, что в настоящее время существуют два основных метода картирования распределения поверхностных палеотемператур океана: метод, основанный на процентном содержании видов планктонных фораминифер с использованием различных статистических приемов обработки данных, и методы, основанные на органической геохимии, использующие различные типы индексов ненасыщенности алкенонов (Uk’37) [Mix et al., 2001]. Изотопно-кислородные данные по планктонным фораминиферам используются как дополняющие к температурным реконструкциям, потому что они испытывают существенное влияние вариаций объема континентальных льдов и свойств местных водных масс. Развиваются также методы неорганической химии, использующие элементарные отношения Sr/Ca, Mg/Ca, U/Ca в арагонитовых кораллах или кальцитовых раковинах планктонных или бентосных фораминифер для определения палеотемператур [Mix et al., 2001]. 6.2. Радиолярии Радиолярии - разнообразная группа планктонных саркодовых простейших со сложным скелетом, построенным из кремнезема или сульфата стронция. Размер организмов от 30 до 400 мкм. Из трех крупных отрядов радиолярий два плохо сохраняются в осадках и поэтому не имеют палеоэкологического и биостратиграфического значения. Третья группа строит скелеты из кристаллографически аморфного опала и составляет значительную часть морских микрофоссилий. Известно около 300 современных видов радиолярий, а всего из современных и древних осадков описано примерно 7000 видов. Хотя биология кремневых радиолярий мало известна, информация о распространении живых организмов в воде и их ископаемых микроостатков из донных отложений [Lozano, Hays, 1976; Nigrini, 1970; Петрушевская, 1986; Кругликова, 1981; Bjørklund, Kruglikova, 2003] свидетельствует о том, что радиолярии во многих отношениях похожи на планктонных фораминифер. Они также населяют поверхностные (50-200 м) воды, но некоторые таксоны живут гораздо глубже (до 1500 м). В отличие от планктонных фораминифер, радиолярии редко попадают в прибрежные воды, т.к. их экологическое пространство расположено несколько глубже, чем фораминиферовое, поэтому они почти не встречаются в разрезах прибрежно-морских отложений на суше. Радиолярии открытого океана разнообразны, а микрофауна окраинных и полуизолированных бассейнов характеризуется обедненными комплексами с большой степенью доминантности отдельных видов. Об экологии видов радиолярий и лимитирующих факторах их распределения известно мало, но установлено, что они, так же как и фораминиферы, распространены по предпочтительным глубинам, и каждая глубинная группа ("крупный таксон") характеризуется определенными морфологическими особенностями скелетов (морфотипами). Различие морфотипов у радиолярий, как и у фораминифер, связано с плавучестью и плотностью вод, т.е. наблюдается четкая морфологическая адаптация организмов к планктонному образу жизни в разнообразных условиях. Достаточно полно изучены биогеографические закономерности распространения радиолярий: составлены списки видов, характерных для различных водных масс и выделены климатические группы [Nigrini, 1970; Casey, 1971]. Интересны особенности процессов седиментации скелетов радиолярий. В отличие от фораминифер, большая часть кремневых микроостатков растворяется в Анализ морской микрофауны 228 толще вод океана (верхний 1000-метровый слой). Расчеты для экваториальной Пацифики [Кеннетт, 1987] показали, что дна в этом районе достигает лишь 5 весовых процентов биогенного опала, продуцируемого в поверхностных водах. Скелеты продолжают растворяться и на дне и в толще осадков. Лучше всего биогенный опал сохраняется в осадках под высокопродуктивными поверхностными водами (районы апвеллингов, экваториальной дивергенции, умеренных гумидных зон). В этих районах тафоценозы наиболее соответствуют биоценозам. Кремневая микрофауна образует также "ложные" максимумы на глубинах, близких к критической глубине карбонатонакопления; между фораминиферовым лизоклином и КГК. Некоторые отличительные особенности делают радиолярий группой, полезной для палеоэкологических и палеогеографических исследований. Имея относительно прочные опаловые скелеты, радиолярии хорошо сохраняются в осадках там, где другие микрофоссилии сильно корродированы или отсутствуют. Видовое разнообразие радиолярий, особенно в полярных областях (до 30 видов), делают эту группу ценной для анализа количественной связи между видами и условиями среды. По материалам радиолярий развивают такие же палеоэкологические методы, как по другим планктонным микроорганизмам, и получают сходную палеоокеанологическую информацию: палеотемпературный метод "крупных таксонов" [Кругликова, 1979], факторный палеотемпературный анализ [Morley, 1979; Moore, Gail, 1981; Кругликова, Юшина, 1987; Matul, Yushina, 1999]. Однако, несмотря на большие возможности этих методов, выполнены лишь единичные обобщающие палеогеографические построения по радиоляриям [Moore, Gail, 1981; Матуль, 1993, 2007]. 6.3. Птероподы и гетероподы Птероподы и гетероподы - планктонные гастроподы, имеющие различной формы раковины, либо бесскелетные мягкие организмы, широко распространенные в поверхностном планктоне Мирового океана. Размеры раковин колеблются в пределах от 0,3 до 10 мм. Нога гастропод превратилась у этих животных в своеобразные крылья ("морские бабочки"), что обеспечивает их передвижение в толще воды и помогает добывать пищу. Скелетные птероподы включают в себя около 80 ныне живущих видов [Herman, 1981]. Раковины птеропод очень хрупки и состоят из арагонита, поэтому они относительно редко встречаются в донных отложениях. Экологические особенности и закономерности их распределения изучены преимущественно на примере живых организмов в планктонных ловах. Распространение птеропод, так же как и других групп планктонной микрофауны, контролируется температурой, соленостью, освещенностью, наличием кислорода и пищи [Be, Gilmer, 1977; Herman, 1981]. Они могут жить при температурах от 4 до 35°, но большинство видов предпочитает диапазон 12º. Соленость является для птеропод более важным лимитирующим фактором, причем выделяются эвригалинные (24-40‰) и стеногалинные формы: многие виды обитают только в условиях повышенной солености в некоторых районах Мирового океана и в морях аридной зоны (Красное, Средиземное моря и Мексиканский залив); высокоширотные виды живут в условиях относительно пониженной солености (30-33‰). В прибрежных районах Мирового океана на малых глубинах птеропод мало из-за нестабильности условий, за исключением мелководных районов прибрежных апвеллингов с богатой пищей. Для палеоэкологических и палеогеографических построений важно учитывать особенности вертикального распространения птеропод. Их экологическая ниша охватывает как поверхностные, так и промежуточные (до 1500 м) водные Анализ морской микрофауны 229 массы. Однако при систематических наблюдениях устанавливаются предпочтительные глубины обитания тех или иных видов [Be, Gilmer, 1977]. Для характеристики вертикального распределения видов используются несколько статистических параметров: средний уровень обитания, средние дневной и ночной уровни и нижний предел распространения. Очень большое значение для экологии крылоногих моллюсков имеют суточные вертикальные миграции. Так, возможная для многих видов скорость перемещения 7-14 см/сек [Be, Gilmer, 1977], приводит к их парению в течение суток в 200-300метровом столбе вод, и организм за один день оказывается в самых разных гидрофизических условиях. В отличие от планктонных фораминифер, ювенильные особи большинства видов живут на 50-250 м глубже, чем зрелые. Все эти обстоятельства следует учитывать при палеоэкологической интерпретации изотопно-кислородных данных по птероподам. Сведения об экологии видов и биогеографические закономерности их распределения в воде приведены в ряде публикаций [Be, Gilmer, 1977; Иванова, 1983, 1988]. Имеются данные о распространении 24 видов птеропод в связи с условиями их жизни (температурой, соленостью, средней глубиной обитания, наличием или отсутствием суточных миграций), составлена схема вертикального распространения многих видов [Иванова, 1988], изучена сезонная смена видов планктонных гастропод [Chen, Be, 1964; Herman, 1981], построен палеоширотный (аналог палеотемпературного) ряд птеропод и сделана попытка сгруппировать виды в климатические группы. Однако четкой широтной зональности распределения как у фораминифер у птеропод установить не удалось. Закономерности формирования тафоценозов планктонных гастропод отличаются от седиментации планктонных фораминифер. Относительно крупные раковины птеропод быстрее достигают дна, но хрупкие и тонкие скелеты больше подвержены механическому и химическому разрушению. Арагонит, менее устойчивый чем кальцит против растворения, начинает растворяться с глубин 700-1500 м, "птероподовый лизоклин" расположен почти на 1000 м выше фораминиферового [Вгоескеr, Takahashi, 1978]. Скелеты птеропод практически отсутствуют в осадках глубже 2500-3500 м. Поэтому тафоценозы раковинных крылоногих моллюсков не соответствуют биоценозам ни по качественному, ни по количественному составу. В связи с этим, палеогеографические реконструкции по птероподам основаны преимущественно на палеоэкологическом анализе отдельных видов. Хотя птероподы и гетероподы достоверно известны начиная с эоцена, их ископаемые раковины встречаются только в четвертичных отложениях. В этом состоит их ценность для палеогеографических реконструкций. Их широко используют при палеоклиматических исследованиях плейстоцена в окраинных и полуизолированных бассейнах тропического пространства, таких как Средиземное море, Красное море и Аденский залив, Мексиканский залив [Herman, 1981; AlmogiLabin, 1982; Иванова, 1988]. Обилие планктонных гастропод увеличивается в отложениях, соответствующих ледниковым периодам, вероятно, из-за понижения критической глубины растворения арагонита [Кеннетт, 1987]. Установлена возможность применения птеропод для изотопно-кислородного анализа, но его результаты используются пока только для региональной изотопностратиграфической корреляции. Данные но распределению видов птеропод в отложениях открытого океана и в окраинных и полуизолированных бассейнах полезны для сопоставления палеогеографических событий на обширных акваториях и, особенно, для изучения изменений аридности климата в субтропических и тропических широтах. Анализ морской микрофауны 230 6.4. Остракоды Остракоды - специализированные мелкие (0,5-2 мм) ракообразные, мягкое тело которых заключено в двустворчатую раковину, защищающую его от хищников и от механического воздействия подвижного субстрата. Большинство остракод ведут бентосный образ жизни и обитают на водорослях, камнях, эпибионтных беспозвоночных и на поверхности грунта, известны и зарывающиеся формы. Планктонные виды редки. Остракоды встречаются в пресных (реки, озера, сезонные водоемы), солоноватоводных (дельты рек, лиманы, лагуны, прибрежные участки морей), морских нормально-соленых бассейнах и гиперсоленых водах [Николаева, 1989; Микропалеонтология, 1995]. По типу питания остракоды весьма разнообразны, многие из них принадлежат к группе всеядных. Некоторые питаются по преимуществу водорослями, другие являются детритофагами, некоторые – типичными трупоедами, но многие виды относятся к сестонофагам [Микропалеонтология, 1995]. Раковина состоит из богатого хитиноидным веществом кальцита с примесью магнезиального кальцита. Следует иметь в виду, что известь для формирования своей раковины остракоды получают с пищей, а не усваивают из воды [Николаева, 1989]. Классификация этой группы микрофауны основана на характеристиках раковины, которые меняются в течение онтогенеза и различаются у особей разного пола (половой диморфизм). К этим характеристикам относятся: размер, внешний контур, выпуклость створок, способ их соединения, орнамент и текстура поверхности. Между гидродинамическими условиями среды и строением раковин существует функциональная связь, проявляющаяся в размерах и прочности скелета. Пресноводные формы в спокойной воде имеют, как правило, гладкие тонкие раковинки, виды различаются размерами организмов, формой и строением мускульных отпечатков на внутренней поверхности створок. Известно около 80 современных пресноводных видов. Мелководные морские формы более грубы, обычно имеют на раковине мало шипов и крупный сетчатый рисунок. На илистых грунтах встречаются как зарывающиеся гладкие формы, так и эпифаунные виды с бугорчато-шиповатой скульптурой, препятствующей глубокому погружению в ил. Насчитывается около 30 семейств мелководных остракод. Глубоководные формы морфологически сложны и несут на створках причудливую орнаментацию. Известно около 50-60 четко различающихся современных глубоководных видов. По отношению к солености остракоды – одна из самых толерантных групп среди всех когда-либо существовавших гидробионтов [Николаева, 1989; Frenzel, Boomer, 2005]. Поэтому у этой группы микрофауны большие перспективы для сопоставления палеогеографических событий "континент-шельф-океан", так как возможно построение непрерывных корреляционных рядов отложений от континентальных пресноводных бассейнов до океанских глубин. Их видовое разнообразие увеличивается с возрастанием солености. Изучение комплексов ископаемых остракод из детально датированных ускорительным радиоуглеродным методом позднеплейстоценовых и голоценовых отложений внешнего шельфа моря Лаптевых выявило четкую трансгрессивную последовательность их смены от эстуарных таксономически бедных солоноватоводных сообществ начала затопления шельфа к современным разнообразным в видовом отношении комплексам внешнего шельфа [Taldenkova et al., 2005, 2008; Stepanova, 2006]. Морские остракоды, хотя и обнаруживают связи с температурой и другими параметрами среды, все же считаются космополитами [Benson, 1975]. В общем, для Ми- Анализ морской микрофауны 231 рового океана выделяются два основных глобальных типа фауны остракод [Benson, 1975]. «Психрофильная» (холоднолюбивая) фауна распространена на глубинах больше 500 м. В районах апвеллингов и в высоких широтах она поднимается на меньшие глубины. Среди психрофильных комплексов различают две больших группы, распространение которых разделено изобатой 2000 м и изотермой 4-6° С. «Термофильная» фауна обитает на высоких батиметрических уровнях морей в менее плотных водах c температурой выше 10º С. Закономерности захоронения и формирования тафоценозов остракод такие же, как у бентосных фораминифер. Однако, из-за присутствия в раковинах значительного количества хитинового вещества и MgСО3, они более подвержены растворению. Кроме того, число створок остракод в тафоценозах, не подверженных растворению, завышено по сравнению с живыми популяциями из-за неоднократных линек ракообразных в течение онтогенеза. Но в то же время, количество остракод в осадке намного меньше, чем фораминифер, однако в большинстве случаев достаточно для статистической обработки численных параметров. По методам палеогеографической интерпретации получаемых данных остракоды также близки к бентосным фораминиферам. На протяжении четвертичного периода остракоды не претерпели существенных изменений в эволюционном развитии, однако чередование ледниковых и межледниковых, трансгрессивных и регрессивных эпох нашло отражение в последовательной смене сообществ остракод, в особенности выраженных в континентальных солоноватоводных водоемах типа Каспийского и Черного морей [Николаева, 1989]. Так, по ним имеются региональные реконструкции температуры и солености древних бассейнов, показано влияние климатических изменений на разнообразие и численность глубоководных остракод [Cronin, Dowsett, 1990; Cronin et al., 1994, 1995, 1999; Didié et al., 2002; Yasuhara, Cronin, 2008]. В последнее время активно разрабатывается метод определения палеотемператур по соотношению Mg/Ca в раковинах остракод, позволившее определить наличие изменений температуры глубинных вод океана [Dwyer et al., 1993, 2000; Cronin et al., 2000]. В сочетании с данными об изотопно-кислородном составе тех же самых раковин это позволяет определить палеоизотопный состав вод океана и вариации солености. ЛИТЕРАТУРА: Бараш М.С. Экология планктонных фораминифер в северной части Атлантического океана и их значение для стратиграфических исследований//Труды ин-та океанологии АН СССР. 1964. Т. 65. С. 229-258. Бараш М.С. Планктонные фораминиферы в осадках Северной Атлантики. М.: Наука. 1970. 103 с. Бараш М.С. Четвертичные палеотемпературы океанов и некоторые палеогеографические реконструкции//Современные проблемы геологии морей и океанов. М.: Наука. 1980. С. 102-128. Бараш М.С. Реконструкция четвертичных палеотемператур океанов по планктонным фораминиферам // Методы реконструкции палеоклиматов. М.: Наука. 1985. С. 134-141. Бараш М.С. Четвертичная палеоокеанология Атлантического океана. М.: Наука. 1988. 272 с. Бараш М.С, Блюм Н.С. Распространение видов планктонных фораминифер в осадках Атлантического океана в зависимости от температуры воды. // Микропалеонтология морей и океанов. М.: Наука. 1974. С. 138-149. Бараш М.С, Блюм Н.С. Современные танатоценозы планктонных фораминифер Северной и Экваториальной Атлантики. // Океанология, т. 15. Вып. 1. 1975. С. 108115. Бараш М.С, Блюм Н.С, Бурмистрова И.И. и др. Неоген-четвертичная палео- 232 Анализ морской микрофауны океанология по микропалеонтологическим данным. М.: Наука. 1989. 285 с. Беляева Н.В. Распространение планктонных фораминифер в воде и в осадках Индийского океана // Труды ин-та океанологии АН СССР. М.: Наука. 1964. Т. 68. С. 12 - 83. Беляева Н.В. Положение фораминиферового лизоклина в разных зонах Тихого океана//Литология и полезные ископаемые. 1980. №2. С. 11-16. Блюм Н.С. Палеотемпературные реконструкции по планктонным фораминиферам для плейстоцена различных районов Мирового океана. Автореферат дисс. на соиск. уч.ст. кандидата геогр. наук. М.: 1982. 24 с. Бурмистрова И.И. Глубоководная циркуляция в юго-западной Атлантике и южной части Индийского океана в плейстоцене // Неоген-четвертичная палеоокеанология по микропалентологическим данным. М.:Наука. 1989. С. 209 – 213. Иванова Е.В. О палеотемпературном анализе по планктонным фораминиферам // Океанология. 1983. Т. 23. Вып. 3. С. 456-467. Иванова Е.В. Позднечетвертичная палеоокеанология Индийского океана (по планктонным фораминиферам и птероподам). М.: ИО АН СССР. 1988. 139 с. Иванова Е.В. Птероподы как индикаторы палеосреды // Океанология. 1983. Т. .23. № 5. С. 839-845. Иванова Е.В. Глобальная термохалинная палеоциркуляция. М.:Научный Мир. 2006. 320 с. Кеннетт Д.П. Морская геология. М.: Мир, 1987 .Т. 2. 383 с. Корсун С.А., Погодина И.А., Тарасов Г.А., Матишов Г.Г. Фораминиферы Баренцева моря (гидробиология и четвертичная палеоэкология). Апатиты: Кольский научный центр РАН. 1994. 136 с. Кругликова С.Б. Некоторые черты экологии и распространения современных и кайнозойских радиолярий // Систематика, эволюция и стратиграфическое значение радиолярий. М.: Наука. 1981. С. 118-139. Кругликова С.Б. Характерные черты распределения радиолярий в отложениях Тихого океана и окраинных морей // Ископаемые и современные радиолярии. Л.: ЗИН АН СССР. 1979. C. 42-51. Кругликова СБ., Юшина И.Г. Использование таксонов высокого ранга радиолярий для палеореконструкций методом факторного анализа // Изв. АН СССР. сер. геол. 1987. №2. С. 128-130. Купцов В.М. Методы хронологии четвертичных отложений океанов и морей. М.:Наука. 1989. 288 с. Лапенис А.Г. Связь парциального давления углекислого газа в атмосфере с уровнем критической глубины карбонатонакопления в океане//Метеорология, гидрология. 1984. № 9. С. 4-12. Лисицын А.П. Осадкообразование в океанах. М.: Наука. 1974. 438 с. Лукашина Н.П. Бентосные фораминиферы и их связь с водными массами на порогах Северной Атлантики//Океанология. 1987. Т. 27. № 2. С. 273-279. Лукашина Н.П. Палеоокеанология Северной Атлантики в позднем мезозое и кайнозое и возникновение современного глобального термогалинного конвейера по данным изучения фораминифер. Диссертация на соиск. уч. ст. доктора геол.-мин. наук. М. 2007. 267 с. Матуль А.Г. Палеоэкология радиолярий и позднеплейстоценовая палеоокеанология Северной Атлантики//Стратиграфия осадков и палеоокеанология Мирового океана. М.:Наука. 1993. С. 66-75. Матуль А.Г. Четвертичная биостратиграфия и палеоокеанология Охотского моря и других субарктических районов. Автореферат дисс. на соиск. уч. ст. доктора геол.-мин. наук. М. 2007. 38 с. Микропалеонтология. М.:Изд. МГУ. 1995. 256 с. Николаев С.Д., Блюм Н.С., Николаев В.И. Палеогеография океанов и морей в кайнозое (по изотопным и микропалеонтологическим данным)//Палеогеография. Т. 6 (Итоги науки и техники ВИНИТИ АН СССР). М. 1989. 196 с. Николаева И.А. Практическое руководство по микрофауне СССР. Т. 3, Остракоды кайнозоя//Л.:Недра. 1989. 235 с. Оськина Н.С., Блюм Н.С. Структура танатоценозов планктонных фораминифер как индикатор океанских круговоротов и фронтов//Океанология. 1984. Т. 24. № 6. С. Анализ морской микрофауны 233 942-947. Петрушевская М.Г. Радиоляриевый анализ. Л.:Наука. 1986. 200 с. Саидова Х.М. Бентосные фораминиферы Мирового океана. М.: Наука. 1976. 153 с. Свальнов В.Н., Беляева Н.В., Демиденко Е.Л. и др. Комплексные исследования турбидитов в восточной части Индийского океана// Морская микропалеонтология. М.: Наука. 1978. С. 92-115. Хусид Т.А., Поляк Л.В. Биогеография бентосных фораминифер Северного Ледовитого океана// Неоген-четвертичная палеоокеанология по микропалентологическим данным. М.:Наука. 1989. С. 42-50. Юшина И.Г. Реконструкция условий палеосреды по планктонным фораминиферам методом факторного анализа и сплайновой интерполяции//Океанология. 1989. Т. 29. № 4. С. 619-624. Almogi-Labin A. Stratigraphic and paleoceanographic significance of Late Quaternary pteropods from deep sea cores in the Gulf og Aqaba (Elat) and northernmost Red Sea // Mar. Micropaleont. 1982. V. 7. N 1 . P. 53 – 72. Barash M.S., Yushina I.G. Reconstructions of the Quaternary North Atlantic paleohydrological variability by means of planktic foraminifera data (method of factor analysis and spline interpolation)//German-Russian Coopperation: Biogeographic and biostratigraphic investigations on selected sediment cores from the Eurasian continental margin and marginal seas to analyze the Late Quaternary climatic variability (Spielhagen R.F., Barash M.S., Ivanov G.I., Thiede J., eds). Berichte zur Polarforschung. 1999. V. 306. P. 5-34. Bauch H.A., Kandiano E.S. Evidence for early warming and cooling in North Atlantic surface waters during the last interglacial//Paleoceanography. 2007. V. 22. PA1201, doi:10.1029/2005PA001252 Be A.W.H. An ecological, zoogeographic and taxonomic review of recent planktonic foraminifera // Oceanic micropaleoneology (Ramsay A.T.S., ed.). London: Academic Press. V. 1. 1977. P. 1-100. Be A.W.H., Hamlin W.H. Ecology of recent planktonic foraminifera: part 3 // Micropaleontol. 1967. V.13. N 1. P. 87-106. Be A.W.H., Tolderlund D.S. Distribution and ecology of living planktonic Foraminifera in surface waters of the Atlantic and Indian Oceans // The Micropaleontology of the Ocean (Thurnell B.M., Riedel W.R., eds.). Cambridge Univ. Press. 1971. P. 105- 149. Be A.W.H., Gilmer R.W. A zoogeographic and taxonomic review of euthccosomateous Pteropoda // Oceanic meaopaleontology (Ramsay A.T.S., ed.). London:Academic Press. V. 1. 1977. P. 733-808. Benson R.H. The origin of the psychrosphere as recorded changes of deep-sea ostracode assemblages // Lethaia. 1975. V. 8. P. 69 - 83. Веrgег W.H. Ecologic patterns of living planktonic foraminifera // Ibid. 1969. V. 16. N 1. P. 1-24. Berger W.H. Planktonic foraminifera: differencial production and expatriation off Baja Сalifornia // Limnology and Oceanography. 1970. V. 15. N 2. P. 183-204. Berger W.H. Sedimentation of planktonic foraminifera//Mar. Geol. 1971. Т 11. P. 325-358. Berger W.H. Sedimentation of deep-sea carbonate: maps and models of variations and fluctuations//J. Foraminiferal Res. 1978. V. 8. N 4. P. 286-302. Boltovskoy E. , Wright R. Recent Foraminifera//The Hauge:Junk . 1976. 515 p. Bjørklund K.R., Kruglikova S.B. Polycystine radiolarians in surface sediments in the Arctic Ocean basins and marginal seas//Marine Micropaleontology. 2003. V. 49. P. 231-273. Вгоeсkег W.S., Takahashi Т. The relationship between lysocline depth and in situ carbonate ion concentration // Deep-Sea Res. 1978. V. 25. P. 65-95. Caralp M.H. Quaternary calcareous benthic foraminifers Leg 80//Initial Reports of the DSDP. 1985. V. 80. P. 725-755. Carstens J., Hebbeln D., Wefer G. Distribution of planktic foraminifera at the ice margin in the Arctic (Fram Strait). Marine Micropaleontology. 1997. V. 29. N 3. P. 257-269. Casey R.E. The ecology and distribution of recent Radiolaria// Oceanic micropaleontology. V. 2. Ramsay A.T.S. (ed.). London:Academic Press. 1978. P. 809 – 846. Chen С., Be A.W.H. Seasonal distribution of euthecosomateous Pteropods in the susrface waters of life stations in the western North Atlantic // Bull. Mar. Sci. Caribb. 1964. 234 Анализ морской микрофауны V. 14. N 2. P. 185-220. CLIMAP Project Members. The surface of ice-age Earth//Science. 1976. V. 191. P. 1131-1137. CLIMAP Project Members. Seasonal reconstructions of the Earth’s surface at the Last Glacial Maximum//Geol. Soc. Amer. Map and Chart Ser. 1981. MC-36. Geol. Soc. of Amer. Boulder. Colorado. Cronin T.M., Dowsett H.J. A quantitative micropaleontologic method for shallow marine paleoclimatology: application to Pleistocene deposits of the Western North Atlantic Ocean// Mar. Micropaleont. 1990. N 2. P. 117-147. Cronin T.M., Holtz T.R.Jr., Whatley R.C. Quaternary paleoceanography of the deep Arctic Ocean based on quantitative analysis of Ostracods//Marine Geology. 1994. V. 119. P. 305-332. Cronin T.M., Holtz T.R.Jr., Stein R., Spielhagen R., Futterer D., Wollenburg J. Late Quaternary paleoceanography of the Eurasian Basin, Arctic Ocean//Paleoceanography. 1995. V. 10. P. 259-281. Cronin T.M., DeMartino D.M., Dwyer G., Rodriguez-Lazaro J. Deep-sea ostracode species diversity: response to late Quaternary climate change//Marine Micropaleontology. 1999. V. 37. P. 231-249. Cronin T.M., Dwyer G.S., Baker P.A., Rodriguez-Lazaro J., DeMartino D.M. Orbital and suborbital variability in North Atlantic bottom water temperature obtained from deep-sea ostracod Mg/Ca ratios//Palaeogeogr. Palaeoclim. Palaeoecol. 2000. V. 162. P. 4557. Darling K.F., Wade C.M., Stewart I.A., Kroon D., Dingle R., Legh Brown A.J. Molecular evidence for genetic mixing of Arctic and Antarctic subpolar populations of planktonic foraminifers//Nature. 2000. V. 405. P. 43-47. Deusser W.G., Ross E.H. et al. Seasonal changes species composition, number, mass, size and isotopic composition of planktonic foraminifera settling into deep Sargasso Sea // Palaeogeogr., Palaeoclim., Palaeoecol. 1981. V. 33. N 1-3. P. 103-127. Didié C., Bauch H.A., Helmke J. Late Quaternary deep-sea ostracodes in the polar and subpolar North Atlantic paleoecological and paleoenvironmental implications// Palaeogeogr., Palaeoclim., Palaeoecol. 2002. V. 184. P. 195-212. Dwyer G.S., Cronin T.M., Baker P.A., Raymo M.E., Buzas J.S., Corrége T. North Atlantic deepwater temperature change during Late Pliocene and Late Quaternary climatic cycle//Science. 1993. V. 270. P. 1347-1351. Dwyer G.S., Cronin T.M., Baker P.A., Rodriguez-Lazaro J. Changes in North Atlantic deep-sea temperature during climatic fluctuations of the last 25,000 years based on ostracode Mg/Ca ratios//Geochem., Geophys., Geosyst. 2000. doi:10.1029/2000GC000046. Emiliani С. Depth habitats of some species of pelagic Foraminifera as indicated by oxygen isotope ratios // Amer. J. Sci. 1954. V. 252. N 3. P. 149-158. Frenzel P., Boomer I. The use of ostracods from marginal marine, brackish waters as bioindicators of modern and Quaternary environmental change//Palaeogeogr., Palaeoclim., Palaeoecol. 2005. V. 225. P. 68-92. Hecht A.D. The oxygen isotypic record! of foraminifera deep-sea sediments // Foraminifera (Hedloy R..H., Adams L., eds). London: Acad. Press. 1976. V. 2. P.1-43. Hemleben С, Spindler M., Anderson R. Modern planktonic Foraminifera. London: Acad. Press. 1990. 363 p. Hemleben С., Spindler M., Breitinger I., Deuser W.G. Field and laboratory studies on the onthogeny and ecology of some globorotaliid foraminifera species from the Sargasso Sea of Bermuda // J. of Foram. Res. 1985. V. 15. N 4. P. 254-272. Herman I.R. Paleoclimatic and paleohydrologic record of Mediterranean deep-sea cores based on pteropods // Revista Esp. de Micropaleont. 1981. V. 13. N 2. P. 171-200. Hermelin O.J., Scott D.B. Recent benthic foraminifera from the central North Atlantic//Micropaleontology. 1985. V. 31. N 3. P. 199-210. Huber B.T., Bijma J., Darling K.F. Cryptic speciation in the living planktonic foraminifer Globigerinella siphonifera (d’Orbigny)//Paleobiology. 1997. V. 23. P. 33-62. Hutson W.H. The Agulhas current during the late Pleistocene: analysis of modern faunal analogs//Science. 1980. V. 207. P. 64-66. Imbrie J., Kipp N.G. A new micropaleontological method for quantitative paleoclimatology: application to Late Pletstocene Caribbean core // The Late Cenozoic Glacial Ages Анализ морской микрофауны 235 (Turekian K., ed.). 1971. New Haven, London. Yale University Press. P. 71-181. Kandiano E.S. Dynamics of the ocean surface in the Polar and Subpolar North Atlantic over the last 500 000 years. Berichte zur Polar und Meeresforschung. 2003. V. 456. 92 p. Kennett J.P., Houtz R..E. et al. Cenozoic paleooceanography in the Sothwest Pacific Ocean, Antarctic glaciation and the development of the circum Antarctic Current // Init. Rept. of DSDP. 1975. V. 29. P. 1155 – 1169. Kuchera M., Weinelt M., Kiefer T., Pflaumann U., Hayes A., Weinelt M., Chen M.T., Mix A.C., Barrows T.T., Cortijo E., Duprat J., Juggins S., Waelbroeck C. Reconstruction of sea-surface temperatures from assemblages of planktonic foraminifera: multitechnique approach based on geographically constrained calibration data sets and its application to glacial Atlantic and Pacific Oceans//Quat. Sci. Rew. 2005. V. 24. P. 951-998.. Levitus S., Boyer T.P. World Ocean Atlas. Temperature//NOAA. Washington DC. US Dep. Commerce. 1994. V. 4. 117 p. Lohmann G.P. Abyssal benthonic foraminifera as hydrographic indicators in the western South Atlantic Ocean // J. Foram. Res. 1978. V 8. N 1. P. 6-34. Lozano J.A., Hays J.D. Relationship of radiolarian assemblages to sediment types and physical oceanography in the Atlantic and western Indian Ocean sectors of the Antarctic Ocean//Investigation of late Quaternary paleoceanography and paleoclimatology (Cline R.M., Hays J.D., eds.). 1976. Mem. Geol. Soc. Am. V. 145. P. 303-336. Lutze G.F. Depth distribution of bentic foraminifera of the continental margin of NW Africa // Meteor. N32. 1980. P. 31 – 80. Malmgren B.A., Kuchera M., Nyberg J., Waelbrock C. Comparison of statistical and artificial neural network techniques for estimating past sea-surface temperature from planktonic foraminifer census data//Paleoceanography. 2001. V. 16. P. 520-530. MARGO Project Members. Constraints on the magnitude and patterns of ocean cooling at the Last Glacial Maximum//Nature Geoscience. 2009. V. 2. P. 127-132. Matul A.G., Yushina I.G. Radiolarians in North Atlantic sediments// GermanRussian Coopperation: Biogeographic and biostratigraphic investigations on selected sediment cores from the Eurasian continental margin and marginal seas to analyze the Late Quaternary climatic variability (Spielhagen R.F., Barash M.S., Ivanov G.I., Thiede J., eds). Berichte zur Polarforschung. 1999. V. 306. P.35-45. Mix A.C., Bard E., Schneider R. Environmental processes of the ice age: land, oceans, glaciers (EPILOG)//Quat. Sci. Rev. 2001. V. 20. P. 627-657. Moore Т.C., Gail L. Sea surface temperature changes in the Norh Pacific during the Late Miocene // Ibid. V. 6. 1981. P. 581-597. Morley J.J. A transfer tunction for estimating ра1еосеаnоgraphiс conditions based on deep-sea surface distribution and radiolarian assemblages in the South Atlantic // Quatern. Res. 1979. V. 12. P. 381-395. Murray J.W. Distribution and ecology of living benthic Foraminiferids// New York: Crane Russak and Co, 1973. 274 p. Nigrini C.A. Radiolarian assemblages in the North Pacific and their application to a study of Quaternary sediments in core V20-130//Geol. Soc. Amer. Mem. 1970. V. 126. P. 139-183. Pflaumann U., Duprat J., Pujol C., Labeyrie L.D. SIMMAX: A modern analog technique to deduce Atlantic sea surface temperatures from planktonic foraminifera in deep-sea sediments//Paleoceanography. 1996. V. 11. P. 15-35. Pflaumann U., Sarnthein M., Chapman M., d’Abreu L., Funnell B., Huels M., Kiefer T., Maslin M., Schulz H., Swallow J., van Kreveld S., Vautravers M., Vogelsang E., Weinelt M. Glacial North Atlantic: Sea-surface conditions reconstructed by GLAMAP 2000//Paleoceanography. 2003. 18(3), 1065, doi:10.1029/2002PA000774. Pisias N.G., Martinson D.G., Moore T.C. Jr., Shackleton N.J., Prell W., Hays J., Boden G. High resolution stratigraphic correlation of benthic oxygen isotopic record spanning the last 300,000 years // Mar. Geol. 1984. V. 56. P. 119 – 136. Prell W.L. The stability of low latitude sea surface temperatures: an evaluation of the CLIMAP reconstruction with emphasis on positive SST anomalies//Rep. TR 025. Washington DC. Dept. of Energy. 1985. 60 p. Sarnthein M., Winn K., Duplessy J.C., Fontugne M.R. Global variations of surface ocean productivity in low and mid latitudes: influence on CO2 reservoirs of the deep ocean 236 Анализ морской микрофауны and atmosphere during the last 21,000 years // Paleoceanography. 1988. V. 3. N 3. P. 361 – 399. Sarnthein M., Gersonde R., Niebler S., Задфгьфтт U., Spielhagen R., Thiede J., Wefer G., Weinelt M. Overview of Glacial Atlantic Ocean Mapping (GLAMAP 2000)//Paleoceanography. 2003. V. 18. N. 2. 1030. doi:10.1029/2002PA000769. Savin S.M., Douglas R.C. Stable isotope and magnesium geochemistry of recent planktonic foraminifera from the South Pacific // Geol. Soc. Amer. Bull. 1973. V. 84. N 7. P. 2327-2342. Shackleton N.J., Pisias N.Y. Atmospheric carbon dioxide, orbital forcing and climate //The carbon cycle and atmospheric CO2: natural variations Archean to Present. Geophys. Monogr. Ser., Washington D.C. 1985. V. 32. P. 303-317. Schnitker D. The deep waters of the west North Atlantic during the past 240000 yearsand the re-identification of the western boundary undercurrent//Marine Micropal. 1979. V. 4. N 3. P. 265-280. Smith J.N., Boudreau B.P., Noshkin V. Plutonium and 210Pb distribution in Northeast Atlantic sediments: subsurface anomalies caused by non-local mixing // Earth and Planet. Sci. Lett. 1986/1987. V. 81. P. 291-312. Stepanova A. Late Pleistocene-Holocene and recent Ostracoda of the Laptev Sea and their importance for paleoenvironmental reconstructions//Monograph Suppl. Issue of Russian Paleontological Journal. 2006. V. 40. N 2. P. 91-204. Streeter S.S. Bottom water and bentonic foraminifera in the North Atlantic- glacialinterglacial contrasts//Quat. Res. 1973. V. 3. P. 131-141. Streeter S.S., Belanger P.E., Kellog T.B., Duplessy J.C . Late Pleistocene paleoceanography of the Norwegian-Greenland Sea: benthic foraminifera evidence // Quaternary Res. 1982. V. 18. P. 72-90. Taldenkova E., Bauch H.A., Stepanova A., Dem’yankov S., Ovsepyan A. Last postglacial environmental evolution of the Laptev Sea shelf as reflected in molluscan, ostracodal and foraminiferal faunas//Global and Planetary Change. V. 48. N 1-3. P. 223-251. Taldenkova E., Bauch H.A., Stepanova A., Strezh A., Dem’yankov S., Ovsepyan Ya. Postglacial to Holocene history of the Laptev Sea continental margins: palaeoenvironmental implications of benthic assemblages//Quat. Int. 2008. V. 183. P. 40-60. Volkmann R. Planktic foraminifers in the outer Laptev Sea and the Fram Strait – modern distribution and ecology// J. of Foraminiferal Res. 2000. V. 30. P. 157-176. Waelbrock C., Labeyrie L., Duplessy J.-C., Guiot J., Labracherie M., Leclairew H., Duprat J. Improving past sea surface temperature estimates based on planktonic fossil faunas//Paleoceanography. 1998. V. 13. N 3. P. 272-283. Wefer G., Berger W.H., Bijma J., Fischer G. Clues to Ocean history: brief overview of proxies//Use of proxies in paleoceanography: examples from the South Atlantic (Fischer G., Wefer G., eds.). Berlin, Heidelberg:Springer. 1999. P. 1-68. Weinelt M., Vogelsang E., Kuchera M., M., Voelker A., Erlenkeuser H., Malmgren B.A. Variability of North Atlantic heat transfer during MIS 2//Paleoceanography. 2003. V. 18. N 3. 1071. doi: 10.1029/2002PA000772. WOA. World Ocean Atlas. 1998. Version 2, http://www.nodc.noaa.gov/oc5/woa98.html. Tech. rep. National Oceanographic Data Ceter. Silver Spring. Maryland. Yasuhara M., Cronin T.M. Climatic influences on deep-sea ostracode (Crustacea) diversity for the last three million years//Ecology.2008. V. 89. N 11. Supplement. P. S53S65. 7. МИКРОТЕРИОЛОГИЧЕСКИЙ МЕТОД (АНАЛИЗ МЕЛКИХ МЛЕКОПИТАЮЩИХ) 7.1. Характеристика метода Ископаемые мелкие млекопитающие отрядов: грызуны Rodentia (126 видов), зайцеобразные Lagomorpha (12) и насекомоядные Insectivora (40), рукокрылые Chiroptera (33) являются одними из наиболее распространенных отрядов млекопитающих Северной Евразии. На их долю в настоящее время приходится около двух третей видов, включая рукокрылых от ~400 видов всех млекопитающих, обитающих в Северной Евразии и прилегающих водных акваториях. Причем мелкие млекопитающие населяют все природные зоны: от арктической тундры до пустынь Средней Азии и высокогорных ландшафтов. Многие из них специализированны к строго определенным условиям окружающей среды, являются стенобионтами, распространенными на ограниченных территориях. Вследствие этого они могут служить хорошим индикатором конкретных природных условий и быть использованы при палеогеографических реконструкциях. Многочисленностью мелких млекопитающих объясняется и достаточная высокая встречаемость местонахождений их ископаемых остатков. Обширные сведения о видовом составе, геологогеографическом положении и возрасте местонахождений мелких млекопитающих были объединены в электронные базы данных. В настоящее время накоплен материал из более чем 4000 плейстоценовых и голоценовых местонахождений млекопитающих Северной Евразии. С помощью ГИС построены серии карт распространения отдельных видов млекопитающих, их экологических групп, а также териокомплексов, выявлены особенности их видового состава и видового богатства в разных регионах Северной Евразии [Маркова и др., 2008; Пузаченко, 2008; Markova et al., 1995]. 7.1.1. Основные типы местонахождений мелких млекопитающих и их тафономия Захоронения костей ископаемых мелких млекопитающих обнаружены в отложениях разных генетических типов: аллювиальных, озерных, лиманных, в горизонтах ископаемых почв, в пещерных осадках, в культурных слоях стоянок и поселений древнего человека и даже в прибрежных фациях морских отложений. В большинстве типов этих местонахождений концентрация остатков млекопитающих была связана с процессами переноса и переотложения. Под переносом нами понимается смещение костного остатка, произошедшее в относительно короткий временной период, под переотложением понимается перемещение органического остатка из более древних отложений в более молодые. Наиболее интенсивному переносу и переотложению костные остатки млекопитающих подвергались в аллювиальных и морских захоронениях. Детальное рассмотрение процессов, приводящих к образованию местонахождений, сделано в работе И.А. Ефремова [1950]. Им показано, что живой биоценоз в результате гибели переходит в танатоценоз - скопление остатков, еще не захороненных, и находящихся в пределах биосферы. Тана- 238 Микротериологический метод тоценоз путем переноса костных остатков преобразуется в тафоценоз - скопление остатков, захороненных, но еще нефоссилизированных. Наконец тафоценоз в результате процессов фоссилизации переходит в ориктоценоз - скопление минерализованных остатков в осадочной горной породе. Наиболее многочисленны местонахождения мелких млекопитающих в отложениях, относящихся ко второй половине плейстоцена и голоцену. Местонахождения, в которых захоронение костных остатков происходит без переноса и переотложения, на месте гибели животных называются первичными: 1) это местонахождения типа природных ловушек, такие как нефтяные натеки и "лужи" [Громов, 1952]; 2) захоронения в болотно-озерных отложениях типа сапропелей [Агаджанян, 2009]; 3) местонахождения в "кротовинах" ископаемых почв [Маркова, 1982]; 4) захоронения в отложениях лѐсса. В этом случае захоронение животных происходило практически без переноса, на месте их смерти, и костные остатки постепенно покрывались эоловым лѐссовым ―плащом‖. Однако существуют и случаи, когда в дальнейшем лѐссовые осадки и содержащаяся в них органика смещались и переотлагались в результате склоновых процессов. Ко вторичным местонахождениям - захоронениям, в которых кости сконцентрировались в результате перемещения с места гибели животного относятся: 1) аллювиальные местонахождения, где в отложениях руслового и пойменного аллювия концентрируются остатки млекопитающих в результате склонового стока, смытые с поверхностей поймы и террас паводковыми и дождевыми потоками. Здесь остатки распределяются в зависимости от крупности и веса под действием русловых процессов [Громов, 1957 а, б, в]; 2) лиманные местонахождения, где накопление костных остатков происходит в результате поверхностного смыва, с последующим отложением в спокойном водоеме [Михайлеску, Маркова, 1992]; 3) местонахождения во флювиогляциальных отложениях. В этом случае костные остатки подвергались интенсивному переносу в результате действия флювиогляциальных потоков; 4) также переотложение было возможно в результате захвата мореной подстилающих осадков и содержащейся в ней органических включений; 5) особый тип представляют собой захоронения териофауны в пещерах и гротах, образовавшиеся в результате деятельности хищных птиц и зверей (сов, филинов, канюков, лис, куниц и др. хищных млекопитающих и птиц) в виде погадок [Громов, Парфенова,1961; Верещагин, Громов, 1953; Громов, 1955; 1961; Смирнов и др., 1990; Andrews, 1990]. Как установил И.М. Громов, в этих местонахождениях преобладают остатки видов, населяющих открытые пространства, т.к. на них в основном охотятся хищные птицы и млекопитающие. Таким образом, истинная картина природы прошлого на основе материалов из этих местонахождений предстает несколько искаженной. Создается впечатление о меньшей роли лесных ландшафтов, чем это было в действительности. Кроме того, радиус охот этих птиц и животных различен - от десятков метров до нескольких километров. Поэтому в ряде случаев в местонахождении происходит концентрация остатков мелких млекопитающих нескольких ландшафтных зон. Особенно ярко смешение остатков мелких мле- Микротериологический метод 239 копитающих разных высотных поясов проявляется в горных областях; 6) местонахождения, приуроченные к культурным слоям стоянок древнего человека. Здесь концентрация остатков млекопитающих происходила двояко: как охотничьих трофеев древнего человека, а также в результате гибели ряда животных на месте стоянки (в основном мелких млекопитающих) [Громов, 1955; 1961; Смирнов и др., 1990; Andrews, 1990]. Ориктоценозы местонахождений, связанных с культурными слоями стоянок в целом достаточно точно коррелируется со временем существования древнего человека на стоянке, т.к. накопление костей млекопитающих происходило в узкий временной интервал. В частности, это было подтверждено результатами датирования при помощи Accelerator Mass Spectrometer (AMS) небольших образцов костного материала (например, даже отдельных зубов грызунов) из культурных слоев стоянок Северной Америки [Graham, Grimm, 1990] и Восточной Европы [Stafford et al., 1999]. Материалы первичных местонахождений синхронны времени накопления вмещающих их отложений и достаточно точно характеризуют конкретный временной интервал. Напротив, в ряде вторичных местонахождений происходит "смешение" остатков разного возраста, что допускает лишь очень осторожную их интерпретацию. Как правило, достаточно легко выявить сильно смешанные локальные фауны, в которых отмечаются костные остатки млекопитающих разной сохранности (различной окраски, степени разрушения, окатанности), а также, что особенно важно, разного эволюционного уровня. В этом случае наиболее эволюционно "молодая" группа остатков будет отвечать времени формирования местонахождения. 7.1.2. Эволюционные изменения мелких млекопитающих и их значение для установления возраста местонахождений Несомненно, очень важным моментом является то, что мелкие млекопитающие эволюционировали в прошлом очень интенсивно и на протяжении последнего миллиона лет в ряде филогенетических линий насчитывается до пяти-семи хорошо выраженных эволюционных стадий (палеонтологических видов), фиксируемых по заметным морфологическим изменениям их скелета, прежде всего черепа и зубной системы. Сочетание в местонахождениях определенного возраста видов мелких млекопитающих разных филогенетических линий, находящихся на определенной стадии развития, позволяет исследователям установить четкую последовательность ископаемых фаун мелких млекопитающих. Исследование филогенетических преобразований разных линий мелких млекопитающих, прежде всего подсемейства Arvicolinae (Rodentia), широко развивается в работах как отечественных, так и зарубежных палеонтологов, прежде всего в работах И.М. Громова, А.К. Агаджаняна, В.А. Топачевского, Л.П. Александровой, А.И. Шевченко, Л.И. Рековеца, В.С. Зажигина, М.А. Ербаевой, А.С. Тесакова, А.В. Бородина, М. Кретцоя, Д. Янноши, Х. Агусти, В. Кенигсвальда, Т. ван Кольфсхотена, Ж. Шалина, Ф. Мазини, Б. Сала, В.-Д. Хайнриха, Л. Мауля, Г. Куенка-Бескос и многих других. Основные эволюционные этапы развития фаун мелких млекопитающих получили в зарубежной литературе названия ―биозон‖ [Mein, 1975; Fejfar, Heinrich, 1983; Kretzoi, 1961; Rabeder, 1981, Вангенгейм и др., 2001]. В отече- 240 Микротериологический метод ственной литературе более употребительно понятие ―фаунистический комплекс‖, введенное В.И. Громовым [Громов, 1948]. При выделении фаунистических комплексов В.И. Громов базировался главным образом на данных по крупным млекопитающим. Позднее из тех же местонахождений Л.П. Александрова получила материалы по мелким млекопитающим, что позволило расширить представления об этих комплексах [Александрова, 1976]. По мелким млекопитающим удалось также установить более дробные деления фаунистических комплексов, выделяемых по первому появлению таксонов Arvicolidae [Маркова, 2004 а; Markova, 1984, 2007]. Таким образом, материалы по ископаемым мелким млекопитающим могут являться одновременно и инструментом для реконструкций окружающей среды в определенные интервалы прошлого, и одновременно датировать эти интервалы. В результате этого, изучение ископаемых мелких млекопитающих, начавшееся еще в XIX веке, в последние десятилетия стало особенно интенсивным и широко применяется: 1) для выявления географической приуроченности видов и сообществ млекопитающих в разные интервалы времени, позволяющие проводить реконструкции природной среды; 2) для установления относительного возраста вмещающих отложений и самих фаун и корреляции вмещающих их отложений. Нужно отметить, что в ряде случаев возникновение определенных таксонов было в геологическом смысле практически одновременным на территории Евразии. К таким явлениям можно отнести первое появление водяных полевок рода Arvicola, произошедшее в результате эволюционных преобразований корнезубых полевок вымершего рода Mimomys [Koenigswald, 1973; Heinrich, 1990; Агаджанян, 2009; Маркова, 1982 a]. Важным репером является первое появление первых некорнезубых полевок рода Allophaiomys [Agusti, 1991; Masini et al., 1998]. Имеется также большое количество и более локальных, но чрезвычайно показательных преобразований и в других филогенетических линиях. Так при анализе этапов развития фаун юга и центра (лесостепной, степной и полупустынных зон) Восточной и Центральной Европы очень важны стадии эволюционных преобразований в филогенетических линиях степных млекопитающих – степных пеструшек Prolagurus - Lagurus и желтых пеструшек Eolagurus. В филогенетической линии степных пеструшек Prolagurus-Lagurus с начала эоплейстоцена и до настоящего времени прослеживается смена шести последовательных эволюционных стадий - палеонтологических видов [Маркова, 1982 а, 2004 а; Markova, 1998, 2007] (рис. 7.1). Начало эоплейстоцена характеризуют виды Prolagurus ternopolitanus и P.(Lagurodon) arankae, во вторую половину эоплейстоцена (каирские фауны) появляются P. pannonicus, которые продолжают оставаться доминантными до конца эоплейстоцена (петропавловские фауны). Однако на их фоне в конце эоплейстоцена как крайние варианты индивидуальной изменчивости появляются особи с морфологическими особенностями зубов более прогрессивного характера - P. posterius. В частности, в местонахождении Карай-Дубина (Нижнее Приднепровье), относящееся к верхам эпохи Матуяма, около 15% зубов степных пеструшек приобрели строение зубов, характерное для этого вида (прогрессивный морфотип - по [Малеевой, 1976]. Вид Prolagurus posterius особенно характерен для развитых фаун тираспольского фаунистического комплекса [Zazhigin, 1970]. Микротериологический метод 241 В стратотипе тираспольского комплекса, приуроченного к аллювию IV террасы Днестра в разрезе Колкотова Балка этот вид отмечен наряду с более прогрессивной формой Lagurus transiens [Александрова, 1976]. С этого момента и вплоть до эпохи послелихвинского похолодания морфотип зубов, характерный для Lagurus transiens, остается доминирующим [Маркова, 1982 а]. В эпоху лихвинского межледниковья в результате дальнейших эволюционных преобразоРис. 7.1. Эволюционные изменения в филогенетической линии ваний появляются Laguridae на протяжении плейстоцена степные пеструшки, для строения зубов которых характерно наряду с архаичными ―транзиесными‖ морфотипами (составляющими 60-70%), и более прогрессивные ―лагурусные‖ (3040%). Такие популяции фиксируются в местонахождениях Гуньки, Чигирин, Пивиха (бассейн Среднего Днепра), Озерное (бассейн Дуная), Узмари (бассейн Прута), Колкотова Балка, отложения инжавинской ископаемой почвы (бассейн Днестра), Верхняя Еманча, Стрелица, Александровка (бассейн Дона), Рыбная Слобода (бассейн Волги) и др. [Маркова, 1974, 1982 а, 2004 а]. Сходные по интенсивности изменения произошли на протяжении плейстоцена в филогенетической линии желтых пеструшек Eolagurus [Агаджанян, Маркова, 1983]. При проведении реконструкций окружающей среды прошлого одним из наиболее сложных моментов является установление синхронности природных событий в разных регионах суши, а также событий на континенте и в прилегающих морских бассейнах. Использование данных по мелким млекопитающим из плейстоценовых местонахождений разного генезиса позволяет решить эти вопросы с использованием данных по эволюционному уровню ископаемых остатков Rodentia, Lagomorpha и Insectivora. Особенно ценны для корреляции континентальных и морских отложений местонахождения млекопитающих, приуроченные к лиманным отложениям Черного моря. В ли- Микротериологический метод 242 манных отложениях захороняются не только раковины солоноватоводных моллюсков, относящихся к разным трансгрессиям черноморского бассейна, но и костные остатки мелких млекопитающих. Эти комплексные данные позволили синхронизировать события плейстоцена на континенте и в морском бассейне [Михайлеску, Маркова, 1992]. 7.1.3. Реконструкции закономерностей распространения мелких млекопитающих в межледниковые и ледниковые эпохи Расселение мелких млекопитающих контролируется значительным набором факторов, как исторических, так и географо-биологических. Определяющими являются такие факторы как климатические условия, растительный покров, биологическая конкуренция, история территории. Основываясь на морфологической близости остатков ископаемых мелких млекопитающих и их современных потомков, относящихся к различным филогенетическим линиям, можно предполагать, что их морфологические особенности отражают их адаптации к определенным условиям природной среды. Строение конечностей, зубного аппарата позволяют говорить о значительной специализации животных и приспособленности к конкретному типу питания, передвижения и т. д. Установлено, что в современных зональных плакорных сообществах животное население представлено видами, жестко приспособленными к условиям данной зоны. Подобные адаптации приобретались в течение длительного геологического времени. Это дает основание использовать данные по видовому составу сообществ ископаемых мелких млекопитающих для реконструкции условий их обитания в те или иные интервалы плейстоцена. Конечно, эти реконструкции тем достовернее, чем ближе к современности анализируемые материалы. Северная Евразия неоднократно подвергалась оледенениям на протяжении плейстоцна, что оказывало значительное влияние на животное население, в том числе на мелких млекопитающих. Реакции мелких млекопитающих на глобальные климатические события выражались: в трансформации их ареалов, а также структуры и географического положения комплексов мелких млекопитающих; в вымирании некоторых видов при смене природноклиматической ситуации; в изменении параметров разнообразия фаун мелких млекопитающих [Маркова и др., 2008]. 7.1.4. Ограничения метода Главными ограничивающими факторами при реконструкции хорологии отдельных видов мелких млекопитающих и их сообществ в конкретные интервалы прошлого являются: 1) недостаточное количество полученных материалов на отдельные возрастные срезы прошлого и 2) возможная трансформация экологических требований млекопитающих к среде обитания в процессе исторического развития. Нужно отметить, что количество материалов по ископаемым мелким млекопитающим значительно превышает таковое по крупным млекопитающим. Как было рассмотрено выше, костные остатки ископаемых мелких млекопитающих встречаются практически во всех типах континентальных отложений, а также в лиманных и морских отложениях прибрежных фаций. Наи- Микротериологический метод 243 большее количество остатков ископаемых мелких млекопитающих получено из аллювиальных, пещерных, озерных, лиманных отложений и из культурных слоев палеолитических стоянок. Количество местонахождений уменьшается пропорционально увеличению древности рассматриваемого временного интервала. Ряд эпох межледниковий и оледенений охарактеризованы микротериологическими данными особенно полно. К ним можно отнести эпохи ильинского, лихвинского и микулинского межледниковий, а также днепровского и валдайского оледенений. Вторым моментом, ограничивающим применение микротериологического метода для палеогеографических реконструкций, является возможная трансформация экологических свойств видов мелких млекопитающих. Такие изменения экологии могли быть обусловлены, прежде всего, их эволюционными изменениями на протяжении длительных интервалов времени. Эти изменения определялись как внутриэволюционными трансформациями, связанными с мутационными процессами, так и с последующим закреплением признаков в результате отбора. Установлено, что филогенетические изменения происходили во времени неравномерно. Эволюционные процессы происходили с большей скоростью в случае резких изменений ландшафтной обстановки на какой-либо территории и заметно медленнее в стабильных экосистемах. Темпы филогенеза усиливаются в нестабильных условиях среды, когда ослабевают стабилизирующие факторы отбора. При этом увеличивается изменчивость ряда популяций. На ископаемых материалах удается проследить особенности эволюции мелких млекопитающих разной экологической приуроченности. Палеонтологические исследования подтверждают значительную интенсивность микроэволюции зубов, хромосомного аппарата криоксерофильных полевок рода Dicrostonyx - эндемика Субарктики [Агаджанян, 1976, 2009]. Млекопитающие этого рода под воздействием экосистемных перестроек, происходивших в холодные периоды плейстоцена, резко расширяли свои ареалы, осваивая возникшие экологические ниши. В новых частях ареала давление отбора было снижено, что в свою очередь способствовало сохранению популяций и стимулировало закрепление появившихся эволюционных изменений, выразившихся в морфологии скелета. Напротив, полевки, связанные со стабильными экосистемами (прежде всего лесными и интразональными, околоводными), обнаруживают замедленные темпы эволюции, хотя и имеющие направленный характер [Громов, 1990]. Ряд видов, прежде всего ксерофильные виды открытых ландшафтов (например, пеструшки родов Lagurus, Eolagurus), сохраняющие обширные ареалы на протяжении плейстоцена и в ледниковые, и в межледниковые эпохи, эволюционировали интенсивно и направленно. Их палеонтологические остатки позволяют детально проследить микроэволюционные процессы, происходившие на протяжении плейстоцена. Многочисленные комплексные данные показывают, что ископаемые представители этих родов, существовали в открытых ландшафтах разного типа (как зональных степных ландшафтах межледниковий, так и в разных типах перигляциальных ландшафтов), начиная с раннего плейстоцена. При этом на интенсивность эволюционных процессов у животных этих филогенетических линий влияли многократные 244 Микротериологический метод флуктуации их ареалов, расширявшихся в эпохи оледенений и сужавшихся в межледниковые потепления. Однако при этом, как было показано выше, у степных и желтых пеструшек сохранялся основной тип строения зубного аппарата на протяжении последнего миллиона лет, хотя были заметно выражены и определенные изменения. Во всех случаях мы можем предположить, что в случае сохранения основных морфологических признаков скелета млекопитающего на протяжении длительного времени, основные экологические требования животного также сохранялись. В случае резких изменений морфологии костных остатков возможно предположить и резкую трансформацию экологических требований этих организмов. В геологическом смысле плейстоцен - краткий миг. На протяжении этого времени не наблюдаются резкие изменения морфологии костных остатков в разных филогенетических линиях грызунов, зайцеобразных и насекомоядных. За редким исключением отсутствуют появления новых таксонов на уровне рода. Выявленные изменения имеют видовой и подвидовой ранг. Видимо, основные экологические адаптации млекопитающих уже сформировались к этому времени и выразились в строении конечностей, черепа, зубного аппарата, отражающих приспособленность видов к конкретным условиям окружающей среды. Между тем, ряд авторов указывают на возможные определенные изменения экологических требований мелких млекопитающих на протяжении плейстоцена, и даже позднего плейстоцена, обосновывая это утверждение прежде всего изменением состава сопутствующих видов. Эти выводы обычно строятся на данных местонахождений ископаемых мелких млекопитающих, приуроченных к горным системам. Нужно, однако, учесть особенности концентрации остатков мелких млекопитающих в горных пещерных местонахождениях, где костные остатки скапливались в результате, прежде всего, хищнической деятельности птиц, способных добывать добычу в нескольких горных поясах. Кроме того, специфика гор - многообразие локальных местообитаний и, тем самым, экологических ниш, связанных как с высотной поясностью, так и со склонами разных экспозиций, определяет возможность значительных ―сближений‖ ареалов видов, на равнине обитающих в разных природных зонах. Таким образом, совместное захоронение остатков видов разной экологической приуроченности в горных местонахождениях достаточно закономерное явление и должно интерпретироваться с большой осторожностью. Значительно правомочнее с нашей точки зрения проведение биогеографического анализа фаун из местонахождений млекопитающих прошлого, расположенных на обширных равнинных территориях со значительной протяженностью природных зон. В этом случае исключается возможность смешения остатков, относящихся к сообществам разных биомов. Хотя, как частный случай, возможно обнаружение захоронений ископаемых млекопитающих, связанных с экотонами. Безусловно, во всех случаях необходимо исключить вероятность смешения остатков разного возраста в результате переноса и переотложения. Микротериологический метод 245 7.2. Палеогеографические реконструкции 7.2.1. Пространственно-временная динамика ареалов мелких млекопитающих Одним из основных объектов палеобиогеографии является исследование особенностей ареалов видов как в современности, так и в прошлом: их размеров, географической приуроченности, динамики, структуры. Массив материалов, объединенных в электронную базу данных, дает возможность реконструировать особенности динамики ареалов ископаемых мелких млекопитающих в различные интервалы прошлого. Рассмотрим несколько характерных примеров изменений распространения грызунов, относящихся к разным экологическим группам, в контрастные по климатическим условиям периоды плейстоцена. Нами рассмотрено положение границ ареалов типичных представителей Субарктики - копытного и сибирского леммингов - на основании материалов, обобщенных в электронной базе данных PALEOFAUNA и относящихся к эпохам донского, окского, днепровского и валдайского оледенений [Маркова, 2004а; Маркова и др., 2008]. Начиная с эпохи донского оледенения и во все последующие оледенения прослеживается резкое расширение ареалов Dicrostonyx и Lemmus к югу и прослеживается сдвиг южной границы ареалов к югу вплоть до 48-500 с. ш., т. е. более чем на 1500 км от современных южных границ ареалов Lemmus и Dicrostonyx (рис. 7.2). Такие резкие изменения границ ареалов были возможны при отсутствии преграды в виде зонального лесного биома во все эпохи оледенений. Кроме того, этому способствовало ослабление конкуренции со стороны других видов в результате распада зооценозов, свойственных межледниковым периодам и возникшим в результате этого экологическим нишам. По-другому реагировали на похолодание степные и полупустынные мелкие млекопитающие, например, стенобионты степной и полупустынной зон - степные и желтые пеструшки родов Prolagurus - Lagurus и Eolagurus. Общей чертой ареалов этих животных для эпох всех оледенений плейстоцена являлось смещение северной границы ареалов к северу и западу (рис. 7.2). Особенно заметно расширение ареалов степной и желтой пеструшек в период максимальной стадии валдайского оледенения, когда по многочисленным данным фиксируется смещение этой границы в центре Русской равнины к северу на приблизительно 500 км. Сходная реакция характерна и для других животных этой экологической группировки: сусликов, сурков, тушканчиков, пищух и др. [Маркова, 1982 б; Маркова и др., 2008; Барышников, Маркова, 2009; Markova, 1984, 1992 б]. Таким образом, изменения границ ареалов типично степных видов выражаются в смещении их северных границ в ледниковые эпохи к северу и западу и, напротив, в отступании северной границы ареала к югу в межледниковые эпохи. Иначе происходили изменения границ ареалов лесных видов мелких млекопитающих пластичной экологии (Clethrionomys glareolus, Microtus agrestis). Анализ распространения этих видов в плейстоцене показал незначительность изменений границ их ареалов в разные климатические эпохи. 246 Микротериологический метод Вероятно, их лабильность к условиям окружающей среды сформировалась весьма рано, так как их остатки широко известны в местонахождениях плейстоцена, расположенных в значительном географическом диапазоне. Они могли существовать в достаточной близости от покровного ледника в сохранявшихся небольших участках лесной и кустарниковой растительности, приуроченных к долинам рек, балкам и другим понижениям. Таким образом, в эпохи оледенений в результате распада лесной зоны ареалы этих видов становились прерывистыми. Сохранявшиеся участки реликтовой лесной растительности позволяли существовать им практически на тех же широтах, как в межледниковые эпохи, так и во время оледенений. Реакция видов мелких млекопитающих широколиственных лесов на Микротериологический метод 247 глобальные климатические изменения была иной. Лесные мыши рода Apodemus, европейская земляная полевка Microtus (Terricola) subterraneus, полчки Glis, сони Dyromys, Muscardinus, Eliomys и др. практически исчезали в периоды плейстоценовых оледенений с территории Северной Евразии, что позволяет говорить о деструкции широколиственного типа растительности. Эти виды в периоды оледенений плейстоцена сохранялись лишь в лесных поясах гор юга Восточной Европы. Таким образом, в эпохи оледенений в результате флуктуаций границ ареалов Dicrostonyx и Lagurus эти животные обитали симпатрично на обширных территориях Северной Евразии (рис. 7.2). Напротив, в межледниковые эпохи их ареалы были удалены друг от друга на значительные расстояния и приурочены к биому тундры (Dicrostonyx) и степи (Lagurus). Кривые построены по фактическим данным и фиксируют: однотипность реакций каждого из видов на сходные климатические изменения, происходившие в разные интервалы плейстоцена; разнонаправленность смещения границ ареалов видов разных экологических группировок в эпохи оледенений и межледниковий. В периоды оледенений происходило совмещение ареалов копытного лемминга (и других субарктических видов) и степной пеструшки (а также других типичных эндемиков степной зоны) и их ―расхождение‖ - в периоды межледниковий. Таким образом, отмечается цикличность изменений границ ареалов типичных субарктических млекопитающих и эндемиков степной зоны, вызванные макроклиматическими изменениями, повлекшими многократную смену межледниковых и ледниковых эпох. Области совмещения ареалов видов млекопитающих - эндемиков разных природных зон в периоды оледенений отражают формирование специфичных сообществ, характерных для перигляциальных зон ледниковых эпох. В них на протяжении длительного времени симпатрически существовали виды, в межледниковые эпохи приуроченные к разным биомам. На рис. 7.2 показан спектр реакций мелких млекопитающих (сходные реакции отмечены и у крупных млекопитающих) разных экологических группировок на глобальные изменения климата. Эти типы реакций выразились в разнонаправленных и разномасштабных изменениях их ареалов. Все кривые построены по фактическим данным местонахождений Русской равнины, относящимся к последним 700 тыс. лет с использованием баз данных PALEOFAUNA и SMALLMAM. Анализируя особенности изменений ареалов мелких млекопитающих на протяжении последнего миллиона лет по материалам Русской равнины, можно сделать следующие выводы. Удается выделить 5 основных групп мелких млекопитающих со специфичными реакциями на глобальные изменения климата, прежде всего на похолодания (оледенения). Млекопитающие этих групп различаются по своим экологическим требованиям и в настоящее время (а также в межледниковые эпохи прошлого) обитают (обитали) в разных природных зонах: 1) эндемики субарктического пояса (копытные и обыкновенные лемминги) в ледниковые эпохи резко расширяли свои ареалы к югу. Это явление прослеживается уже в эпохи наиболее ранних оледенений плейстоцена (в 248 Микротериологический метод эпохи донского и окского оледенений); 2) типичные степные виды в эпохи оледенений расширяли свои ареалы к северу и западу и проникали в области, занятые в межледниковые эпохи лесными формациями разных типов. Степень изменений границ ареалов степных видов была различной; 3) лесные виды с пластичной экологией, такие, например, как рыжая полевка Clethrionomys glareolus и темная полевка Microtus agrestis, в периоды оледенений не мигрировали к югу. Их ареалы в эти периоды приобретали прерывистый характер и были приурочены к реликтовым остаткам древесной растительности; 4) резко смещались к югу в ледниковые эпохи ареалы видов лесных мелких млекопитающих, связанных с неморальным типом растительности. Эти виды сохранялись в лесных поясах гор юга Восточной Европы; 5) наконец, анализ ареалов интразональных видов, таких как водяные полевки Arvicola, полевки-экономки Microtus oeconomus, показывают, что в периоды глобальных похолоданий происходило некоторое смещение северных границ их ареалов к югу. Сходная картина реконструируется при анализе изменений ареалов и других видов крупных и мелких млекопитающих данных экологических группировок. Такие сдвиги ареалов говорят о древности специализаций млекопитающих разных экологических групп. Во всяком случае, однотипность реакций мелких млекопитающих на сходные климатические изменения четко прослеживается по материалам плейстоцена. Таким образом, наблюдается индивидуальная реакция видов мелких млекопитающих разных экологических групп на резкое похолодание, что подтверждает модель Дж. Глизона - Л.Г. Раменского об индивидуальной реакции отдельных видов на изменения климатической ситуации [Раменский, 1924, 1971; Gleason, 1926]. Согласно другой модели, предложенной в начале века Ф. Клементсом [1904], предполагается, что сообщества видов, находящиеся в равновесии, которое, в свою очередь, определяется биологическими взаимосвязями и, в особенности, конкуренцией, существуют в течение длительного геологического времени (до десятков тысяч лет). Териокомплексы зональных биомов, по Ф. Клементсу, должны под влиянием изменений климатических условий последовательно смещаться с севера на юг, или с юга на север. Как было показано выше, мы не наблюдаем последовательного смещения зональных сообществ млекопитающих, напротив, все данные говорят о правоте модели Дж. Глизона - Л.Г. Раменского об индивидуальной реакции видов на меняющиеся условия. Изменение ареалов практически всех видов, а также распад целостных ареалов на отдельные ограниченные мелкие ареалы, происходившие в эпохи оледенений, вызывали полную перестройку всей структуры териокомплексов, характерных для межледниковых эпох на Русской равнине (и в Северном полушарии) и приводили к созданию принципиально новых по видовому составу и географической приуроченности сообществ млекопитающих, не имеющих аналогов в настоящее время. Эти сообщества получили название смешанных (intermingled), дисгармоничных (disharmonious), безаналоговых (non-analogous) или перигляциальных (periglacial). Микротериологический метод 249 7.2.2. Реконструкции палеосообществ мелких млекопитающих ледниковых и межледниковых эпох Из приведенных выше данных, свидетельствующих о тесной экологической приуроченности многих видов ископаемых мелких млекопитающих к тем или иным условиям окружающей среды и особенностям типов реакций мелких млекопитающих разных экологических групп на глобальные климатические изменения, можно судить о высокой информативности микротериологических данных для палеозоологических и палеогеографических реконструкций. Приведем конкретные примеры использования данных по ископаемым мелким млекопитающим для реконструкций палеозоологической картины и условий окружающей среды в периоды лихвинского, микулинского межледниковий и максимального похолодания валдайского оледенения. Так, нами были проведены реконструкции основных биомов Восточной Европы по микротериологическим данным для периода лихвинского межледниковья (рис. 7.3). К сожалению, север Восточной Европы не обеспечен материалами по мелким млекопитающим этого интервала. В географическом поясе между ~60-500 с.ш. реконструируется териокомплекс смешанных и широколиственных лесов. Здесь обнаружены исключительно лесные и околоводные виды 250 Микротериологический метод мелких млекопитающих (Desmana cf. moschata, Sciurus vulgaris , Trogontherium cf. cuvieri, Castor fiber, Apodemus sp., Clethrionomys glareolus, Microtus (Terricola) subterraneus и M. agrestis, M. arvalis, M. oeconomus, Arvicola cantianus). Отсутствие остатков видов открытых пространств объясняется сплошным распространением лесной зоны в поясе между ~60-500 с.ш. К югу располагался лесостепной териокомплекс мелких млекопитающих. Для этого териокомплекса характерно высокое видовое разнообразие млекопитающих. Видовой состав включает многочисленные степные виды (Ochotona pusilla, Spermophilus, Marmota bobac, Allactaga major, Spalax microphtalmus, Cricetus cricetus, Cricetulus migratorius, Lagurus transiens, Eolagurus luteus volgensis, Microtus (Stenocranius) gregalis), несколько лесных видов (Clethrionomys glareolus, Microtus agrestis), и интразональных видов (Desmana, Sorex, Lepus europaeus, Arvicola cantianus, Microtus (Microtus) ex gr. arvalis, Microtus (Pallasiinus) oeconomus). Южная граница этого биома простиралась до берегов Черного моря на западе Русской равнины и смещалась к северу на востоке Русской равнины. Незначительное количество местонахождений было обнаружено на юго-востоке Восточной Европы. Видовой состав обнаруженных в них млекопитающих позволяет реконструировать распространение степного комплекса мелких млекопитающих в этих регионах с Spermophilus, Allactaga major, Pygeretmus pumilio, Sicista subtilis, Spalax, Ellobius talpinus, Cricetus cricetus, Allocricetus ehiki, Arvicola cantianus, Eolagurus luteus volgensis, Lagurus transiens, Microtus socialis, Microtus obscurus (рис. 7.3) [Маркова, 2004 б]. Географическое положение, структура животного населения мелких млекопитающих и особенности окружающей среды центра и юга Русской равнины могут быть реконструированы также по микротериологическим материалам микулинского (эемского) межледниковья (рис. 7.4). Северная часть Русской равнины материалами не обеспечена. На 60-520 с.ш. были распространены сообщества мелких млекопитающих, в которых доминировали лесные виды: еж Erinaceus europaeus, белка Sciurus vulgaris, бобр Castor fiber, лесные мыши рода Apodemus, лесные полевки рода Clethrionomys, кустарниковые полевки Microtus (Terricola) subterraneus, темные полевки Microtus agrestis. Этот комплекс млекопитающих позволяет реконструировать биом смешанных и широколиственных лесов (рис. 7.4) [Markova, 2000]. К югу от 520 с.ш. реконструируется лесостепной териокомплекс. На этих территориях были распространены степные виды мелких млекопитающих (Ochotona pusilla, Spermophilus, Marmota bobac, Spalax microphtalmus, Ellobius talpinus, Cricetus Cricetus, Cricetulus migratorius, Lagurus cf. lagurus, Eolagurus cf. luteus, Microtus gregalis), а также лесные виды (Clethrionoimys glareolus, Microtus agrestis) и интразональные виды (Arvicola ex gr. terrestris, Microtus oeconomus). Южная граница биома лесостепей проходила около 450 с.ш. Степной биом реконструируется по данным местонахождений мелких млекопитающих, расположенных в Северном Причерноморье и в Восточном Крыму и Предкавказье. Здесь обитали типичные степные виды: Ochotona pusilla, Spermophilus, Spalax, Sicista subtilis, Allactaga major, Ellobius talpinus, Cricetus сricetus, Cricetulus migratorius, Lagurus,, Eolagurus, Microtus gregalis. Микротериологический метод 251 Таким образом, для микулинского межледниковья удается реконструировать по меньшей мере три зональных биома, расположенных в центральной и южной частях Русской равнины. К сожалению, данные для северной части Восточной Европы отсутствуют. Выявленные особенности фаун мелких млекопитающих позволяют говорить, что условия микулинского межледниковья были теплее, чем в настоящее время, что подтверждается существованием обширной зоны смешанных и широколиственных лесов, с многочисленным населением лесных мелких млекопитающих, а также сужением степной зоны. В период максимального похолодания валдайского оледенения по материалам местонахождений мелких млекопитающих Русской равнины удается выделить не менее четырех хорошо выраженных комплексов мелких млекопитающих, отражающих специфику окружающей среды (рис. 7.5). В узкой полосе вблизи ледника обитали млекопитающие, хорошо адаптированные к условиям Субарктики: копытный лемминг Dicrostonyx gulielmi, 252 Микротериологический метод Рис. 7.5. Биомы максимума похолодания валдайского оледенения, реконструированные по териологическим и флористическим данным: 1 – перигляциальные тундростепи; 2 – перигляциальные тундро-лесостепи ; 3 – перигляциальные лесостепи; 4 – степи и полупустыни; 5 – рефугиумы лесной и лесостепной растительности и фауны; 6 – граница ледникового покрова; 7 – береговая линия обыкновенный лемминг Lemmus sibiricus, узкочерепная полевка Microtus (Stenocranius) gregalis. Здесь существовало сообщество мелких млекопитающих, отражающие условия субарктической тундры. Южнее были распространены виды млекопитающих, характерные для субарктического пояса, а также типично степные животные и ряд лесных эврибионтных видов. Реконструируется териокомплекс перигляциальной лесотундры с копытным леммингом Dicrostonyx gulielmi, обыкновенным леммингом Lemmus sibiricus, узкочерепной полевкой Microtus gregalis, степной пеструшкой Lagurus lagurus, сусликами Spermophilus, байбаком Marmota bobac, пашенной полевкой Microtus agrestis, рыжей полевкой Clethrionomys glareolus и др. К югу от этой зоны доминирующую роль в зооценозах приобретали степные виды, однако присутствовали также в небольших количествах субарктические мелкие млекопитающие, и некоторые лесные и луговые виды. Микротериологический метод 253 Такое сочетание позволяет реконструировать на этих территориях териокомплекс перигляциальной лесостепи с копытным леммингом Dicrostonyx gulielmi, узкочерепной полевкой Microtus (Stenocranius) gregalis, большим тушканчиком Allactaga jaculus, водяной полевкой Arvicola terrestris, обыкновенным хомяком Cricetus cricetus, серым хомячком Cricetulus migratorius, слепышом Spalax, степной пеструшкой Lagurus lagurus, желтой пеструшкой Eolagurus luteus, рыжей полевкой Clethrionomys glareolus, пашенной полевкой Microtus (Microtus) agrestis, обыкновенной полевкой Microtus (Microtus) arvalis, полевкой-экономкой Microtus (Pallasiinus) oeconomus и др. Южная граница ареала этого комплекса достигала 480 с.ш. на западе Русской равнины и смещалась к северу в восточной части равнины. Эта граница в значительной мере совпадает с южной границей вечной мерзлоты. Наконец, на юге Русской равнины сообщества мелких млекопитающих уже практически не отражали влияние покровного оледенения и к югу от 48 0 с.ш. был распространен комплекс степных мелких млекопитающих со степной пищухой Ochotona pusilla, сусликами Spermophilus, байбаком Marmota bobac, c тушканчиками родов Allactaga, Alactagulus и Pygere-thmus, слепышами Spalax, степной пеструшкой Lagurus lagurus, желтой пе-струшкой Eolagurus luteus, серым хомячком Cricetulus migratorius, обыкновенным хомяком Cricetus cricetus, узкочерепной полевкой Microtus (Stenocranius) gregalis, обыкновенной полевкой Microtus (Microtus) arvalis и др. Структура перигляциальных лесотундрового и лесостепного комплексов мелких млекопитающих напоминала структуру крупных экотонов. Таким образом, по данным ископаемых мелких млекопитающих реконструируются специфичные, не имеющие аналогов в настоящее время, сообщества мелких млекопитающих, отражающих своеобразную зональность этой стадии ледниковой эпохи. Проанализированные материалы дают возможность на примере показательных интервалов среднего и позднего плейстоцена реконструировать особенности животного населения Русской равнины в контрастные климатические эпохи: эпохи межледниковий и оледенений плейстоцена. Основные особенности структур фаун млекопитающих ледниковых эпох заключаются в следующем: В эпохи разновозрастных покровных оледенений в результате разнонаправленных миграций млекопитающих (с севера - млекопитающих субарктического пояса; с юга и востока - эндемиков степной зоны), а также распада сплошных ареалов лесных млекопитающих пластичной экологии и вымирании и отступании к югу в горные области большинства видов неморальных лесов, образовывались сообщества млекопитающих, не имеющие аналогов в настоящее время и в периоды межледниковий прошлого. В этих сообществах доминировали степные и субарктические виды, в меньшем количестве отмечались лесные виды. Для животного населения ледниковых эпох, однако, не выявлено полного единообразия. В холодные интервалы плейстоцена существовала специфичная ―стертая‖ зональность, значительно отличающаяся от зональности межледниковых эпох. В узком поясе (100-150 км), примыкающем к ледниковым покровам, обитали лишь виды субарктического пояса. Эти сообщества мелких млекопитающих напоминали по составу зооценозы современных 254 Микротериологический метод тундр. Географическое положение области их распространения было обусловлено границами ледниковых покровов и, таким образом, резко отличалось от хорологии современных тундровых ассоциаций. Сообщества мелких млекопитающих этих регионов можно назвать гармоничными по структуре, хотя их географическое положение оказалось в ряде случаев смещено к югу. Но эти гармоничные фауны ледниковых периодов являются исключением из общего правила. К югу от полосы, примыкающей к леднику, в эпоху днепровского оледенения располагалась область, характеризующаяся сочетанием субарктических и степных мелких млекопитающих. Лесные виды здесь отмечены не были. В валдайскую эпоху к полосе субарктической тундры к югу примыкала область распространения субарктических (являющихся доминантами), степных и небольшого количества лесных видов пластичной экологии. Фауны этого комплекса не имеют аналогов в настоящее время и формировались в результате проникновения с севера видов Субарктики, с юга - степных млекопитающих, что стало возможным в результате распада лесного биома. Эти фауны являются ―смешанными‖ или ―безаналоговыми‖. Южнее, на обширных территориях Русской равнины, были распространены специфичные сообщества, в состав которых входили животные субарктического пояса, степные эндемики (доминирующие в этой ассоциации), ряд интразональных видов и незначительное количество лесных млекопитающих пластичной экологии. Последние занимали локальные участки, связанные с рефугиумами лесной и кустарниковой растительности. Фауны этого комплекса, как и предыдущего, по видовому составу не имеют аналогов в настоящее время и также являются ―безаналоговыми‖ или ―смешанными‖. По своей структуре они напоминают фауны крупных экотонов. Положение области распространения перигляциального лесостепного комплекса млекопитающих отличалось в эпохи разных оледенений. К сожалению, нужно отметить незначительное количество материалов, характеризующих эту область, относящихся к эпохе днепровского и более ранних оледенений. Наконец, наиболее южные территории Русской равнины (к югу от 48 500 с.ш. на западе и приблизительно 50-520 с.ш. на востоке Русской равнины) характеризовались животным населением мелких млекопитающих без субарктических и лесных элементов. В то же время в составе крупных млекопитающих здесь был отмечен ряд видов субарктического и бореального поясов [Маркова, 1982 б; Baryshnikov, Markova, 1992]. Сообщества млекопитающих ледниковых периодов существовали в прошлом в течение длительного времени и имели достаточно устойчивую структуру. Их деструкция при переходе от ледниковых условий к межледниковым, в том числе от условий валдайского оледенения к голоценовому потеплению, явилась причиной вымирания ряда плейстоценовых видов, прежде всего крупных млекопитающих. По материалам мелких млекопитающих, обнаруженных в отложениях межледниковых эпох, реконструируется принципиально другая структура комплексов мелких млекопитающих в центре и на юге Русской равнины. К сожалению, для северных регионов данные отсутствуют. Основные отличия структуры и хорологии ассоциаций мелких млекопитающих межледниковых эпох плейстоцена заключаются в следующем: Микротериологический метод 255 Во все межледниковые эпохи в центре Русской равнины по данным мелких млекопитающих реконструируется биом смешанных и широколиственных лесов. Область распространения животного населения этого типа значительна и в большинстве межледниковых эпох занимала более обширный ареал, чем современная зона смешанных и широколиственных лесов. С юга к области распространения сообществ лесных млекопитающих примыкала зона лесостепи, характеризующаяся как обширным количеством степных грызунов, зайцеобразных и насекомоядных, так и рядом лесных видов. На юге Восточной Европы во все эпохи межледниковий реконструируется степная зона с распространением значительного числа степных млекопитающих. Степные фауны мелких млекопитающих отмечены для этой области уже по материалам раннего плейстоцена. Они фиксируются и для более поздних межледниковых эпох, в том числе ильинского, мучкапского, лихвинского, каменского и микулинского межледниковий. Таким образом, данные по ископаемым мелким млекопитающим свидетельствуют о древности степного биома Восточной Европы. Характерной особенностью животного населения межледниковий юга и центра Русской равнины является полное отсутствие млекопитающих субарктического пояса. Таким образом, изучение видового состава, распространения, разнообразия и экологической приуроченности ископаемых мелких млекопитающих отрядов грызунов, насекомоядных и зайцеобразных позволяет: 1) установить палеогеографические события и их ранг; 2) определить их геологический возраст; 3) определить структурные особенности межледниковых и перигляциальных фаун мелких млекопитающих разного возраста и выявить два основных типа сообществ: зональные сообщества мелких млекопитающих межледниковий и специфичные перигляциальные комплексы ледниковых эпох. Все вышесказанное позволяет говорить о высокой информативности данных по ископаемым мелким млекопитающим при проведении палеогеографических и палеозоологических реконструкций, а также для определения возраста природно-климатических событий плейстоцена. ЛИТЕРАТУРА Агаджанян А.К. История становления копытных леммингов плейстоцена // Берингия в кайнозое. Владивосток, 1976. С. 289-295. Агаджанян А.К. Мелкие млекопитающие плиоцен - плейстоцена Русской равнины. М.: Наука, 2009. 674 с. Агаджанян А.К., Маркова А.К. Желтые пеструшки Eolagurus (Rodentia, Microtinae) плейстоцена Русской равнины // Бюлл. комиссии по изуч. четв. периода. 1983. N 53. С. 75-85. Александрова Л.П. Грызуны антропогена Европейской части СССР // Труды ГИН АН СССР. Вып. 291. М.: Наука, 1976. 98 c. Барышников Г.Ф., Маркова А.К. Основные териокомплексы в холодную эпоху позднего плейстоцена (карта 23) // Палеоклиматы и палеоландшафты внетропического пространства Северного полушария. Атлас-монография. М.: ГЕОС, 2009. С. 79-87. Вангенгейм В.А., Певзнер М.А., Тесаков А.С. Зональное расчленение квартера Восточной Европы по мелким млекопитающим // Стратиграфия. Геол. Корреляция. 2001. N 1. С. 76-88. 256 Микротериологический метод Верещагин Н.К., Громов И.М. Сбор остатков высших позвоночных четвертичного периода. М.-Л.: Изд-во Ан СССР, 1953. С. 3-57. Громов В.И. Палеонтологическое и археологическое обоснование стратиграфии континентальных отложений четвертичного периода на территории СССР // Труды ГИН АН СССР. Сер. 17. Вып. 64. 1948. 521 c. Громов И.М. Фауна грызунов (Rodentia) бинагадинского плейстоцена и его природа // Бинагадинское местонахождение четвертичной фауны и флоры // Тр. Ест.истор. музея АН Аз.ССР. Ч. 2. Вып. 5. 1952. С. 203-347. Громов И.М. Об особенностях накопления костных остатков в пещерных местонахождениях // Бюлл. Комис. по изуч. четвертич. периода. 1955. № 20. Громов И.М. Материалы по истории фауны грызунов нижнего Урала и Северного Прикаспия // Тр. Зоол. ин-та Ан СССР. Т. 22. 1957а. С.192-245. Громов И.М. Верхнеплейстоценовые грызуны Камско-Куйбышевского Поволжья // Тр. Зоол. ин-та АН СССР. Т. 22. 1957. С. 151-191. Громов И.М. Некоторые особенности сохранности костей мелких млекопитающих из руслового аллювия как показатели их геологического возраста //Тр. Зоол. ин-та АН СССР. Т. 22. 1957. С. 100-111. Громов И.М. Ископаемые верхнечетвертичные грызуны предгорного Крыма // Труды Комис. по изуч. четвертич. периода. Т. 17. 1961. С. 3-189. Громов И.М. О вероятных причинах различий в характере микроэволюции некоторых массовых видов арвиколин (Arvicolinae, Rodentia) внетропической Палеарктики // Тр. ЗИН АН СССР. Т. 225. 1990. С. 3-20. Громов И.М., Парфенова Н.М. Материалы по фауне грызунов Интерского Приуралья и ее история // Бюлл. МОИП. Отд. биол. 1951. Т. 56. Вып. 4. С. 289-398. Ефремов И.А. Тафономия и геологическая летопись // Тр. Палеонтол. ин-та АН СССР. Т. XXIV. 1950. 176 с. Малеева А.Н. Об изменчивости зубов у полевок (Microtinae) // Тр. ЗИН АН СССР. Т. 60. 1976. Маркова А.К. Данные по морфологии зубов ископаемых пеструшек (Rodentia, Microtinae) на примере находок из Приднепровья // Бюл. Комис. по изуч. четверт. периода. 1974. N 41. С. 107-120. Маркова А.К. Плейстоценовые грызуны Русской равнины. М.: Наука, 1982 а. 182 с. Маркова А.К. Фауна млекопитающих позднего валдая // Палеогеография Европы за последние сто тысяч лет. Атлас-монография. М.: Наука, 1982 б. С. 51-62. Маркова А.К. Плейстоценовые фауны млекопитающих Восточной Европы // География, общество, окружающая среда. Т. 1. Структура, динамика и эволюция природных геосистем. М. : Изд. дом Городец, 2004 а. С. 583-598. Маркова А.К. Реконструкция палеоландшафтов лихвинского межледниковья по материалам фаун мелких млекопитающих Восточной Европы // Известия АН. Серия географическая. 2004 б. N 2. С. 39-51. Маркова А.К., Кольфсхотен Т., Бохнкке Ш., Косинцев А.П., Мол И., Пузаченко А.Ю., Симакова А.Н., Смирнов Н.Г., Верпоорте А., Головачев И.Б. Эволюция экосистем Европы при переходе от плейстоцена к голоцену (24 – 8 тыс.л.н.). Москва: КМК, 2008. 556 с. Михайлеску К.Д., Маркова А.К. Палеогеографические этапы развития фауны юга Молдовы в антропогене. Кишинев: Штиинца, 1992. 311 с. Пузаченко А.Ю. Методика статистического анализа данных. ГИС – технология // Эволюция экосистем Европы при переходе от плейстоцена к голоцену (24 – 8 тыс. л. н.). Москва: КМК, 2008. С. 48-72. Раменский Л.Г. Основные закономерности растительного покрова и их изучение // Вест. опытн. дела Средне-Черн. обл. Воронеж, 1924. Раменский Л.Г. Избранные работы: проблемы и методы изучения растительного покрова. Л.: Наука, 1971. 334 c. Смирнов Н.Г., Большаков В.Н., Косинцев П.А. и др. Историческая экология животных гор Южного Урала. Свердловск: Урал. отд. АН СССР, 1990. 244 c. Agusti J. The Allophaiomys complex in Southern Europe // Geobios. 25. 1991. p.133-144. Àndrews P. Owls, Caves and Fossil Chicago: The University of Chicago Press, Микротериологический метод 257 1990. 231 p. Baryshnikov G.F., Markova A.K. Main mammal assemblages between 24 000 and 12000 yr. B.P. // Atlas of paleoclimates and paleoenvironments of the Northern Hemisphere (Late Pleistocene - Holocene) (Ed.- B. Frenzel, M. Pechi, A. Velichko). BudapestStuttgart, 1992. p. 127-129, map on page 61. Clements F.E. The development and structure of vegetation //Bot. Surv. Nebraska, 7, 1904. Fejfar O., Heinrich W.-D. Arvicoliden-Sukzession und Biostratigraphie des Oberpliozans und Quartars in Europa // Wirbeltier-Evolution und Faunenwandel im Känozoikum. Schriftenr. geol. Wiss. Berlin, 1983. N 19/20. p. 61-109. Heinrich W.-D. Some aspects of evolution and biostratigraphy of Arvicola (Mammalia, Rodentia) in Central European Pleistocene // International Symposium on the Evolution, Biostratigraphy and Phylogeny of Arvicolids. Praha. 1990. p. 165-180. Gleason H.A. The individualistic concept of the plant association // Readings in ecology. Englewood Cliffs. Prentice Hall. 1926. p.153-159. Graham R.W., Grimm E.C. Effects of Global Climate Change on the Patterns of Terrestrial Biological Communities // Trends in Ecology and Evolution. 1990. vol. 5. N 9. p. 289-292. Koenigswald W. von. Veränderungen in der Kleinsäugerfauna von Mitteleuropa zwischen Cromer und Eem (Pleistozän) // Eiszeitalter und Gegenwart. 23/24. p. 159-167 Kretzoi M. Stratigraphie und Chronologie // Stand der ungarischen Quartärforschung. Inst. Geol. Prace. Bd. 34. 1961. p. 313-330. Main P. Resultats du groupe de travail des vertebres: Biozonation du Neogene mediterraneen a partir des mammiferes // Report on Activity of the RCMNS Working Groups (1971-1975). Bratislava, 1975. p. 78-81. Markova A.K. Late Pleistocene mammal fauna of the Russian Plain // Late Quaternary environments of the Soviet Union. Univ. Minn. press, Minneapolis. 1984. p. 209-214. Markova A.K. Influence of paleoclimatic changes in the Middle and Late Pleistocene on composition of small mammal faunas: data from Eastern Europe // Mammalian Migration and Dispersal Events in the European Quaternary, Cour. Forsch. Inst. Senckenberg, 153, Frankfurt. M., 1992. p. 93-100. Markova A.K. Early Pleistocene small mammal faunas of Eastern Europe // The Dawn of the Quaternary. Rijks Geologische Dienst. 60. 1998. p. 313-326. Markova A.K. The Mikulino (=Eemian) mammal faunas of the Russian Plain and Crimea // Geologie en Mijnbouw. Netherlands Journal of Geosciences. 79 (2/3). 2000. p. 293-301. Markova A. Pleistocene mammal faunas of Eastern Europe // Pleistocene chronostratigraphic subdivisions and stratigraphic boundaries in the mammal record. Quaternary International. V. 160. Issue 1. 2007. p. 100-111. Markova A.K., Puzachenko A.Yu. Late Pleistocene mammals of Northern Asia and Eastern Europe. Vertebrate records // Encyclopedia of Quaternary Science. Vol. 4. 2007. Elsevier B.V. p. 3158-3174. Markova A.K., Smirnov N.G., Kozharinov A.V., Kazantseva N.E., Simakova A.N., Kitaev L.M. Late Pleistocene distribution and diversity of mammals in Northern Eurasia (PALEOFAUNA database) // Paleontologia i Evolucio, Vol. 28-29, Sabadell, 1995, p.5-143 Masini F., Abbazzi L., Lippi P., Sala B., Torre D. Review and new finds of Microtus (Allophailomys) (Rodentia, Arvicolidae) from the early Pleistocene of Italian Peninsula // Paludicola 2 (1), 1998, p. 78-90 Rabeder G. Die Arvicoliden (Rodentia, Mammalia) aus dem Pliozan un dem alteren Pleistozän von niederosterreich // Beitr. Palaont. Osterr. Bd.8. 1981, 373 p. Stafford T.W., Jr., H.A. Semken, Jr., R.W. Graham, W.F. Kippel, A. Markova, N.G. Smirnov and J. Southon. First AMS 14 C dates documenting contemporaneous of nonanalog species in late Pleistocene mammal communities // Geology 27, 1999, p.903906.Zazhigin V.S. Significance of lagurins (Rodentia, Microtinae, Lagurini) for the stratigraphy and correlation of Eopleistocene deposits of Eastern Europe and Western Siberia // Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, vol. 8, N 2/3, 1970. 8. ИЗОТОПНЫЕ МЕТОДЫ В палеогеографии и палеоокеанологии используются вариации изотопов целого ряда элементов. Особенно широко используются вариации таких легких элементов, как водород, углерод, кислород, сера. Дефицит объема не позволяет сколько-нибудь подробно описать методы геохимии стабильных изотопов в их применении к задачам палеогеографии. Поэтому своей целью автор видит хотя бы только изложить общие принципы интерпретации вариаций стабильных изотопов, чтобы читатель мог понимать все нарастающие публикации, в которых используются изотопные методы, и проиллюстрировать примерами возможные аспекты использования некоторых из них в палеогеографии. Основное внимание будет уделено изотопно-кислородному методу как наиболее распространенному. Поскольку большинство читателей не являются специалистами в области изотопной геохимии, то для понимания дальнейшего изложения удобнее будет напомнить некоторые базовые понятия геохимии стабильных изотопов и некоторые черты геохимии изотопов кислорода в условиях поверхностных температур. Затем остановиться на изотопно-кислородном методе как палеотемпературном для дочетвертичного времени и стратиграфическом – для четвертичного, приведя примеры и некоторые полученные результаты. Потом продемонстрировать использование изотопно-кислородного метода для изолированных акваторий, коротко сказать о применении в гляциологии, а так же упомянуть о других стабильных изотопах. 8.1. Некоторые базовые понятия геохимии стабильных изотопов Изотопами называются атомы, ядра которых содержат одинаковое количество протонов, но разное число нейтронов. Эти атомы занимают в периодической таблице одно и то же место и имеют идентичные химические свойства, но несколько разнятся по физическим. Разница в физических свойствах будет тем больше, чем больше относительная разница масс. Она максимальна для изотопов водорода: дейтерий 2Н (D) тяжелее протия 1Н в два раза; для изотопов других элементов эта разница значительно меньше. В общем случае, чем больше атомный номер элемента, тем меньше относительная разница масс его изотопов. Поэтому процессы разделения изотопов в природных процессах у легких элементов выражены сильнее, чем у тяжелых. Для иллюстрации разницы в физических свойствах в табл. 8.1 приведены примеры различий некоторых физических свойств изотопных разновидностей воды. Таблица 8.1. Основные физические свойства некоторых изотопных разновидностей воды Плотность Температура наибольшей плотности, ºС Точка плавления при 760 торрах, ºС Точка кипения при 760 торрах, ºС Давление паров при 100ºС, в торрах Вязкость при 20ºС, в сантипуазах Н216О D216О Н218О 0,9979 3,98 0,00 100,00 760 1,002 1,1051 11,24 3,81 101,42 721,6 1,247 1,1106 4,30 0,28 100,14 1,056 Изотопные методы 259 Можно выделить два вида главных процессов, приводящих к фракционированию изотопов: реакции изотопного обмена и кинетические процессы, зависящие от различий в скоростях реакций изотопных молекул. Реакции изотопного обмена - это реакции, сопровождающиеся не изменением концентрации реагирующих веществ, а реакции, в которых происходит перераспределение изотопов между различными химическими соединениями или отдельными молекулами. В общем виде реакцию изотопного обмена можно представить как: аХ nУ + bZ mУ = аХ mУ + bZ nУ, (1) где X, У, Z- атомы, из которых у элемента У – два изотопа: nУ и mУ; а и b количество молекул, вовлеченных в реакцию. Константа равновесия такой реакции К зависит от температуры. При очень высоких температурах разделения изотопов не происходит, при понижении температуры разделение изотопов увеличивается. На практике чаще пользуются коэффициентом фракционирования α. На практике чаще пользуются коэффициентом фракционирования (разделения, обогащения), чем константой равновесия. Коэффициент фракционирования α представляет собой отношение содержаний двух любых изотопов R одном химическом соединении А к отношению содержаний этих же изотопов в другом химическом соединении В: αA-B = RA/RB (2) Например, коэффициент фракционирования в обменной реакции кислорода воды и карбонатного иона: Н2 18О + 1/3 С 16О3'' ↔ Н2 16О + 1/3 С 18О3'' (3) выражается в виде: α CaCO3-H2O =(18O/16O)CO3"/(18O/16O)H2O = 1,03086 при 25ºС (4) Измерение изотопного состава проводится на масс-спектрометре. Для этого измеряемое вещество по возможности переводят в газообразную форму (измерения в газообразном виде точнее) и в условиях высокого вакуума через диафрагму с микронным отверстием напускают постоянным потоком в источник ионов прибора. Там оно ионизируется поперечным потоком электронов, формуется и фокусируется электростатическими полями, а на выходе из источника ускоряется. Движущиеся с большой скоростью ионы направляются в магнитное поле электромагнита, где единый поток заряженных частиц расщепляется, и они начинают двигаться по радиусам согласно своим атомным или молекулярным весам. Поток движущихся заряженных частиц суть электрический ток. Он может быть усилен (обычно его величина порядка n 10-9÷n 10-11 а) и измерен. Соотношение силы токов различных пучков пропорционально распространенности изотопов измеряемого элемента. Однако измерить истинное отношение изотопов в веществе обычно весьма затруднительно: при напуске газа легкий изотоп имеет некоторое преимущество при поступлении через диафрагму, которое в разных приборах разное. Трудно учитываемое фракционирование изотопов происходит и в источнике ионов. Поэтому измеряют не истинное атомное отношение, а относительное обогащение или обеднение относительно стандартов, принятых во всех лабораториях мира, в которых реальные атомные отношения хорошо изучены. Сравнение производят путем попеременного напуска в масс- Изотопные методы 260 спектрометр газов, полученных в одинаковых условиях из образца и из стандарта, и различие выражают в процентах. Там, где различие мало (реально для всех элементов, кроме водорода), отличие выражают в промилле и обозначают как δ со знаком плюс, если образец богаче тяжелым изотопом, и минус – если беднее. Обозначение результата как δ 18ОPDB= +0,25‰ означает, что образец содержит на 0,25‰ больше кислорода-18, чем международный стандарт PDB. Аналогично обозначение δDSMOW = - 5% означает, что концентрация дейтерия в образце меньше концентрации в стандарте SMOW на 5 процентов. Таким образом, ( Rобр Rcn Rcn ) 1000 ‰, или, что то же, ( Rст 1) 1000 ‰, Rобр (5) где R – атомное отношение содержания изотопов в образце или стандарте. Из уравнения (5) следует, что Rобр Rст 1000 (6) 1000 Таким образом, всегда можно перейти от представления результатов анализа от дельта-величин к представлению в атомарном отношении, если известно (а оно обычно хорошо изучено) атомарное отношение изотопов в стандарте. Для разных элементов существуют свои стандарты. Например, изотопный состав серы меряется относительно изотопного состава серы троилита железного метеорита Каньон Дьябло (CD), или равного ему Сихотэ-Алиньского метеорита. Водород измеряется относительно водорода стандартной средней океанской воды (Standard Mention Ocean Water – SMOW). Изотопный состав кислорода воды меряется относительно кислорода SMOW или, если он сильно обеднен 18О, как это бывает, например, в Антарктиде, то относительно SLAP (стандарт легких атмосферных осадков). Изотопный состав углерода измеряется относительно NBS-18 (карбонатит), NBS-19 (морской известняк), NBS-22 (нефть) и т.д. Разнообразие стандартов вызвано тем, что чем ближе изотопный состав образца и стандарта, тем меньшая вносится ошибка. При создании изотопнокислородного палеотемпературного метода группой Г. Юри в начале 50х годов прошлого века в Чикагском университете в качестве стандарта использовали имевшийся в лаборатории ростр белемнита Belemnitella americana из маастрихтской формации Пи-Ди в Южной Каролине, США. Этот стандарт PDB использовался в палеотермометрии при измерении изотопного состава и углерода, и кислорода карбонатов морского происхождения, и сейчас полностью израсходован. Но Национальное Бюро Стандартов США приготовило упомянутые другие стандарты, привязанные к PDB. По традиции в палеотермометрии продолжают пересчитывать полученные результаты изотопного состава кислорода и углерода как если бы они измерялись относительно PDB. Из уравнений (2) и (5) следует, что lnαA-B = ln (1 A 1000 ) –ln (1 B 1000 ). Учитывая, что ln(1+x) x при х << 1, получим приближенное соотношение: 1000 lnαA-B δA - δB Δ (7) Эта аппроксимация хорошо выполняется для Δ < 10. При этом разницу Изотопные методы 261 между изотопным составом образцов или стандартов вычисляют путем простого алгебраического сложения значений их δ-величин. Если же разница между образцами больше, или надо сравнить образцы, измеренные относительно сильно различающихся стандартов, приходится использовать уравнение: δст1-обр = δ ст1-ст2 + δ ст2-обр (1+ ст1- ст2 1000 ) (8) где δст1-обр искомая разница между образцом и стандартом №1, например, PDB; δ ст2-обр – измеренная разница между образцом и другим стандартом, например, лабораторным; δ ст1-ст2 – известная разница между двумя стандартами, превышающая 10‰. Вследствие различий физико-химических свойств изотопных молекул природные процессы, в которых они участвуют, сопровождаются тем или иным разделением изотопов. При этом можно выделить два главных типа изотопических реакций: равновесные и неравновесные. К равновесным относятся процессы, в которых разделение изотопов происходит из-за различия энергетических состояний изотопических молекул, т.е. проявляется термодинамический изотопный эффект. Равновесные изотопные реакции - наиболее общий случай разделения изотопов в природе. Они достаточно легко поддаются расчетам, и для них в большинстве случаев хорошо известны коэффициенты фракционирования. Неравновесные изотопические процессы вызываются разной скоростью протекания изотопических реакций, т.е. вызываются воздействием кинетических факторов. Кинетическими изотопными эффектами, например, может быть лучше всего объяснено большинство вариаций изотопов в биологических системах. Целесообразно подчеркнуть общие тенденции в поведении изотопов в природных процессах. Прежде всего, большее фракционирование наблюдается для тех изотопов, которые имеют большую относительную разницу масс. Поэтому и фракционирование изотопов легких элементов больше, чем более тяжелых. Как правило, тяжелый изотоп накапливается в твердой фазе больше, чем в жидкой, а в жидкой - больше, чем в паровой. Тяжелый изотоп концентрируется в тех молекулах, где элемент находится в наиболее окисленном состоянии. В ходе биологических реакций, например при фотосинтезе, при микробиологических процессах, в которых активно проявляются кинетические изотопные эффекты, легкий изотоп чаще накапливается в продуктах реакции. 8.2. Некоторые черты геохимии изотопов кислорода в условиях поверхностных температур Кислород - наиболее распространенный элемент на Земле. Он образует газообразные, жидкие и твердые соединения, большинство которых стабильно в широком интервале температур. Как правило, в природных реакциях, в которых участвуют изотопы кислорода, коэффициент фракционирования сильно зависит от температуры. Поэтому даже те относительно небольшие перепады температур, которые характерны для экзогенных процессов, оставляют вполне заметный след на продуктах изотопических реакций. Все это Изотопные методы 262 делает кислород наиболее важным элементом для изотопной палеогеографии и особенно палеоклиматологии. Кислород имеет три стабильных изотопа, имеющих следующую распространенность: 16О - 99,76%. 17О - 0,04% и 180 - 0,2%. Обычно определяют отношение 18О/16О, поскольку эти изотопы имеют большую распространенность и наибольшую разницу масс. П. Бирши [Baertshci, 1976] определил абсолютное значение отношения 180/16О в стандарте 5МОW, составляющее (2005,20 ± 0,45) 10-6. Стандарт PDB на 30,86‰ тяжелее SМОW [Fridman, O'Neil, 1977]. При необходимости по уравнениям (5) и (6) можно легко получить абсолютные значения отношения изотопов в образцах, измеренных относительно этих стандартов. Величина отношения 18О/16О может в результате фракционирования в природных процессах варьировать в пределах до 10%, а в абсолютных значениях - от 1:475 до 1:525. Одним из самых мощных факторов фракционирования изотопов кислорода в поверхностных оболочках Земли является фракционирование при фазовых переходах воды и в первую очередь при испарении и конденсации. Вследствие разности упругости пара изотопическх разновидностей воды, при испарении с открытой поверхности предпочтительнее улетучиваются изотопно легкие молекулы, т.е. пар обогащается изотопом 16О по сравнению с жидкой фазой. В общем случае изотопный состав пара и воды связан соотношением: RП =RВ /α (9) При равновесии пара с водой пар обычно на 9‰ беднее тяжелым изотопом кислорода исходной воды. Поскольку процессы конденсации атмосферных осадков из водяного пара изотопно равновесны, то RП =RОС /α (10) Коэффициент фракционирования в системе пар - вода возрастает с понижением температуры и в интервале 0 – 100°С описывается уравнением [Friedman, O'Neil, 1977]: 1000lnα = 1,137(106Т–2) – 0,4156(103T–1) - 2,0667 (11) В замкнутой равновесной системе первое небольшое количество конденсата будет иметь изотопный состав, аналогичный изотопному составу жидкости, находящейся в равновесии с паром. При дальнейшей конденсации влаги изотопный состав конденсата меняется по уравнению [Dansgaard, 1964]: 1 (1 / ) FП 1 δ18O = (1/α0) (12) где FП - оставшаяся доля несконденсированного пара; α0 - значение коэффициента фракционирования при температуре начала процесса конденсации; α значение коэффициента фракционирования при температуре конца процесса конденсации. Изотопный состав оставшейся части пара описывается уравнением: δ18OП = 1 0 1 (1 / ) FП 1 (13) В том случае, когда конденсат из паровой фазы выпадает в виде твердого осадка, т.е. изотопного обмена между паровой фазой и выпадающим Изотопные методы 263 осадком не происходит, изотопный состав пара и осадков описывается уравнением Рэлея: δ18OОС = (α/α0)FПα–1 (14) δ18OП = (1/α0) FПα–1 (15) Эти уравнения справедливы и для изотопов других элементов в аналогичных условиях. Логарифмируя последние уравнения и дифференцируя по температуре t, можно получить уравнение скорости фракционирования изотопов с изменением температуры dδ/dt. Однако в реальных условиях измерить температуру конденсации выпадающих атмосферных осадков затруднительно. Между концентрацией тяжелого изотопа кислорода в атмосферных осадках и рядом приземных метеорологических характеристик - среднемесячной приземной температурой воздуха, количеством выпавших осадков, широтой точки наблюдения и ее высотой - в глобальном масштабе установлена эмпирическая зависимость [Dansgaard, 1964, Yurtserver Y., Dat J.R 1988]. При этом температурному фактору принадлежит ведущая роль. В настоящее время изотопный состав атмосферных осадков изучается в глобальном масштабе на сети станций МАГАРЭ/ВМО. Схема глобального распределения кислорода-18 в атмосферных осадках, составленная Ю. Юртсевером и Дж. Гатом и дополненная В.И. Ферронским и В.А. Поляковым [1983] данными по Советскому Союзу, показана на рис. 8.1. Схема дает общее представление о концентрации тяжелого изотопа кислорода в среднегодовых атмосферных осадках без учета возможных локальных вариаций, связанных с климатическими особенностями отдельных рай- 264 Изотопные методы онов. На ней четко видно, как по мере продвижения к полюсам или в глубь континентов изотопный состав кислорода обедняется 18О. Связано это, прежде всего с тем, что пар, покидающий поверхность океана, при своем подъеме охлаждается и конденсируется. В конденсат тяжелый изотоп уходит с определенным преимуществом [см. уравнения (12) - (15)] по сравнению с легким. Последующая порция конденсата будет образовываться уже из изотопно более легкого пара, чем предыдущая, и т.д. При охлаждении воды от 25°С (приэкваториальные условия) до -15°С содержание водяных паров в воздухе уменьшится в сто раз. Таким образом, воздушные массы, достигающие высоких широт, теряют 99% и более первоначального содержания воды, а оставшиеся пары обеспечивают выпадение атмосферных осадков с изотопным составом кислорода от приблизительно минус 30 - 37 ‰ в Арктике до минус 50 - 57‰ в Антарктике. При замерзании воды также происходит разделение изотопов. Коэффициент фракционирования при этом составляет около 1,0030, т.е. лед богаче кислородом-18 на 3‰ по сравнению с исходной водой. Процессы фазовых переходов сказываются и на изотопном составе кислорода воды океанов, вызывая его закономерные изменения– порядка 1,5‰ по меридиану – в современных поверхностных водах и еще большие – в ледниковое время. Этих вопросов надо коснуться немного подробнее, поскольку они являются ключевыми в изотопно-кислородном методе. Существует корреляция между изменениями изотопного состава морской вода и изменением ее солености, поскольку у них общая главная причина – испарение. Согласно модели Вюста, связь вариаций солености в поверхностных водах в зависимости от среднегодового испарения Е и осадков Р над морем описывается уравнением: S = S0 + К(Е - Р) (16) где S – среднее значение солености вод, которые смешиваются и обмениваются с поверхностными водами в соответствии с коэффициентом пропорциональности К; S0 –- локальное значение солености на поверхности, Е и Р – потоки испарения и осадков. Константа К соответствует S/Ф, где Ф – средний поток морской воды из поверхностного слоя в массу воды с соленостью S0. Таким образом, Ф и, следовательно, К определяют время пребывания при перемешивании поверхностных вод [Craig, Gordon 1965]. Применение модели Вюста к данным по изотопному анализу позволило Г. Крейгу и Л. Гордону определить связь изотопного состава поверхностных вод океана в зависимости от Е и Р: δ = S0 + [E(δ0 - δЕ) - Р(δ 0 - δP) 1/Ф (17) где δ и δ 0 – соответственно изотопный состав вод с соленостью S и S0; δE и δP – изотопный состав соответственно испаряющейся влаги и осадков. Взаимосвязи изотопного состава и солености усложняются из-за того, что параметры Е, Р ,Ф, δ0, δP и δE в различных районах океанов изменяются по-разному. Отсюда возникает необходимость эмпирического выведения связи δ и S в разных участках акватории Мирового океана в зависимости от конкретных климатических условий и перемешивания вод. Такого рода зависимости имеют вид δ18О = аS – b‰, где коэффициенты a и b довольно сильно меняются в различных частях акватории Мирового океана. Например, для Изотопные методы 265 Атлантического океана связь изотопного состава поверхностных вод и солености описывается уравнением: для 60 - 40° с.ш. δ18О = 0,64S - 21,1‰, для 40 - 20° с.ш. δ18О = 0,26S - 6,7‰, для экваториального района 0-1° ю.ш. δ18О = 0,17S - 5,4‰, для южных широт δ18О = 0,34S -11,8‰. В литературе автор встречал около полутора десятков подобных уравнений для разных акваторий. Другой процесс, играющий существенную роль в вариациях изотопного состава вод, – разбавление поверхностных вод изотопно легкими атмосферными осадками. Степень разбавления легким изотопом определяется количеством выпадающих осадков и их изотопным составом, т.к. изотопный состав выпадающих осадков связан с характером испарения, его скоростью, температурой испаряющейся воды, с общим планом влагопереноса. Таким образом, естественные процессы испарения и конденсации приводят, с одной стороны, к обогащению поверхностных вод тяжелым изотопом, с другой – к обеднению. Характер этого явления определяется общеклиматическими причинами (влияние материковых вод сейчас не учитываем). Существенную роль играет и третий процесс - перемешивание водной толщи, причем не только горизонтальное, но и, что особенно важно, вертикальное. Если первые два процесса приводят к дифференциации изотопного состава воды, то перемешивание направлено к гомогенизации водной толщи. Современная изотопная структура океанских вод и представляет собой динамическое равновесие между тремя этими процессами. Для примера на рис. 8.2 показаны конкретные изменения изотопного состава кислорода поверхностных вод Атлантического и Тихого океанов по данным разных авторов. Рис. 8.2. Изменения изотопного состава кислорода поверхностных вод (а) Тихого (I по [Craig H., Gordon L.I., 1965]) и Атлантического (II, [по Еремеев, 1974]) океанов. Наиболее изотопно-тяжелые воды обычны для тропических широт с характерным для них большим испарением, значительно превышающим количество выпадающих осадков. В области экватора происходит уменьшение концентрации 18О в связи с большим количеством изотопно более легких дождей. Значительно большее уменьшение δ 18О фиксируется в умеренных и особенно высоких широтах, где к изотопно легким атмосферным осадкам добавляется крайне изотопно легкие талые воды ледников. На рис. 8.3 приве- 266 Изотопные методы дены усредненные данные по изотопному составу и соотношению интенсивности испарения и количества выпадающих осадков. На рисунке наглядно видна корреляция между этими процессами. Рис 8.4. Изменения изотопного состава и гидрологических характеристик поверхностных вод Красного соря и Индийского океана с широтой: 1 – Красное море; 2 – западная часть океана; 3 – восточная часть океана ; 4 – широтный разрез по 32º ю.ш. (а – изотопный состав кислорода, б – соленость, в – разница испарение – осадки). Аналогичная ситуация, по данным автора, характерна и для Индийского океана. В Индийском океане по материалам 50 станций были изучены два меридиональных разреза: через Красное море до Мадагаскара приблизительно по 50° в.д. и вдоль 90° в.д. от Индостана до Австралии и широтный по 32° ю. ш. от 96° до 116° в.д. Полученные результаты показаны на рис. 8.4, где сплошными линиями обо-значены основные тренды изменения характеристик в зависимости от широты [Николаев, 1995]. Указанные процессы вызывают и распределение изотопного состава по глубине. Как показали работы Г. Крейга, изотопный состав вод Мирового океана изменчив только в первых 500 м водной толщи. Особенно сильно он менялся в первых 200 ÷ 300 м. Ниже 500 м и до 2 км он практи- Изотопные методы 267 чески постоянен, колебания не превышают 0,14‰. Придонные воды приблизительно на 0,5‰ изотопно легче среднеокеанского значения. Подобные изменения хорошо видны на разрезе через Атлантический океан (рис. 8.5). При смене межледниковых и ледниковых эпох на эти вариации накладывались изменения, вызванные консервацией атмосферных осадков на континентах в виде ледниковых щитов. Эти щиты, как следует из изложенного, были обогащены легким изотопом кислорода. Соответственно океанские воды ледникового времени были обогащены тяжелым кислородом. Степень обогащения океанов кислородом-18 является крайне важным вопросом для изотопно-кислородного метода. Величина этого обогащения во время четвертичных покровных оледенений является дискуссионной с конца пятидесятых годов прошлого века и достоверно не установлена до сих пор. Вопрос упирается не столько в объем покровных оледенений – его ориентировочно можно реконструировать по положению конечных морен при использовании моделей растекания льда, сколько в изотопный состав кислорода ныне стаявшего льда континентальных ледников. На этом вопросе остановимся ниже, рассматривая изотопно-кислородный метод как палеотемпературный. Изменения изотопного состава кислорода воды акваторий, в различной степени изолированных от Мирового океана, еще больше. Своеобразие геохимии изотопов кислорода этих водоемов определяется как особенностями их гидрологического режима, так и влиянием окружающей среды. В связи с этим каждый бассейн оригинален, для каждого характерны свои особенности и необходим индивидуальный подход. Тем не менее, существуют общие закономерности геохимии изотопов кислорода, характерные для такого рода бассейнов. Как говорилось, при испарении в жидкой фазе накапливается тяжелый изотоп. В случае если при испарении исключить взаимодействие пара с жидкостью, то изотопный состав жидкости будет описываться уравнением Рэлея: R = R0(V0/V)α–1/α, (18) где R – конечный изотопный состав жидкости, R0 – начальный изотопный состав жидкости, V – начальный объем жидкости, V0 – конечный состав жидкости, α – равновесный коэффициент фракционирования при испарении. Но в реальных условиях на изотопный состав кислорода воды изолиро- Изотопные методы 268 ванных водоемов могут оказывать влияние испарение, выпадающие атмосферные осадки, приток пресных материковых вод, обмен с водяным паром атмосферы. Как показали работы Г. Крейга с соавторами [Craig, Gordon.1965, Craig, Gordon.1963], В.И. Ферронского с соавторами [1975, 1983], В.С. Брезгунова [1978] и др., в общем случае, в стационарных условиях, когда не происходит значительного изменения объема водоема и при хорошем перемешивании, изотопный состав кислорода его воды стремится к постоянной величине: RВ = (1 h) RI I / E hRП / K 1 / K (1 h)( I / E 1) (19) где RB – отношение 18О/16О в воде водоема, RI – отношение изотопов в водах водопритока (атмосферные осадки, материковый сток и пр.), RП – изотопный состав кислорода водяного пара атмосферы, h – относительная влажность, I/E – отношение средних скоростей водопритока и испарения, α – коэффициент равновесного фракционирования при испарении, К – отношение коэффициентов диффузии различных изотопических молекул воды. Величину К приходится вводить из-за того, что в реальных водоемах отсутствует термодинамическое равновесие между водой и водяным паром. Значения α и К для реальных условий испарения и температуры около 20°С можно принять равными соответственно 1,009 и 1,016. В случае необходимости отношение изотопов R согласно уравнению (5) может быть заменено на величину δ18О. Если водоем бессточный и вода в нем теряется только за счет испарения, т.е. 1/ Е =1, то уравнение (19) примет вид: RВ = αK[(1-h)RI + hRП /K] (20) При относительной влажности h = 0 уравнение (19) преобразуется в RВ = αKRОС (21) При относительной влажности h=1 изотопный состав кислорода воды водоема находится в термодинамическом равновесии с изотопным составом водяного пара атмосферы, не зависящего от изотопного состава кислорода воды бассейна. Уравнение (19) примет вид: RВ = αRП (22) В общем случае бессточного водоема из уравнения (19) следует, что изотопный состав кислорода воды стремится к величине, зависящей только от изотопного состава атмосферной влаги, поступающих вод (атмосферные осадки и водоприток) и относительной влажности. Особо следует подчеркнуть роль относительной влажности. Она определяет степень влияния RОС и RП на изотопный состав кислорода воды бассейна, а эти величины обычно различаются на ~10÷12‰. Значения RОС могут быть измерены непосредственно путем анализа изотопного состава кислорода атмосферных осадков, речных и иных вод, поступающих в бассейн. Значения RП в данном случае удобно рассчитать из изотопного состава кислорода атмосферных осадков, исходя из равновесности процессов конденсации по уравнению (10): RП =RОС/α Как уже говорилось, изотопный состав кислорода атмосферных осадков имеет четкую коррелятивную связь с температурой воздуха [см. уравнения (16) - (21)]. Изотопные методы 269 В бассейнах типа северной части Азовского моря, северной части Каспийского моря, приустьевых зонах Аральского моря, где в бассейн с относительно тяжелым изотопным составом впадают мощные поверхностные водотоки с резко отличной концентрацией тяжелого изотопа, имеет место простое смешение вод с различными изотопными характеристиками. Чтобы разобраться в такого рода процессах, удобно строить диаграммы соленость - изотопный состав, где воды разного генезиса займут различные области. Эти уравнения дают возможность разобраться с поведением изотопов воды не только океанов, но и изолированных от океана бассейнов и дают ключ к использованию вариации изотопов кислорода их вод для палеогеографических целей. 8.3. Изотопно-кислородный метод как палеотемпературный Изотопно-кислородный метод изначально возник как метод определения палеотемператур древних морей. В конце 40х годов прошлого века Г. Юри, занимаясь расчетом термодинамических свойств изотопических молекул, установил, что коэффициент фракционирования обменной реакции при образования карбоната кальция в водной среде (ур. 3), сильно зависит от температуры воды. В 1947 г. он писал, что именно тогда понял, что в его руках оказался геологический термометр. Однако неполнота теоретических данных не позволяла рассчитать константу равновесия с необходимой точностью. Оставался экспериментальный путь. В термостатированных аквариумах выращивались моллюски, у которых в раковинах высверливались отверстия. Моллюски залечивали повреждение раковин новым карбонатом кальция, изотопный состав кислорода которого и анализировался. К 1953 году термометр был создан. Так называемое уравнение палеотемпературной шкалы С. Эпштейна, Р. Бухсбаума, Г. Лоуэнштама и Г. Юри в окончательном варианте выглядело как tºC = 16,5 – 4,3(δ18OK - δ18OB) + 0,14(δ18OK - δ18OB)2 (23) где tºC – температура воды, в которой образовывался карбонат кальция, δ18OK – изотопный состав кислорода углекислого газа, полученного из карбоната кальция путем разложения его 100% ортофосфорной кислотой и измеренного относительно стандарта PDB, а δ18OB – изотопный состав углекислого газа, изотопно уравновешенного с водой, в которой образовывался карбонат кальция, и измеренный относительно SMOW. Позже это уравнение несколько уточнил Г. Крейг, учтя некоторые процессы при измерении в масс-спектрометре: tºC = 16,9 – 4,2(δ18OK - δ18OB) + 0,13(δ18OK - δ18OB)2 (24) Таким образом, по изотопному составу кислорода карбоната кальция можно определять температуру воды, в которой шла его садка, с точностью до долей градуса. Развитие изотопно-кислородного палеотемпературного метода, применяемого обычно к органогенным карбонатам, выявило организмы, которые образуют свои раковины с соблюдением термодинамического равновесия, т.е. подчиняющегося указанным уравнениям, и организмы, образующие карбонат кальция вне условия соблюдения термодинамического равновесия, когда преобладают кинетические эффекты. К первым, пригодным для палеотемпературных исследований, относятся такие группы, как моллюски, планк- 270 Изотопные методы тонные фораминиферы, кокколитофориды, белемниты, брахиоподы и другие. К организмам, образующим свои скелеты вне условия изотопного равновесия, относятся большинство карбонатосаждающих водорослей, иглокожие, кораллы, гастроподы, подавляющее число бентосных фораминифер и др. В отношении последних надо заметить, что смещение от равновесного положения у разных родов свое, но постоянное. Это дает возможность введением поправок приводить полученные замеры к величинам, как если бы замеры велись по видам, не имеющим таких смещений, например, бентосному роду Uvigerina. На первых этапах, не зная вариаций изотопного состава кислорода воды океанов, авторы принимали его за 0‰ и определяли палеотемпературы морей по рострам белемнитов из континентальных разрезов юрских и меловых отложений. Такой выбор был связан с обеспокоенностью исследователей сохранностью первоначального изотопного состава кислорода, а ростры белемнитов имеют очень плотную структуру и хорошо сохраняют изотопный состав сотни миллионов лет (если, конечно, не было выветривания с сопутствующей перекристаллизацией). Единственный минус такого выбора в том, что белемниты – нектонные организмы, и существует неопределенность привязки результатов по глубине. Но изучавшиеся континентальные разрезы представляли собой отложения мелководных эпиконтинентальных морей, по всей видимости, не имевших существенной температурной разницы по глубине. Таким путем были получены первые количественные оценки палеотемператур океанов мезозойско-кайнозойского времени и распределение их по акватории. Необходимо учитывать, что в этом интервале геологического времени – до эоцена – материковых льдов не было. По имеющимся расчетам, изотопный состав и объем современных льдов таков, что если Земля лишится материкового льда, то изотопный состав кислорода океанов станет легче на 1,1‰. Тем самым только по этой причине полученные значения завышены на величину почти в 5°C. Палеотемпературная интерпретация более поздних изотопных данных разными авторами проводились в зависимости от их взглядов на развитие материкового оледенения. Оценки же эти существенно различались. Объем раздела не позволяет дать обзор этим работам. Интересующимся можно рекомендовать хотя бы книги [Боуэн, 1969, Тейс, Найдин, 1973]. Но хотелось бы призвать читателя к критической оценке палеотемпературной интерпретации результатов. Во всяком случае, мне известна защищенная в 90х годах докторская диссертация и параллельно опубликованная монография на предмет обобщения палеоклиматов Земли в мезозое и кайнозое. В ней использовалось результаты разных методов, в том числе и изотопно-кислородного, положенного в основу работы. При этом брались первичные оценки палеотемператур, которые делали их авторы со всем спектром различия взглядов на историю изменения изотопного состава воды океанов во времени и пространстве, и использовались без всякой коррекции или хотя бы приведения к какому-нибудь единообразию. Это свидетельствует не только о непонимании сути метода, но и дискредитирует сам изотопно-кислородный метод. В качестве примера использования изотопно-кислородного метода можно рассмотреть историю изменения поля палеотемператур поверхно- Изотопные методы 271 стной водной массы Мирового океана в течение развития последнего кайнозойского ледникового мегацикла эоцен-четвертичного времени, для которого плейстоценовые оледенения Северного полушария – только вершина единого естественного процесса развития климата Земли. При этом особенно эффективно использование не одного изотопно-кислородного метода, а совместно с фораминиферовым методом: они дополняют друг друга. В работе основное внимание сосредоточивалось на поверхностной водной массе. Поверхностная водная масса океанов – это водная толща до 250–400 м глубины, свойства которой определяются энерго- и массообменом Океана и атмосферы. Она является наиболее "климатоопределяющей" и важной при палеоокеанологических исследованиях. Покровные оледенения Земли – явление достаточно рядовое в ее истории. Наиболее древнее из достоверно зафиксированных произошло около 2,9 млрд лет назад. В фанерозое эти состояния длительностью несколько десятков миллионов лет повторялись более или менее регулярно через каждые 140-160 млн. лет, за исключением юрского времени, когда в приполюсном пространстве не было суши. Похолодание последнего климатического мегацикла началось в Южном полушарии в эоцене – олигоцене (мнения расходятся). В палеоцене Антарктида находилась в приполюсном пространстве, в районе Северного полюса суши не было. В отличие от современности, Антарктический полуостров соединялся с Южной Америкой, Индостан находился на полпути своего движения к Азии, Австралия примыкала к Антарктиде. Поскольку еще существовал Тетис и отсутствовал Панамский перешеек, было развито мощное Циркумэкваториальное течение. На этом фоне Антарктида, ставшая в эоцене уже довольно гористой страной, согревалась двумя "печками", системой двух колец меридиональной циркуляции. Первое образовывалось ветвью низкоширотного потока, поступающего из низких широт к югу вдоль восточных берегов Южной Америки, омывало Антарктиду и возвращалось опять в низкие широты западной окраиной Австралии. Ветвь второго вдоль восточных берегов Австралии поднималось в высокие широты и, отдав свое тепло южному материку, направлялось к экватору вдоль западных берегов Южной Америки. В результате в Восточной Антарктиде в начале эоцена господствовала нотофагусовая флора, а на Антарктическом полуострове произрастали древовидные папоротники, цикадовые, гинкго, араукарии и другие весьма теплолюбивые формы. Австралия начала свое движение к экватору в начале эоцена, около 53 млн. лет назад. Постепенно "две печки", обогревавшие Антарктиду, превращались в одну. Процесс этот был довольно длительным, тем более что образованию Южного кругового течения мешала мелководность обширного пролива между Антарктидой и Австралией. Однако в позднем эоцене это препятствие было удалено, пролив углубился и смог пропускать большие массы воды. На гористом материке развилось горно-долинное оледенение, причем мощный выводной ледник, дренирующий большую часть Восточной Антарктиды, в позднем эоцене - раннем олигоцене образовал в районе залива Прюдс мощную пачку диамиктита. Омывающие континент воды были еще довольно теплые, и ситуация напоминала, вероятно, современную в окруженной теплым морем Новой Зеландии, где выводные языки очень подвижных "теплых" 272 Изотопные методы горных ледников сбрасывают массу моренного материала в море, а на бортах их трогов растут древовидные папоротники. Оледенение перешло в покровное на рубеже раннего и позднего олигоцена или в начале позднего олигоцена в связи с образованием Циркумантарктического течения, возникавшего по мере открытия пролива Дрейка. Оледенение постепенно переходило в покровное и, заняв весь материк, достигло океана. Возникновение течения было не одномоментным, особенно это справедливо в отношении количества пропускаемой проливом воды. Считается, что началось оно в раннем миоцене около 25-23 млн. лет назад и к началу среднего миоцена, к 16 млн. лет назад, уже можно говорить об достаточно полномасштабном течении. Западная Антарктида покрылась льдом только в начале плиоцена около 5 млн. лет назад. В плиоцене оледенение, скорее всего, перешло в полярный малоподвижный тип: образование турбидитов на дне прилегающих акваторий резко уменьшилось. В северном полушарии похолодание шло приблизительно в те же интервалы, но льды там появились значительно позже, в позднем миоцене. С 7,8 млн. лет назад в осадках Баффинового моря стабильно встречаются следы айсбергового разноса с Гренландии. Арктическуий океан стал ледовитым скорее всего начиная с 5,1 млн. лет назад [Полякова, 1997, Moran et al., 2006 и др.]. Но объем льдов Северного полушария дочетвертичного времени был пренебрежимо меньше объема льда Южного полушария. Эти взгляды на эволюцию климата были использованы при разработке модели изменения изотопного состава кислорода воды Мирового океана во времени и пространстве. К сожалению, объем раздела не позволяет привести ее здесь. Первоначальный ее вариант опубликован в [Николаев и др., 1989], уточненный - в [Николаев, 2001]. Но для изучения термической структуры поверхностной водной массы по вертикали необходимо знать не только изотопный состав кислорода воды океанов, но и глубины преимущественного наращивания карбоната планктонными фораминиферами, по раковинам которых ведѐтся определение изотопного состава кислорода. Планктонные ловы из-за активной вертикальной миграции фораминифер не позволяли этого сделать. По изотопному составу кислорода раковин фораминифер, зная температуру воды и еѐ изотопный состав, это установить возможно. Используя литературные и наши многолетние материалы по этому вопросу, Н. С. Блюм на основании морфотипических особенностей различных видов планктонных фораминифер разработала классификацию видов по глубинам обитания для различных геологических периодов [Николаев и др., 1989, Nikolaev S.D. et al., 1989]. По характеру изменения температуры с глубиной поверхностная масса подразделяется на ряд типов, характерных для различных гидрологических зон, которые, в свою очередь, генетически тесно связаны с климатической зональностью и вертикальной циркуляцией Океана. Разработанная нами методика совместного использования изотопно-кислородного и фораминиферового методов позволяла не только реконструировать поверхностные температуры (для фораминиферового – путем реконструкции биогеографической климатической зональности), но и устанавливать изменения подповерхностных температур на разных глубинах. Тем самым мы имели возможность идентифицировать по вертикальному ходу температуры гидрологическую Изотопные методы 273 зональность, прослеживать еѐ становление во времени и пространстве. На первом этапе мы собрали имеющиеся изотопные данные по планктонным фораминиферам, как свои, полученные при изотопном анализе материалов глубоководного бурения, так и имеющиеся в литературе, по подотделам от эоцена до плиоцена. Полученные после обработки результаты были сведены на единый меридиональный разрез (рис. 8.6) [Николаев и др., 1989]. На нем четко видно как развивалась термическая структура поверхностной водной массы от примитивной, практически азональной в позднем эоцене и раннем олигоцене, с постепенным усложнением ее зональности с позднего олигоцена вплоть до современной контрастной. Дальнейшие исследования термического поля поверхностной водной массы Мирового океана дочетвертичного времени велись по узким временным срезам в объеме фораминиферовой зоны на 10 этапов, представляющих палеоклиматический интерес. Были изучены срезы: в олигоцене – на фораминиферовые зоны Р21 и Р22 (конец раннего и начало позднего олигоцена), в миоцене - на зоны N4, (начало раннего миоцена), N8 (конец раннего миоцена), N14 (конец среднего миоцена), N17 (середина позднего миоцена), N18 (конец позднего миоцена), в плиоцене - N19 (ранний плиоцен), N20 (средний плиоцен), N21(поздний плиоцен). На этом этапе сначала на основании фораминиферовых данных строились палеоклиматические карты, основанные на распределении танатоценозов планктонных фораминифер в донных отложениях океанов с идентификацией климатической зоны. Естественно, использовались и изотопные данные для поверхностных видов. Затем по изотопным данным реконструировались изменения палеотемператур по глубине. По вертикальному ходу температуры определялись типы термической стратификации водной толщи, и по ним идентифицировалась гидрологическая зональность, прослеживалось еѐ становление во времени и пространстве. Демонстрация построенных карт занимает слишком много места, поэтому интересующихся можно переадресовать к публикациям для неогенчетвертичнго времени – [Блюм Н.С. и др. 1999 и уточненный вариант в американском издании Bluym N.S., et al, 2005], для олигоцена – к [Николаев, Оськина, 2003]. Чтобы читателю был понятен характер работы, здесь для примера на рис. 8.7 приводится карта на фораминиферовую зону Р-22 (начало позднего олигоцена). Приведенные материалы позволяют представить общие закономерности изменения климата. В раннем эоцене доминировала соленостная стратификация Мирового океана, что принципиально меняет экологические условия планктонных организмов и не позволяет использовать имеющиеся методики, основанные на актуалистических предпосылках. Средний эоцен являлся временем, переходным к условиям, приближающимся к современным. Комплекс полученных данных подтвердил, что в раннем олигоцене в экваториальной области существовала только зона, по своим характеристикам близкая к тропической с соответствующими танатоценозами планктонных фораминифер. Воды умеренного пояса были нами обнаружены только в приантарктической части Тихого океана. Климат остальной акватории Мирового океана был близок к субтропическому. Среднегодовые поверхностные температуры в приэкваториальной зоне были около 22ºС, на широтах около 60º ю.ш. – близки к 274 Изотопные методы Изотопные методы 275 276 Изотопные методы 13ºС (в позднем эоцене – до 17ºС). Термоклин в это время был очень четкий и термические градиенты по глубине – резкими. Вероятно, что непосредственно около берегов Антарктиды, особенно в тихоокеанском секторе, могли появляться сезонные льды. Сезонные климатические колебания, особенно в умеренных и более низких широтах были, скорее всего, еще невелики.приэкваториальной зоне были около 22ºС, на широтах около 60º ю.ш. – близки к 13ºС (в позднем эоцене – до 17ºС). Термоклин в это время был очень четкий и термические градиенты по глубине – резкими. Вероятно, что непосредственно около берегов Антарктиды, особенно в тихоокеанском секторе, могли появляться сезонные льды. Сезонные климатические колебания, особенно В позднем олигоцене картина уже изменилась. Хотя набор климатических зон и типов гидрологических водных масс остался тот же, границы их распространения существенно сдвинулись, свидетельствуя о существенном похолодании. Вертикальные градиенты и резкость термоклина несколько смягчились, т.е. нижние горизонты поверхностной водной массы также стали холоднее. Мы связываем это охлаждение с переходом горного оледенения Антарктиды в покровный тип. Такой возраст покровного оледенения подтверждается и геологическими данными: только с позднего олигоцена можно говорить о возникновении приантарктического пояса кремненакопления. Его существование вызывалось, как и на современном этапе, своеобразной вертикальной циркуляцией, возникающей из-за выхолаживания ледником вод на шельфе Антарктиды. Но гидрологические и атмосферные фронты, которые сейчас отгораживают Антарктиду от основной части планеты и "консервируют" ее холод, затрудняя его распространение в низкие широты, в полном масштабе еще не сформировались. В этом видится основная причина несколько более низких температур вод низких широт, особенно южного полушария, в позднем олигоцене по сравнению с ранним олигоценом и ранним миоценом. Полученные материалы подтверждаются и данными О.Б. Дмитренко по нанопланктону. Согласно им, у побережья Антарктиды в это время даже удается зафиксировать субполярную зону, а в самом конце позднего олигоцена – и полярную. В Северном полушарии первые морены датируются поздним миоценом около 10-9 млн.. лет назад, а около 7,8 млн.. лет появляются в Баффиновом море следы ледового разноса с Гренландии. Около 3,5 млн. лет оледенение покрыло Исландию. Полярный и субполярный тип термической стратификации поверхностных водных масс нам удалось обнаружить в высоких широтах только в раннем плиоцене. С рубежа раннего и позднего олигоцена, с возникновения покровного оледенения южного материка, начинает возрастать зональная дифференциация климатов Мирового океана. Температура экваториальной зоны начинает повышаться, а высокоширотных зон — интенсивно падать. Начинается усложнение вертикальной термической структуры, активизация океанской циркуляции, появляется зона экваториальной дивергенции, а в миоцене – зоны тропического опускания вод. В позднем миоцене и раннем плиоцене уже фиксируются области полярных водных масс с характерными для них инверсиями подповерхностной температуры. Эти изменения происходят на фоне соответствующего изменения характера глубоководного осадконакопления. Изотопные методы 277 По мере приближения к современности экваториальная зона становилась теплее, а высокоширотные — существенно холоднее (рис. 8.6). Этот вывод подтверждается и изучением изменения градиентов температур между высокими и низкими широтами. Высказанные представления не означают, что мы отрицаем изменения среднеглобальной температуры в прошлом. Еѐ не могло не быть хотя бы потому, что "дыры" в тепловом балансе планеты, проделываемые повышенным альбедо снеговых покровов ледниковых щитов, не могли не сказаться на ходе планетарной температуры. Разговор идет о том, что наиболее ярко выраженным климатическим процессом до периода покровных оледенений Северного полушария было не столько общее похолодание, сколько нарастание контрастности климатической зональности из-за понижения температуры в высоких широтах и повышения — в низких. 8.4. Изотопно-кислородный метод как стратиграфический Весьма интенсивно а, главное, результативно, изотопно-кислородный палеотемпературный метод стал развиваться с началом изучения океанских осадков. Пальма первенства в этом принадлежит Ч. Эмилиани, который стал применять изотопный метод к планктонным фораминиферам кернов океанских колонок, в первую очередь – Карибского моря. Изучались колонки четвертичных отложений. С развитием океанского бурения стали изучаться и керны океанского бурения. Преимущественно исследовались два вида - Globigerinoides rubber и G. sacculifer, поскольку они обитают в верхних 20 метрах водной толщи и, соответственно, отражают условия поверхности Океана. Эмилиани прекрасно представлял роль изотопии воды океанов и для ее изменения во время четвертичных оледенений проанализировал всевозможные палеоклиматические данные по Карибскому бассейну, начиная от палинологических и кончая изменением высоты снеговой линии. Опираясь на эти данные как на "парный термометр", он оценил величину похолодания в ледниковое время и рассчитал, что доля вариаций δ 18О воды в наблюдаемых изменениях изотопного сигнала карбоната раковин фораминифер составляет 1/3. Остальное вызывается изменением температуры. Уменьшив на 1/3 амплитуду изменений δ 18О карбонатов раковин поверхностных видов фораминифер ледникового времени, Эмилиани и получил ставшую знаменитой палеотемпературную кривую, которую восприняли как палеоклиматическую панацею. Однако изучение изотопного состава ледяных кернов сначала Гренландии, а затем и Антарктиды, заставили усомниться в правильности интерпретации изотопных данных как палеотемпературных. Распространяя изотопный состав кислорода этих щитов на стаявшие льды, следовало, что доля вклада «водного фона» составляла не 1/3, а как минимум 2/3 амплитуды вариаций изотопного сигнала. Тем самым кривая получалась не палеотемпературная, а палеогляциологическая, отражающая изменения объема льда на планете. Это не менее важно, но необходима была определенность. Дискуссия длилась около полутора – двух десятилетий. На критику В. Дансгора, Н. Шеклтона и др. Ч. Эмилиани отвечал, что нельзя распространять изотопный состав льдов Гренландии, расположенной в высоких широтах, на весь объем четвертичных льдов Северного полушария, образовывав- 278 Изотопные методы шихся в значительно более низкоширотных областях. Фракционная конденсация атмосферных осадков не проходила так много циклов по пути к месту консервации в ледниках, как сейчас. Ныне стаявшие части покровных льдов образовывались в более низких широтах и поэтому были изотопно более тяжелыми. Одно время большие надежды возлагались на парный фосфатный термометр. Кислород фосфатного иона, так же как и карбонатного, сильно зависит от температуры. Существуют и организмы, строящие свои раковины одновременно из карбоната и фосфата кальция, например, брахиоподы. Таким образом, имелись бы два уравнения и двумя неизвестными, решаемые однозначно. Тем самым возможно было бы определить и температуру воды, и изотопный состав ее кислорода. Была разработана методика раздельного выделения кислорода из карбоната и фосфата раковин. Но, как показал А. Лонжинелли, коэффициенты фракционирования оказались практически идентичны и кривые изменения изотопного состава этой системы уравнений практически параллельны. Парный фосфатный термометр оказался невозможным. К началу 70х годов развился фораминиферовый палеотемпературный метод. Идею его предложил М.С. Бараш в 1966 г. в Институте океанологии, а к 1970 году опубликовал первые исследования по Атлантическому океану, причем в паре с изотопными исследованиями, выполненными в Институте геохимии в группе Р.В. Тейс. В 1971 г. Дж. Имбри и Н. Кипп предложили по сути аналогичный метод, но только если М.С. Бараш применял графический метод, рассчитанный вручную, американцы использовали компьютер и факторный анализ. Позже возникло несколько разновидностей метода, предложенных разными авторами. Точность определения палеотемператур такими способами оценивается их авторами в ~0,8÷1ºС. Параллельное использование фораминиферового и изотопного методов в качестве парных к середине 70х годов убедило большую часть исследователей, что доля вклада "водного фона" превышает 70%, достигая временами 90% и даже более. После этого изотопно-кислородный метод для четвертичного времени стали использовать как климатостратиграфический, а не как палеотемпературный. Были выделены изотопные климатические стадии и соответствующие изотопные ярусы. Нумерация их шла сверху вниз. Первая соответствовала голоцену, вторая – максимуму валдайского, висконсинского похолодания. Третья – брянскому межстадиалу, четвертая – ранневалдайскому похолоданию, пятая стадия – микулинскому межледниковью и т.д. Сначала в 5 стадии выделили подстадии от поздней а до ранней е: 5a, 5b, 5c и т.д.; соответствующие ярусы стали обозначать цифрами 5.1, 5.2 и т.д. Позже, с увеличением детальности исследований, выделили подстадии и в других стадиях. Положение границы палеомагнитных хронов Матуяма/Брюнес было установлено в 19 изотопной стадии. Начало покровных оледенений, определенное по существенному увеличению амплитуды вариаций δ18O карбоната раковин фораминифер, относится к 22 изотопной стадии. Сейчас изучение изотопной шкалы углубилось в миоцен и число стадий далеко перевалило за сотню. Большая часть изотопных исследований стала проводиться по бентосным фораминиферам: температурные изменения у дна существенно ниже приповерхностных и, соответственно, вклад температурного сигнала будет еще ниже. Кривая будет полнее отражать изменения объема льдов материко- Изотопные методы 279 вых оледенений. Наши исследования показали, что в дискуссии о доли вклада ―водного фона‖ в изменения δ18О карбонатов обе стороны были правы и не правы. А. Лонжинелли, изучая изотопный состав кислорода фосфата зубов современных людей различных рас от Гренландии до Сомали (а у них, естественно, единая и высоко стабильная температура тела), установил зависимость δ 18О фосфата от изотопного состава кислорода употреблявшейся ими воды. Поскольку во время последнего оледенения обитали те же Homo sapiens sapiens, у нас нет оснований подозревать у них иные физиологические процессы. Изучение изотопного состава фосфатов зубов и иных костных останков древних людей приледниковой зоны показал, что изотопный состав кислорода воды, которую пили эти люди, характеризовался величиной около -15÷-17‰ относительно SMOW. [Николаев 1986, 1988, Николаев и др. 1989 г.] Ч. Эмилиани считал, что именно такой изотопный состав имели стаявшие части покровных ледников. Другое дело, что нельзя было распространять эту величину на всю толщу Мирового океана, а только на его поверхностную водную массу, в которой и происходят основные изменения [Николаев В.И., Николаев С.Д., 1987]. Тем не менее, неопределенность вариаций доли вклада температуры и изотопного состава кислорода воды океанов остается. Особенно существенны ее изменения по акватории океанов при образовании и деградации материковых оледенений. Возникали и исчезали энергоактивные зоны, из которых главным образом питались растущие ледники, в которых резко увеличивалась испаряемость, изменение солености и вообще нестабильность. Увеличивалась общая соленость океанских вод, их плотность, менялся план соотношения полей солености и температуры. Конечно, пока не выяснены эти аспекты, нет возможности корректно использовать изотопно-кислородный метод как количественный палеотемпературный метод. Но в равной степени относится и к фораминиферовому методу. Распределение планктонных фораминифер определяется отнюдь не только температурой, а и осмотическим давлением, которое менялось синхронно изменению солености, и плотностью вод, т.к. они совершают активные суточные вертикальные перемещения, которые ограничиваются определенным диапазоном плотности. При изменении этих параметров неизбежно менялся и ареал распространения разных видов. Не выручает и использование бентосных фораминифер, т.к. хотя они и живут в температурно более консервативной среде, но придонные воды образуются, главным образом, путем трансформации поверхностных вод шельфовых зон Антарктиды и вод Норвежско-Гренландского моря со всеми вытекающими отсюда сложностями формирования их изотопного состава и сильными изменениями при смене ледниковых и межледниковых эпох. Аналогично не корректно считать количественно палеотемпературы по спорово-пыльцевым данным, опираясь на современное распространение растений, т.к. в ледниковое время растительные формации отступали в более низкоширотные зоны, где иные почвы, иная продолжительность светового дня и пр. Мы не имеем в современную эпоху аналога климата ледникового времени, нам не от чего оттолкнуться. Палинологи это поняли, и сейчас практически нет работ, дающих абсолютные значения температуры и увлажнен- 280 Изотопные методы ности прошлого. Дело за микропалеонтологами. Выход один: необходимы дальнейшие исследования и, прежде всего, необходимо иметь хотя бы карту изотопного состава океанских вод с распределением δ18O воды по площади и глубине. Пока же для четвертичного времени изотопно-кислородный метод используется как удобный стратиграфический метод. Не только для океанских отложений, но на его основе делаются многочисленные попытки корреляции океанских и континентальных событий. Стандартная изотопно-кислородная кривая представляет собой однообразную пилообразную кривую и не имеет надежных реперов, позволяющих отличить одну стадию от другой. Если по колонке нет палеомагнитных данных, не установлена граница Матуяма/Брюнес, или колонка не сопровождаются микропалеонтологическими исследованиями, надежно провести стратиграфическое расчленение по одним изотопно-кислородным данным весьма затруднительно. Имеется достаточно примеров ошибочного расчленения только на основе одного этого метода: Для континентальных сопоставлений картина еще более сложна. Через некоторое время после общего признания изотопно-кислородной кривой континентальные палеогеографы отказались от своих старых схем, от четкой иерархии палеоклиматических событий и стали в стратиграфических схемах подражать изотопной кривой. Причем разные авторы, чтобы свести концы с концами, совершенно по-разному проводят корреляцию, включая в одну изотопную зону несколько циклов или, наоборот, несколько зон в один климатический цикл. Обзор состояния проблемы можно посмотреть в [Николаев и др., 2003]. Все сказанное отнюдь не означает, что изотопным методом нельзя пользоваться. Если бы мы ждали совершенных, безукоризненных методов, мы бы и сейчас находились на уровне Чарльза Лайеля. 8.5. Применение изотопно-кислородного метода к изолированным водоемам Как следует из вышеизложенного, изотопный состав кислорода карбоната есть функция двух переменных – температуры и изотопного состава кислорода воды, в которой этот карбонат образовывался. В традиционном способе использования метода вариации кислорода-18 воды являются мешающим фактором. В изолированных водоемах изменения δ 18О воды столь велики, что в большинстве случаев однозначно превышают температурный вклад. Но если разобраться в факторах, влияющих на формирование и изменения изотопного состава кислорода воды данного бассейна, то из изменений δ 18О их карбонатов можно получить ценную палеогеографическую информацию. Наши подобные исследования проводились на Белом, Азовском, Черном, Каспийском, Аральском, Средиземном, Красном морях. Каждое из этих морей имеет свои особенности, требуют своего подхода, и полученные результаты отражают разные аспекты их истории. Интересующимся можно порекомендовать обобщающую работу [Николаев, 1995]. Подход к проблеме един: необходимо вскрыть факторы, определяющие изменения изотопного состава воды подобных акваторий. Изотопные методы 281 В качестве примера такого подхода можно привести Красное море. В Мировом океане очень редко происходит хемогенная осадка карбонатов. В Красном же море кое-где отмечается садка арагонита, а для осадков ледникового времени вообще типичны хемогенно-биогенные осадки в виде корок, цементирующих основной осадок. Каковы же были гидрологические условия и, прежде всего, соленость Красного моря в ледниковое время, которые приводили к такому явлению? Объем воды Красного моря составляет 251х103 км3, площадь 450*103км2, средняя глубина 558 м. Основная масса водопритока (более 99%) приходится на океанские воды: в Красное море не впадает ни одна река, а крайне аридный климат приводит к тому, что атмосферные осадки в водном балансе не превышают 0,5%. Количество атмосферных осадков варьирует от 30 ÷ 50 мм/год на севере до 200 ÷ 220 мм/год на юге. В данном случае за среднюю величину взято 125 мм/год. Испарение оценивается разными авторами по-разному – от 183 до 240 см/год, т.е. величинами от 0,82*103 до 1,08*103 км3/год. В зимний период в Красное море через Баб-эль-Мандебский пролив с верхним течением поступают воды Аденского залива. Соленость вод залива близка к 36,4 - 36,6‰. Поверхностные воды Красного моря меняют свою соленость от 38,2‰ на юге моря до 40,5 – 42‰ на севере. В северной части моря плотные соленые воды опускаются, образуя глубинную водную массу, и распространяются по котловине моря до глубины 150 ÷ 200 м. Соленость этой водной массы, занимающая около 3/4 объема моря, близка к 40,6 ‰ при температуре около 21,7°С. Плотность ее составляет 23,5 ÷ 28,6 усл. ед. Характеристики этой водной массы почти не меняются с глубиной. Глубинные воды, несколько смешавшись с вышележащими, вытекают из пролива нижним течением. Летом в результате изменения направления господствующих ветров в проливе до глубины 25 - 50 м развивается дрейфовое течение из Красного моря в Аденский залив. Градиентные течения находятся, с оответственно, ниже. Расчеты водного баланса Красного моря обычно пров одятся по уравнению Кнудсена: VO = VE Si (SO – Si)–1, (25) где VO – объем водопритока, VE – объем испарения, Si – соленость поступающих вод, SO – соленость вод бассейна. Согласно расчетам разных авторов, объем втекающих вод оц енивается величинами от 9,15*103 до 12,6*103 км3/год, объем вытекающих (соответственно, как разница прихода и испарения) – 8,2 ÷ 11,6*103 м 3 /год. Отсюда отношение водопритока к испарению лежит в диапа зоне от 15,4 до 8,4. Таким образом, современный водный баланс Красного моря можно принять слагающимся в среднем из следующих элементов: Приход Приток океанских вод 10,9 тыс. км3/год Атмосферные осадки 0,056 тыс. км3/год Расход Сток через Баб-эль-Мандебский пролив 9,9 тыс. км3/год Испарение 0,95 тыс. км3/год Изотопные методы 282 Значения δ18О красноморских вод меняются от + 1,0‰ в южной части до +1,8‰ в северной (см. рис. 4). Связь изотопного состава кислорода и солености современных поверхностных красноморских вод, при коэффициенте корреляции 0,98 описывается уравнением: δ18ОВ = 0,295 – 9,79‰. Как говорилось в первой части раздела, в стационарных условиях (изменение объема воды незначительное, перемешивание хорошее) изотопный состав кислорода воды в морях типа Красного может быть описан уравнением (19) RВ = (1 h) RI I / E hRП / K 1 / K (1 h)( I / E 1) Изотопный состав кислорода водяного пара атмосферы может быть определен из изотопного состава кислорода атмосферных осадков (поскольку процесс конденсации равновесный) по ур. (10): RП =RОС /α .Изотопный состав кислорода атмосферных осадков над большей частью Красного моря характеризуется значениями δ 18 О ОС = –2‰ (рис. 1). Относительная влажность была принята равной 0,3, отношение притока к испарению – 15. Поверхностные воды Аденского залива характеризуются знач ениями δ 18 О = + 0,6‰, но около Баб-эль-Мандебского пролива существует мощный поток более глубинных вод с нормальной океанской соленостью и, следовательно, с изотопным составом около 0‰. Именно поэтому изотопный состав кислорода втекающих вод был принят равным +0,3‰ относительно SМОW как средней величины из этих значений. Расчеты, проведенные по уравнению (19) с использованием указанных величин, дают значение изотопного состава кислорода современной основной массы воды Красного моря, равное 1,8‰. Совпадение наблюдаемых и расчетных значений свидетельствует о правильнос ти выбранных исходных параметров водного и изотопного балансов моря. Использованный подход может быть применен и к Красному морю ледникового времени. В ледниковые периоды происходило прежде всего понижение уровня Красного моря, следующее за эвстатическим понижением уровня Мирового океана. Уменьшение "живого" сечения Баб-эльМандебского пролива приводило к изменению структуры водного и изотопного балансов с соответствующим изменением солености и изотопного состава кислорода воды. Для определения изотопного состава кислорода воды Красного моря в периоды похолодания необходимо обратиться к изотопным данным по карбонатным осадкам. При этом необходимо учитывать, что в Красном море в позднечетвертичное время вариации изотопного состава кислорода воды были очень большими и существенно превышали вклад температурных вариаций в наблюдаемые изменения δ 18О карбонатов. К настоящему моменту изучен изотопный состав кислорода карбоната кальция целого ряда колонок донных отложений Кра сного моря. Для примера на рис. 8.8 показаны результаты изучения изотопного состава кислорода и углерода карбонатов станции 118к (21º15' с.ш., 38°05' з.д., глубина около 2100 м; станция расположена юго-восточнее впадины Дискавери). Из осадка были выделены и проанализированы фораминиферы и птероподы. Фораминиферы встречаются обычно в голоцене, в период максимального вюрмского похолодания они отсутствуют. Связано это, Изотопные методы 283 вероятно, с резким повышением солености. В современном Красном море живут только четыре вида планктонных фораминифер, соленость же вод ледникового времени не выдерживали и они, особенно в северных районах моря. Птероподы встречаются во всех горизонтах осадка. Они, как и планктонные фораминиферы, образуют карбонат раковин равновесно. Но в отложениях ледникового времени они сильно изменены: покрыты арагонитовой корочкой, отделить которую нет возможности из-за того, что кристаллы арагонита проросли внутрь раковин при хемогенном образовании арагонита. В ледниковое время значения δ 18 О планктонных фораминифер возрастали, достигая в зависимости от положения станций величин +2÷ +4‰. Рис. 8.8. Изменение изотопного состава кислорода и углерода карбонатов Красного моря. 1 – неизмененные птероподы; 2 – перекристаллизованные раковины птеропод в керне ст. 118к; 3 – неизмененные раковины приповерхностных фораминифер. Повышенные значения характеризуют колонки, расположенные в северной части моря, и отражают изменения температуры и изотопного состава кислорода красноморской воды. В более южных районах заметнее проявлялось стабилизирующее влияние Индийского океана. Изменения изотопного состава углерода планктонных фораминифер лежат в пределах +0,5 ÷ +2‰ относительно стандарта PDB. Вариации изотопного состава раковин птеропод более существенны: значения δ 18 О в них достигают +7‰, а δ 13 С – +4,5‰. Это связано с тем, что арагонитовые раковины птеропод менее устойчивы, чем кальцитовые раковинки фораминифер. Поэтому в ледниковое время они в первую очередь подвергались перекристаллизации, фиксируя придонные условия. Высокие значения δ 13 С свидетельствуют о равновесности процесса перекристаллизации арагонита, который не сопровождается явлениями метаболизма, приводящего к "облегчению" изотопного состава углерода раковин планктонных организмов. Значения δ18О арагонитовых корок (рис. 8.9) соответствуют изотопному составу перекристаллизованных раковин птеропод (см. рис. 8.8) и лежат главным образом в пределах +4 ÷ +6‰, достигая местами +7‰. Диапазон ва- 284 Изотопные методы риаций величин δ13С составляет +3 ÷ +4,2‰ относительно PDB. Линия регрессии, полученная по данным изотопного состава углерода и кислорода методом наименьших квадратов, характеризуется тангенсом угла наклона, равным 0,426 и практически совпадающим с температурной зависимостью изотопного состава хемогенного карбоната кальция [Friedman, O'Neil, 1977]. При этом коэффициент корреляции r значений δ18О и δ13С превышает 0,8, что подтверждает хемогенную природу цемента карбонатных корок, так как величина подобного коэффициента для неизмененных фораминифер не превышает 0,13. Слабая корреляция изотопов углерода и кислорода карбоната раковин планктонных фораминифер вызвана тем, что изотопный состав кислорода при прочих равных условиях определяется температурой, а изотопный состав углерода карбоната раковин зависит в первую очередь от метаболических эффектов. Таким образом, вариации изотопного состава кислорода и углерода, наблюдаемые в арагонитовых корках, действительно обусловлены изменениями окружающей среды во время образования этих корок 11-21 тыс. лет назад. Из палеоокеанологических и палеогеографических данных известно, что температура поверхности моря в ледниковые периоды падала как минимум на 5°С по сравнению с современной [Иванова Е.В., Киселев В.И., 1985]. Если принять, что закономерности формирования температурного режима моря в прошлом были аналогичны современным, а понижение температуры поверхностных вод соответствовало понижению темпеРис. 8.9. Соотношения изотопов углерода и киратуры глубинных вод, то сослорода в карбонатах колонок Красного моря. 1 – гласно уравнению (24) изотопный неизмененные раковины птеропод керна ст. 118к; состав кислорода глубинных вод 2 – измененные раковины птеропод керна ст. 118к; 3 – карбонатные литификаты в колонках донных Красного моря должен был досотложений Красного моря. тигать значений +7‰ относительно SMOW. Вопрос о водном балансе Красного моря ледникового времени пока остается не совсем однозначным, поскольку не ясно, в какой степени море изолировалось от Индийского океана, и на сколько падал его уровень. Ведь современная глубина порога Баб-эль-Мандебского пролива составляет 137 м, но он мог понижаться в ледниковое время в результате размыва, как это было с Босфором. Допустить полную изоляцию моря от океана невозможно: даже при сохранении современных темпов испарения оно должно было высохнуть примерно за 25 лет. Иными словами, поступление океанических вод не прерывалось. В случае если бы уровень Красного моря падал ниже порога Баб-эль-Мандебского пролива, но приток вод Индийского океана в какомто объеме сохранялся, то изотопный состав кислорода его воды описывал- Изотопные методы 285 ся уравнением (20) RВ = αK[(1-h)RI + hRП /K]. Это уравнение дает величину максимального обогащения тяжелым кислородом при испарении в водоемах с постоянным объемом. Расчеты, проведенные по этому уравнению, показывают, что в таком случае значения δ18О воды Красного моря превышали бы +20‰. В этих расчетах принимался изотопный состав кислорода втекающих вод + 1,5‰ с учетом того, что в ледниковое время водные массы Мирового океана глубже 200 ÷ 300 м, хотя и менялись на величину +0,5 ÷ 0,6‰ [Николаев и др., 1989], но амплитуда вариаций δ18О поверхностных вод в Аденском заливе была выше средней по океану. Относительная влажность, учитывая аридизацию климата, была принята равной 0,2. Изотопный состав кислорода водяного пара приняли равновесным метеорным осадкам с δ 18 О = –1,5‰. Но изотопный состав кислорода глубинной воды Красного моря в позднем плейстоцене, судя по изотопному составу кислорода карбонатов, не превышал +7‰. Следовательно, бассейн принципиально не менял характера своего водного баланса – двусторонняя связь с Индийским океаном сохранялась. Менялось только соотношение элементов водного баланса. Каковы же были эти изменения? Поскольку бассейн сохранял в позднем плейстоцене двустороннюю связь с океаном, можно воспользоваться уравнением (19) и, приняв RB соответствующим воде с δ18О = +7%о, h = 0,2, RП отвечающим атмосферным осадкам с δ 18 О = –1,5‰о и RI соответствующим δ 18 О = +1,5‰ (как и в предыдущем случае), рассчитать отношение водопритока к испарению. Оно оказывается равным 4,2. Принимая абсолютную величину испарения равной 1,08 км3/год (максимальную из известных современных оц енок), водоприток составит 4,49 км3/год, а объем вытекающего потока – 3,42 км3/год. Для расчета солености Красного моря в ледниковое время воспользуемся уравнением Кнудсена (25). Но для этого необходимо оценить соленость втекавших в Красное море океанских вод. Исходя из величины падения уровня Мирового океана в ледниковое время до 120 м, современных средней глубины 3709 м и средней солености 34,7‰, несложно подсчитать величину солености после эвстатического понижения уровня. Она составляет 35,8‰, т.е. повышалась на 1,1‰. Но современная соленость вод Аденского залива выше среднеокеанической и достигает 36,6‰. Соответственно, в ледниковое время соленость втекающих вод может быть оценена величиной около 37,7‰. Расчеты, проведенные по уравнению (25), дают при указанных параметрах значение солености Красного моря в ледниковое время около 47‰. Но эти значения относятся к средней величине по всему морю. Соленость глубинных вод, рассматриваемых в данном случае, вероятно, была несколько выше и приближалась к 48‰, так как они формируются из более соленых и изотопно более тяжелых вод северной части моря. Таким образом, можно принять, что изотопный состав кислорода глубинных вод Красного моря менялся от +6 ÷ +7‰ в максимум ледникового времени до +1,8‰ относительно SMOW в настоящее время. Изотопный состав кислорода поверхностных вод варьировал в меньших пределах – амплитуда изменения составляла +2 ÷ +4‰ (в средней и южной частях моря за тот же период времени). Температура понижалась примерно на 5°С Изотопные методы 286 [Иванова, Киселев, 1985 и др.] по сравнению с современной, соленость достигала 48‰ (для северной части моря и глубинных вод). Однако следует заметить, что такие экстремальные значения характерны отнюдь не для всего периода похолодания, а только для времени ледникового максимума. 8.6. Изотопные исследования в палеогляциологии В гляциологии наиболее широко используются изотопы 2х элементов: водорода и кислорода. Связано это с тем, что конденсация – равновесный процесс и изотопный состав атмосферных осадков напрямую зависит от изотопного состава водяного пара и температуры конденсации. Но измерить температуру конденсации пара в реальной системе весьма затруднительно. Поэтому устанавливают корреляцию с температурой приземного воздуха. Связь среднемесячной температуры приземного воздуха с δ18О атмосферных осадков для станций Туле, Грѐнедаль, Норд, Вена описывается уравнением: δ18ООС = 0,521ТºС – 14,96‰. Для Москвы, согласно Полякову, δ18ООС = 0,34ТºС – 12,6‰. Вообще в реальной системе установлена связь изотопного состава, кроме температуры, с количеством среднемесячных осадков, атмосферным давлением, высотой над уровнем моря. Но их влияние второстепенно [Yurtsever, Dat, 1981]. Между δ18О и δD атмосферных осадков существует линейная зависимость δD = аδ18О + b, установленная Г. Крейгом и названная "прямой Крейга": δD = 8δ18О + 10. Однако для разных районов коэффициенты несколько меняются в зависимости, прежде всего, от удаленности от источника водяного пара. Использование изотопии в гляциологии, криолитологии и палеогеографии многогранно, от изучения стратиграфии и аккумуляции льда ледников до определения времени и генезиса подземных льдов [Коняхин и др., 1996, Васильчук, Котляков, 2000]. Но, пожалуй, наиболее известны палеоклиматические исследования кернов бурения ледяных щитов Гренландии и Антарктиды. В качестве иллюстрации здесь приводится кривые δ18О и δD по станции Восток (рис. 8.10) по данным [Котляков и др., 1988 а и б; Lorius C. et al., 1985] за последние полтораста тысяч лет. Сейчас бурение прошло весь ледниковый щит до фундамента, вскрыв четыре ледниковые эпохи. К сожалению, анализировался один водород. Рассмотренными возможностями отнюдь не ограничивается использование стабильных изотопов в палеогеографии. С помощью изучения изотопного состава кислорода окислов железа и марганца, кремнезема, фосфатов, различных образований океанского и морского дна удается решить целый ряд вопросов условий их образования и через это – их генезиса. Очень результативно изучение изотопного состава серы, причем как восстановленных, так и окисленных ее форм. Например, изучение вариаций δ 34S сульфатов и сульфидов по длине колонок Черного моря [Николаев, 1995] позволило реконструировать историю развития моря с новоэвксинского времени, ~с 25 тыс. радиоуглеродных лет назад до современного этапа. Удалось показать время первого прорыва средиземноморских вод около 15,5 тыс. лет назад в очень сильно распресненный водоем, затем кратковременное прекращение поступления соленых вод из-за понижения уровня океана и повторный прорыв, после которого двусторонняя связь с океаном уже не прекращалась. Вариации изотопов серы позволили расшифровать историю распространения сероводородного заражения и приходу его к современному состоянию около 9 тыс. лет назад. Интересно, что следов сброса каспийских вод по Манычу около 17-15 тыс. лет обнаружено не было. Изотопные методы 287 Рис. 8.10. Изменения изотопного состава кислорода и водорода в керне антарктической ст. Восток Причиной этого могло быть или малозначимость этого события в водном балансе моря, или разубоживание каспийских вод донскими и демпферирование Азовским морем, т.к. δ34S сульфатной серы Каспия того времени и Черного моря были значительно ближе друг к другу, чем к изотопному составу серы сульфатов океанской воды. ЛИТЕРАТУРА Блюм Н.С., Николаев С.Д., Оськина Н.С., Бубенщикова Н.В. Акватории Северной Атлантики и Северной Пацифики. Глава в кол. монографии ―Изменение климата и ландшафтов за последние 65 миллионов лет (Кайнозой: от палеоцена до голоцена)‖. Ред. А.А. Величко. М., ГЕОС, 1999, с. 192-218 Боуэн Р. Палеотемпературный анализ. Л., Наука, 1969, 207 с. Брезгунов В.С. Закономерности распределения стабильных изотопов водорода и кислорода при их глобальном кругообороте. Изотопия природных вод. М., Наука, 1978. с. 10-45. Васильчук Ю.К., Котляков В.М. Основы изотопной геоклиологии и гляциологии. M., Изд-во Моск. ун-та, 2000, 610 с. Еремеев В.Н. Основные черты широтного распределения 18О в поверхностных водах Атлантического океана. //Морские гидрофизические исследования. Севастополь, 1974, №2(65), с. 214-217. Иванова Е.В., Киселев В.И. Колебания температуры и солености поверхностных вод Красного моря и Аденского залива в позднечетвертичное время. //Доклады АН СССР, 1985, т.282, № 5, с. 1215-1218. Коняхин М.А. Михайлов ДВ., Соломатин В.И. Изотопно-кислородный состав подземных льдов. М., Изд-во Моск. ун-та, 1966, 156 с. 288 Изотопные методы Котляков В.М., Николаев В.И., Барков Н.И. и др. Новые результаты изотопнокислородных исследований ледяного керна со станции Восток. //Материалы гляциологических исследований, 1988а, № 61, с. 83-85. Котляков В.М., Николаев В.И., Смирнов К.Е. и др. Изотопные исследования керна со станции Комсомольская (Антарктида). //Материалы гляциологических исследований, 1988 б, № 63, с. 97-102. Николаев В.И., Николаев С.Д. Эволюция изотопного состава системы океан – ледники в позднем плейстоцене. //Материалы гляциологических исследований, 1987, № 60, с. 53-61. Николаев С.Д. Возможности изотопно-кислородного метода при определении подповерхностных палеотемператур дочетвертичных океанов. //Океанология. 2001. Т 41. № 6. С. 924 -937. Николаев С.Д. Изотопная палеогеография внутриконтинентальных морей. М., Изд-во ВНИРО, 1995, 127 с. Николаев С.Д. Изотопный состав кислорода атмосферных осадков Русской равнины во время последнего оледенения. //XI Всес. симп. по геохимии изотопов. Тез. докл. М., 1986, с. 257-258. Николаев С.Д. Изотопный состав кислорода атмосферных осадков Русской равнины в ледниковое время. //ДАН СССР, 1988, т. 298, № 2, с. 450-453. Николаев С.Д., Блюм, Николаев В.И. Палеогеография океанов и морей в кайнозое по изотопным и микропалеонтологическим данным. ИНТ, т.6, Палеогеография. М., ВИНИТИ. 1989. 196 с. Николаев С.Д., Оськина Н.С. Климатическая зональность и типы термической стратификации поверхностной водной массы Мирового океана в олигоцене. //Океанология, 2003, т. 43, № 1, с. 175-186. Николаев С.Д., Писарева В.В., Судакова Н.Г. Ледниковая ритмика плейстоцена. //Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2003, т. 11, №1, с. 96-110. Полякова Е.И. Арктические моря Евразии в позднем кайнозое. М., Научный мир, 1997, 146 с. Тейс Р.В., Найдин Д.П. Палеотермометрия и изотопный анализ кислорода органогенных карбонатов. М., Наука, 1973, 96 с. Ферронский В.И. Дубинчук В.Т., Поляков В.А. и др. Природные изотопы гидросферы, 1975. М., Недра, 1975, 278 с. Ферронский В.И., Поляков В.А. Изотопия гидросферы. М., Наука, 1983, 280 с. Хѐфс Й. Геохимия стабильных изотопов. М., Мысль, 1983, 200 с. Baertschi P. Absolute 18O content of standard mean ocean water. //Earth and Planetary Science Letters, 1976, vol. 31, N 3, p. 341-344. Bluym N.S., Nikolaev S.D., Oskina N.S., Bubentsova N.V. Chapter 9. The North Atlantic and North Pacific Oceans. Cenozoic Climatic and Environmental Changes in Russia. Editors H.E. Wright Jr., et al. The Geological Society of America, Special Paper 382, 2005, 213 p. Craig H., Gordon L.I. Horibe F. Isotopic exchange effects in the evaporation of water. 1.Lov temperature experimental resultats. //J. Geophys. Res.. 1963, v 68, p. 5079-5087. Craig H., Gordon L.I. Isotopic oceanography Deuterium and Oxigen-18 variations in the ocean and marine atmosphere. //Marine geochemistry. Proceedings of Symposium at the university of Rhode Island. Oc. Publ. N 3, Kingston: University Press, 1965, p.277-374. Dansgaard W. Stable isotopes in the precipitation. //Tellus, 1964, v.16, N 4, p. 436. Friedman I, O'Neil J.R. Compilation of stable isotope fractionation factor of geochemical interest //Data of geochemistry. Wash., VSGPO, 1977, 440KK. Lorius C., Jouzel J., Ritz C. et al. A 150 000 year climatic record from Antarctic ice. //Nature, 1985, v. 316, 6029, p. 519-596. Moran K., Backman J., Brinkhuis H., Clemens S.C., et al. The Cenozoic palaeoenvironment of the Arctic Ocean //Nature. 2006. v. 44(1), p. 601-605. Nikolaev S.D., Oskina N.S., Blyum N.S. and Bubenshchikova N.V. NeogeneQuaternary variations of the "Pole-Equator" temperature gradient of the surface oceanic waters in the North Atlantic and North Pacific. //Global and Planetary Change, v.18, № 3-4, 1989, pp. 85-111. Yurtsever Y., Dat J.R. Stable isotopes in atmospheric waters. Stable isotope hydrology. Eds. J.R. Gat, R. Gonfiantini. Vienna, IAEA. 1981, p. 103-142. 9. МАГНИТНЫЙ И ПАЛЕОМАГНИТНЫЙ МЕТОДЫ 9.1. Магнитный метод 9.1.1. Некоторые методические аспекты использования магнитных методов Говоря о магнитных методах изучения отложений (геологических образований), обычно имеют в виду исследования в области магнетизма горных пород (МГП). МГП является составной частью отдельной научной отрасли геофизики – земного магнетизма, изучающего современное (стационарное и переменное) геомагнитное поле, его происхождение и его вариации, а также магнитное поле Земли в геологическом (палеомагнетизм) и историческом (археомагнетизм) прошлом. С некоторой степенью условности можно выделить три наиболее важные области изучения магнетизма горных пород, которые включают в себя теоретические и экспериментальные исследования: а) магнитных минералов горных пород (их химического состава, доменного состояния, температурных изменений и т.д.); б) формирования и сохранности намагниченности в горных породах при воздействии температуры, времени, химических изменений и других факторов; в) решения обратной задачи – по магнитным характеристикам определить условия формирования намагниченности в породе, и, следовательно, условия формирования самой породы. Области изучения а) и б) особенно важны для обоснования палеомагнитных заключений, фактически составляя физическую основу палеомагнетизма. Третья область, в), дала начало новому научному направлению – магнетизму окружающей среды (environmental magnetism). Предметом изучения этого направления является исследование влияния окружающей среды на магнитные минералы в процессе их формирования, переноса, отложения и дальнейших изменений в атмосфере, литосфере и гидросфере с тем, чтобы в дальнейшем по магнитным характеристикам определить условия образования соответствующих отложений [Шолпо, 1977; Thompson et al., 1980; Verosub, Roberts, 1995; Большаков, 1996; Evans, Heller, 2003]. В данном разделе будут рассмотрены конкретные примеры использования методов МГП, к которым относятся методы каппаметрии (измерение магнитной восприимчивости κ), магнитной гранулометрии, термомагнитного анализа и др. (более подробно описанные в книге [Большаков, 1996]), при изучении новейших отложений. Также будут приведены примеры некорректного использования этих методов, вследствие чего выводы соответствующих работ нельзя признать обоснованными. Учитывая данное обстоятельство, в публикациях [Большаков, 1997а, 2000, 2002,в] подчѐркивалась необходимость физически обоснованного использования магнитных методов, в соответствии с положениями сформулированного следующего методологического подхода. Методы магнетизма горных пород, используемые при изучении новейших отложений, могут давать объективную информацию и приводить к непротиворечивым заключениям при соблюдении следующих положений. Вы- 290 Магнитный и палеомагнитный методы бор используемых магнитных характеристик, методика получения и интерпретация данных базируются на изучении физических основ их применения, с использованием экспериментального или теоретического моделирования соответствующих природных процессов. Важно при этом учесть по возможности все главные факторы, влияющие на используемые магнитные характеристики пород. Такой учет проводится на основе изучения изменений магнитных свойств природных объектов во времени и пространстве, т.е. различающихся по возрасту, генезису или другим параметрам, рассматриваемым при решении конкретной задачи. Только после этого даются рекомендации о возможностях и ограничениях применяемого метода. Обратим внимание на последнее предложение данной формулировки. Оно предполагает, что корректное исследование возможностей методов МГП при изучении геологических образований подразумевает не только выяснение возможностей, но и выявление ограничений при использовании того или другого метода. Несмотря на кажущуюся очевидность приведѐнных требований, они очень часто не соблюдаются. Наибольшее количество примеров некорректного использования магнитных методов касается применения каппаметрии в изучении палеоклимата, особенно по разрезам лѐссовой формации [Большаков, 2000, 2002 а, б, в]. Заметим, что ещѐ Маллинз [Mullins,1977] предостерегал от поспешных попыток использовать величину κ почв (или отношение величин κ погребѐнных почв и лѐссов, κ пп / κ л ) для решения обратной задачи: определения с помощью каппаметрии палеоклиматических условий формирования горизонтов лѐссовой формации. Это мнение основывалось на существенно многофакторной зависимости величины κ отложений от различных, не только климатических, внешних условий (например, от состава подстилающих пород). Вообще говоря, основанием для использования методов МГП при изучении природной среды прошлого является то, что магнитные характеристики пород (химический состав магнитных минералов, магнитная восприимчивость, намагниченность насыщения, коэрцитивная сила и т.д.) могут быть различными в зависимости от условий формирования данной породы. Поэтому, если даже в однородной литологически толще зафиксировано изменение магнитных свойств, это будет указывать на изменение условий формирования данной толщи. Однако однозначное определение этих условий обычно затруднено, поскольку вариации магнитных параметров, как правило, зависят от нескольких факторов. Например, магнитная восприимчивость, определяющая степень намагничивания породы под воздействием приложенного магнитного поля, является функцией прежде всего трѐх параметров: вида (химического состава) и концентрации магнитной фракции в породе, а также от размера магнитных частиц (очень мелкие, суперпарамагнитные частицы, характеризуются повышенными, по сравнению со стабильными однодоменными и многодоменными частицами, значениями κ). В свою очередь, эти три параметра определяются ещѐ большим количеством факторов, таких как климатические условия формирования осадков, источники поставки магнитного материала и их удаленность, местные геохимические и геоморфологические условия, литологические особенности отложений, состав подстилающих пород, время и другие. Такая многофакторная зависимость, очевидно, предполагает четкое выявле- Магнитный и палеомагнитный методы 291 ние основных причин, определяющих изменения κ, обусловливая необходимость соблюдения положений приведѐнного выше методологического подхода при использовании каппаметрии для решения какой-либо конкретной задачи. Например, если изменение κ связано с изменением вида магнитного минерала, можно полагать, что это отражает либо изменение геохимической обстановки во время осадкообразования, либо влияние различных источников сноса магнитного материала (одной из первопричин и того, и другого может быть изменение климата), и далее разрабатывать уже эти две конкретные версии палеоклиматической интерпретации каппаметрической записи. Естественно, решение поставленной задачи требует привлечения и других методов комплексного палеогеографического анализа. Одними из первых наиболее известных публикаций, в которых изменение магнитной восприимчивости пород лѐссовой формации Китая (разрез Лочуань) связывалось с палеоклиматическими вариациями, являются работы [Heller and Liu, 1984, 1986]. Вывод о том, что магнитная восприимчивость может быть индикатором палеоклиматических изменений, был сделан на основе отмеченного авторами закономерного изменения κ по разрезу. В почвах, формирование которых соотносится с межледниковьями, κ повышена (что связывается с климатически обусловленным новообразованием магнитного минерала), а в лѐссах, сопоставляемых с оледенениями, – понижена. Это побудило авторов провести корреляцию каппаметрических и изотопнокислородных данных (т.е. по сути палеоклиматическую корреляцию континентальных и глубоководных отложений), которые оказались неплохо соответствующими друг другу. Подобная корреляция проводилась затем многими исследователями (например, рис. 9.1), после чего широко утвердилось мнение не только об определяющей, фактически однозначной, зависимости величины κ от глобальных палеоклиматических условий, но и о возможности решения обратной задачи: использования каппаметрии для палеоклиматических реконструкций. 292 Магнитный и палеомагнитный методы Однако выводы большинства работ в этом направлении не представляются убедительными. Так, часто цитируемые данные об изменениях κ в лѐссово-почвенных разрезах Китая ничего не могут сказать об отличиях климатических условий формирования, например, погребенных почв с более высокими (верхние части разрезов на рис. 9.1) и относительно пониженными (нижние части разрезов) значениями магнитной восприимчивости. Другой пример. Спектрально-временной анализ данных каппаметрии, выполненный в работах [Beget, Hawkins,1989; Kukla et al., 1990] выявил в изменениях величины κ лѐссово-почвенных разрезов Аляски и Китая наличие периодов, близких к периодам вариаций орбитальных элементов. (Как известно [Hays et al., 1976; Имбри, Имбри, 1988; Большаков, 2003], вариации элементов орбиты Земли, вызывающие перераспределение поступающей к Земле солнечной радиации, считаются сейчас главной причиной глобальных климатических циклов плейстоцена). Однако в первом случае не учитывалась неравномерность скорости осадконакопления, а во втором была сделана попытка учета этой неравномерности, но основанная на неверных физических предпосылках [Большаков, 2000]. Иными словами, был получен парадоксальный результат: временная шкала изученных отложений лѐссовой формации в обоих случаях была заведомо неточной, имелись существенные недостатки в разработке механизма связи вариаций магнитной восприимчивости с глобальными климатическими изменениями, однако результаты спектрального анализа все равно показали, что периоды вариаций κ в разрезах близки к орбитальным. Подобные примеры использования каппаметрии могут вызвать только недоверие к этому методу По поводу широко разрекламированной корреляции каппаметрических и изотопно-кислородных кривых необходимо сделать следующее общее замечание. Изотопно-кислородная кривая является палеоклиматической, отражающей непосредственно глобальные палеоклиматические изменения, в первую очередь, колебания глобального объѐма льда. Этого никак нельзя сказать о каппаметрической кривой, которая не имеет глобального характера, а к тому же может определяться и неклиматическими факторами, например, местными геоморфологическими условиями или условиями преобразований магнитных минералов в течение длительного времени уже после захоронения соответствующих горизонтов. Поэтому обоснования возможности корреляции каппаметрических и изотопно-кислородных кривых, вообще говоря, нет, поскольку сравнивать и коррелировать имеет смысл только события, имеющие общую основу, общие причины, их вызывающие. Более логично при корреляции «океан-материк» проводить сопоставление изотопно-кислородных данных по колонкам глубоководных осадков с палеоклиматическими кривыми континентальных разрезов, полученными при анализе, например, палинологических данных, более непосредственно отражающих изменения климата. В подтверждение сказанного добавим, что для разрезов лѐссовой формации различных регионов отмечены различные отношения магнитной восприимчивости лѐссов и погребѐнных почв. Указанные отношения могут быть меньше или больше единицы (так называемые «китайская» и «аляскинская» модели), или близкими к ней. Есть даже отдельные разрезы, в пределах которых κ лѐссов может быть и больше, и меньше κ почв. Поскольку формирова- Магнитный и палеомагнитный методы 293 ние лѐссов и почв соотносят с разными («антагонистическими») климатическими условиями, последнее прямо указывает на отсутствие, в данных случаях, даже тривиальной (тепло-холод) палеоклиматической значимости каппаметрии. Необходимо отметить одну из редких попыток [Maher et al., 1994] реального использования величины магнитной восприимчивости для палеоклиматических реконструкций, т.е. для оценки конкретных палеоклиматических параметров. В этой работе в математической форме установлена связь между магнитной восприимчивостью современных почв Лѐссового плато Китая и количеством выпадающих водных осадков. Оба показателя увеличиваются в направлении с северо-запада на юго-восток. Эта количественная связь используется авторами для оценки изменения выпадения осадков в прошлом. Однако, как отмечают сами авторы [Maher et al., 1994], оценки количества осадков во время последнего (микулинского) межледниковья, сделанные ими, существенно превышают оценки, сделанные другими методами, в частности, с помощью модели общей циркуляции атмосферы. Данные разногласия могут быть связаны с тем, что в подходе, предложенном в публикации [Maher et al., 1994], есть как минимум два существенных недостатка. Первый состоит в следующем. Считая, что увеличение κ в почвах связано с педогенезом, авторы выделяют зависимость процесса почвообразования только от количества водных осадков. Однако известно, что на педогенез оказывает влияние, например, скорость осадконакопления. При большей скорости седиментации эолового материала процесс почвообразования будет подавляться и величина κ почв будет меньше. Это утверждение согласуется с данными по Лѐссовому плато Китая: κ увеличивается с уменьшением мощности лессово-почвенных горизонтов, что происходит в основном по направлению от г. Ланчжоу к г. Лочуань, т.е. тоже примерно по направлению с северо-запада на юго-восток [Burbank and Li, 1985; Kukla et al., 1988; Hus and Hun, 1992; Evans and Heller, 1994]. Таким образом, в формуле, связывающей величину κ почв с условиями их формирования, необходимо учитывать не только количество водных осадков, но и скорость седиментации. А в этом случае, во-первых, задача выделения зависимости κ от количества водных осадков становится неоднозначной. Во-вторых, эта зависимость будет менее выражена, поскольку на изменение κ влияют уже два параметра, а не один, и действие каждого из них приводит к суммарному увеличению κ в разрезах в направлении с северо-запада на юговосток. Отсюда следует, что определяемая с помощью этого метода сумма количества осадков будет завышена, что и отмечалось авторами публикации. Естественно, задача еще больше усложнится, если принять во внимание температурные различия в пределах Лѐссового плато, которые, очевидно, также имеют место и могут влиять на процесс педогенеза и, следовательно, на величину κ. Второй недостаток связан с тем, что в работе [Maher et al., 1994] не учитывается возможность изменения магнитных минералов почв после их захоронения. О наличии таких, по крайней мере качественных, изменений в погребенных почвах Болгарии, похожих по своим магнитным характеристикам на китайские погребенные почвы, сообщалось ранее [Большаков, 1996]. Возможность изменения магнитных свойств погребенных почв со временем 294 Магнитный и палеомагнитный методы вполне соответствует данным о влиянии процессов диагенеза, приводящих, например, к тому, что с течением времени после захоронения количество гумуса в погребѐнных почвах уменьшается [Кригер, 1965]. Таким образом, наличие этого явления не только должно приводить к ошибкам в определении количества палеоосадков при сравнении величин κ современной и погребенных почв, но и вообще ставит под сомнение саму возможность решения указанной задачи. Обращаясь к составлению уравнения регрессии, связывающего величину κ с количеством водных осадков в публикации [Maher et al., 1994], необходимо также сделать замечание относительно отсутствия ограничений для этого уравнения, дающего линейное возрастание величины κ с ростом количества осадков. Однако, зная, например, результаты работ [Le Borgne, 1955; Бабанин, 1971; Вадюнина, Бабанин, 1972], согласно которым гидроморфные (насыщенные влагой) почвы, в отличие от автоморфных, имеют пониженную относительно почвообразующих лѐссов восприимчивость, можно заранее предвидеть, что линейная зависимость будет ограничена. Иными словами, начиная с некоторого уровня осадков, их увеличение не будет приводить к увеличению κ почв, а различия κ лѐссов и почв будут уменьшаться. И именно такая тенденция описана в публикации [Zhang et al., 2007], где приводятся результаты изучения лѐссово-почвенного разреза, расположенного в наиболее влагообеспеченной юго-восточной части Лессового плато Китая. В связи с часто встречающейся необоснованностью утверждений о палеоклиматической значимости каппаметрии лѐссово-почвенных разрезов особый интерес вызывают работы, в которых проводятся непосредственные сопоставления изменений κ с данными палеоклиматических реконструкций, полученных на основе изучения палинологических или палеонтологических данных. К таким работам относится публикация [Болиховская и др., 1999], в которой приводятся данные изучения одного из представительных разрезов лѐссовой формации центра Русской равнины – Стрелицкого опорного разреза. Основная и здравая идея публикации – сопоставление палеоклиматических реконструкций, выполненных по палинологическим данным, с данными каппаметрических исследований и их интерпретацией. К сожалению, эта интерпретация и выводы, сделанные на ее основе, оказываются противоречивыми. Ярким примером тому является главный вывод работы: ―В разрезе Стрелица, как и в других разрезах лѐссовой формации, максимумы удельной начальной магнитной восприимчивости ( – В.Б.) приходятся на теплые межледниковые условия, холодным ледниковым эпохам отвечают минимальные либо пониженные ее значения. Палеоклиматические изменения в профилях начальной магнитной восприимчивости проявляются в сглаженном виде, в них не проявляются эндотермальные похолодания. Заметна роль оглеения, искажающая палеоклиматическую запись в магнитных профилях‖. Здесь обобщение в первом предложении не соответствует действительности: как уже отмечалось выше, есть разрезы, где κ лѐссов бывает ещѐ и больше, и примерно равна κ почв. И, кроме того, во втором предложении говорится, что изменения являются палеоклиматическими, тогда как в третьем указывается, что палеоклиматическая запись в магнитных профилях искажается оглеением. В таком случае логично говорить об ―искаженной‖ палеоклиматической каппаметрической записи, что фактически означает отсутствие послед- Магнитный и палеомагнитный методы 295 ней. Такое заключение подтверждается и приведенными в этой работе данными, изображенными здесь на рис. 9.2. Так, если считать обоснованным выделение максимума горизонта АС роменской почвы, который соотносится с межледниковьем, то есть основания выделять максимум и в горизонте АI1 инжавинской почвы и относительное повышение в горизонте АI1 воронской почвы, которые в основном соответствуют оледенениям. Далее, минимальное значение горизонта В инжавинской почвы приходится в основном на межледниковье, а максимум горизонта АI воронской почвы не ―несколько запаздывает относительно климатического оптимума‖, как сказано в работе, а приходится прямо на эндотермальное похолодание мучкапского межледниковья (рис. 9.2). 296 Магнитный и палеомагнитный методы Соотносящемуся с межледниковьем горизонту В воронской почвы соответствуют минимальные для всей каппаметрической кривой величины . Таким образом, объективное рассмотрение полученных данных приводит к заключению об отсутствии согласованного изменения каппаметрической и палеоклиматической кривой. Фактически такое же заключение по поводу возможностей каппаметрии для получения палеоклиматической информации сделано в более поздней публикации [Вирина и др., 2000]. Более взвешенное отношение авторов к возможностям магнитных параметров, и в первую очередь каппаметрии, при проведении палеоклиматических реконструкций отражено уже в названии статьи: «Магнитная «климатическая» запись …», где слово «климатическая» взято в кавычки. Анализируя магнитные данные по разрезам лѐссовой формации Русской равнины (в том числе и по разрезу Стрелица), авторы пришли к выводу, что: «…применение только лишь магнитных профилей для палеоклиматических и глобальных стратиграфических корреляций путѐм непосредственного их сопоставления с изотопно-кислородной кривой представляют значительные трудности». Также они отмечают, что оглеение и оподзоливание приводят к «разрушению ферримагнитных минералов и стиранию магнитной записи» и, кроме этого, фактически признают неразработанность механизма формирования магнитного сигнала в лѐссово-почвенных разрезах: «… пока не очевидно, является ли влажность климата основным фактором, влияющим на магнитный сигнал». Тем не менее, можно согласиться с авторами [Вирина и др., 2000, с. 277] в том, что «…изучение магнитной восприимчивости представляется весьма полезным, поскольку позволяет … в ряде случаев расчленить сложно построенные педокомплексы». Подобное заключение ранее уже делалось Ф. Хеллером, а также и другими авторами, изучавшими разрезы Лѐссового плато Китая [Kukla et. al, 1988; Zhou et al., 1990 и др.]. Таким образом, и из анализа работ [Болиховская и др., 1999; Вирина и др. 2000] следует, что изменение величины κ в разрезах лѐссовой формации может не отражать зафиксированных в них палеоклиматических изменений. Естественно, этот вывод не отрицает и того, что иногда κ может отражать палеоклиматические изменения. Например, такое заключение может быть сделано на основе работы [Поспелова, Левковская, 1994], где для одной почвы показано практически полное подобие изменения каппаметрических и палинологических данных для разреза Погребя в Молдавии, но это не решает проблемы в целом. Есть много других примеров необоснованного использования каппаметрии для палеоклиматических реконструкций и межрегиональных стратиграфических корреляций. При этом часто, как мы видели и выше, провозглашая палеоклиматическую значимость каппаметрии при изучении пород лѐссовой формации, на самом деле имеют в виду всего лишь определение качественных изменений климата типа ―оледенение - межледниковье‖, априори полагая при этом, что почвы соответствуют межледниковьям, а лѐссы – оледенениям. Очевидно, что в этих случаях использование каппаметрии неэффективно, поскольку много более простым и стабильным в пространстве и времени показателем таких изменений является, например, цвет соответствующих горизонтов. Светлая окраска лессов указывает на оледенение, темная Магнитный и палеомагнитный методы 297 окраска почв – на межледниковье. Попытки же использовать количественные показатели каппаметрии для конкретных оценок, характеризующих палеоклиматические изменения (температуру, влажность, периоды климатических циклов) в разрезах лѐссовой формации, пока не имеют должного методического обоснования, поскольку ни в одной работе четко не выяснен конкретный и учитывающий все основные факторы механизм связи величины κ с условиями осадкообразования. Для автоморфных почв Китая эта задача очень непростая, поскольку до сих пор не определено даже, какой минерал – магнетит или маггемит – и в каком процентном соотношении обеспечивает увеличение магнитной восприимчивости погребенных почв [Pedogenesis and paleoclimate …, 1994; Evans, Heller, 2003]. Тем не менее, необходимо отметить и случаи обоснованного применения каппаметрии для палеоклиматических реконструкций [Thouveny et al., 1994]. Исследуя отложения вулканических озѐр Франции, авторы предложили простую и подкреплѐнную данными палеоботанического, гранулометрического, минералогического, геохимического и диатомового анализов модель климатически обусловленных изменений величины κ. В холодных условиях процессы промерзания-оттаивания увеличивают эрозию вулканических пород и отложение обломочного материала (увеличение κ). При потеплении развитие почвообразования и растительности приводит к усилению органического седиментогенеза, т.е. к повышению немагнитной фракции в осадке (уменьшение κ). В результате применения комплекса перечисленных методов, включая радиоуглеродный, были достаточно подробно исследованы палеоклиматические вариации за последние 140 тысяч лет и подтверждены выводы о наличии «тонкой структуры» климатических изменений в пределах изотопно-кислородной стадии 5е, относящейся к последнему межледниковью. При этом, отмечают авторы, «…величина κ чувствительна к изменениям локального климата и устанавливает точную и реальную запись, особенно полезную, когда палеоботаническая или геохимическая информация в некоторой степени теряет значимость (например, в более холодных условиях)». Повторим, что высказанная выше критика относительно палеоклиматического использования каппаметрии разрезов лѐссовой формации не означает полного отрицания возможности такого использования. Тезис о влиянии палеоклимата на магнитные свойства отложений не вызывает возражения. Однако очень непросто, не зная точного физического механизма связи вариаций κ с изменениями природных условий, предсказать, как это влияние выразится в изменениях (особенно количественных) восприимчивости конкретных разрезов лѐссовой формации. Ещѐ труднее решить обратную задачу – по вариациям κ определить палеоклиматические изменения. Необходимо также помнить, что и глобальные климатические изменения имеют региональную специфику. Например, известен феномен плювиального почвообразования, когда формирование почв проходило в эпохи оледенений [Пахомов, 1983, 2006; Болиховская, 1995; Девяткин, 2003]. И тогда максимумы величины магнитной восприимчивости, например, в разрезах Таджикистана приходящиеся на горизонты почв, будут соответствовать не межледниковьям, а оледенениям, а положение палеомагнитной границы Матуяма-Брюнес в горизонте лѐсса не будет противоречить еѐ положению в межледниковой 19-й изотопно- 298 Магнитный и палеомагнитный методы кислородной стадии в глубоководных осадках [Большаков, 2001, 2008]. Наиболее прозрачным механизм связи представляется для глубоководных осадков в тех случаях, когда главная, существенно преобладающая причина вариаций κ – изменения концентрации магнитной фракции в отложениях. При этом часто изменения последней связаны с климатически обусловленными вариациями биопродуктивности: повышение биопродуктивности приводит к повышению концентрации в осадке практически немагнитного (диамагнитного) карбоната кальция, из которого обычно состоят раковины микроорганизмов, что, в свою очередь, приведѐт к уменьшению концентрации магнетика в осадках и к уменьшению κ. Понижение биопродуктивности вызовет, соответственно, увеличение κ. Интерпретация полученных с помощью каппаметрии результатов, например, вычисленных периодов палеоклиматических изменений, будет определяться в данном случае, как минимум, тремя факторами: а) корректностью механизма вариаций κ (доказательством их обусловленности изменениями биопродуктивности); б) точностью временной шкалы изучаемого разреза; в) корректно установленной зависимостью биопродуктивности от глобальных колебаний климата. Замечу, что условие в) также нетривиально: например, из данных [Kent, 1982; Ruddiman et al., 1986; Paytan et al., 1996] следует, что увеличение биопродуктивности в экваториальной зоне Тихого океана приходилось на периоды оледенений, тогда как в Индийском и Атлантическом океанах оно соответствовало межледниковьям. Значит, где-то будут переходные области. Использование каппаметрии для внутрирегиональной геологической корреляции различных разрезов может быть весьма успешным в пределах регионов со схожими условиями осадкообразования. Это относится не только к породам лѐссовой формации, но и к другим осадочным образованиям [Thompson et al., 1980; Verosub and Roberts, 1995; Большаков, 1996]. При этом отклонение изменений κ от типичных для данного региона может рассматриваться как экспресс-информация об отличии условий осадконакопления в конкретном изучаемом месте от средних по региону. Наличие такой экспресс-информации позволяет еще на начальной стадии изучения объекта обратить особое внимание на изучение ―аномальных‖ по κ горизонтов с тем, чтобы обеспечить их тщательное изучение (привлечение новых методов исследования, дополнительный отбор образцов). Величина κ является чувствительным индикатором, характеризующим литологические особенности отложений, часто не видимые визуально. Поэтому каппаметрия успешно применяется для выявления литологических различий осадочных пород, особенно в колонках глубоководных осадков, прямо на борту научноисследовательского судна. Таким образом, только при методологически правильном научном подходе к еѐ изучению, каппаметрия, так же как и другие методы МГП, может быть весьма полезным дополнением к традиционным методам палеогеографических исследований. При этом методы МГП отражают присущую именно им специфику формирования отложений. Необходимо отметить такие преимущества методов МГП, и особенно наиболее широко используемого метода каппаметрии, как малые затраты времени на измерения и дешевизна метода, возможность получения данных без нарушения целостности изучаемых объектов, т.е. измерение κ прямо на разрезе или на колонке донных осадков. Магнитный и палеомагнитный методы 299 Еще одним преимуществом каппаметрии, способствующим широкому распространению этого метода, является получение данных в численной форме, удобной для непосредственной интерпретации и дальнейшей обработки. В подтверждение сделанных выше заключений о возможностях и ограничениях магнитных методов и методике их применения при изучении плейстоцена приведѐм примеры из собственной практики [Большаков, 1996, 2002в]. 9.1.2. Применение методов МГП для возрастного разделения и корреляции плейстоценовых морен Первый пример касается использования методов МГП для корреляции и возрастного разделения плейстоценовых морен, в первую очередь московского и днепровского оледенений. (Напомним, что согласно Н.Г. Судаковой [1990], отложения московской и днепровской морен представляют два самостоятельных оледенения. В то же время широко известна другая точка зрения, которой, например, придерживаются А.А. Величко и С.М. Шик [1992], – московская и днепровская морены представляют стадиалы единого днепровского оледенения.) Исследования проводились на обширной площади Центра Восточно-Европейской равнины, включающей Ярославскую, Московскую, Калужскую, Тульскую области, а также Мордовию. Изучались возможности использования для указанных выше целей магнитной восприимчивости, термомагнитных характеристик, магнитной вязкости и палеомагнитных данных. Прежде чем обсуждать результаты проведѐнных исследований, сделаем следующее замечание. Одно из наиболее общепринятых определений морены: «морена – это валунный суглинок» – подразумевает наличие в моренных отложениях широкого спектра литологических разностей, от глинистых частиц до валунов. Поскольку отбор образцов для палеомагнитного и термомагнитного анализов из валунов существенно затруднѐн и для целей диагностики и корреляции морен вряд ли оправдан, отбор образцов и измерение магнитной восприимчивости проводились для «суглинистого заполнителя морен», как мы его назвали [Судакова, Большаков, 1980], обозначая таким термином сложность механического состава моренного суглинка. Не исключено, что для выделения отличительных характеристик морен было бы полезно опробовать измерение магнитной восприимчивости валунно-галечникового материала, однако, в первую очередь в целях сопоставимости получаемых комплексных магнитных и палеомагнитных данных, нами проводилась каппаметрия именно суглинистого заполнителя морен. Проведѐнные исследования показали [Большаков, 1996, 1997б, 2002в], что параметры магнитной вязкости и палеомагнитные данные не могут быть использованы для стратиграфического разделения и корреляции изученных морен. Статистически значимыми для разделения московской и днепровской морен, например, Сатинского учебного полигона географического факультета МГУ, с которого начинались эти исследования, оказались магнитная восприимчивость и термомагнитные характеристики. Величина κ московской морены полигона примерно в 2 раза выше κ днепровской морены (рис. 9.3 а). При этом можно с большой степенью вероятности считать морену московской, если еѐ κ больше 15×10 -6 ед. СГС и днепровской, если κ меньше 10×10-6 ед. СГС. Н.Г. Судаковой на территории 300 Магнитный и палеомагнитный методы Сатинского полигона выделено 2 горизонта морен, М 1 и М2, относящихся к московскому оледенению. Величина магнитной восприимчивости морены М2 в основном попадает в область переходных значений κ, (10÷15)×10-6 ед. СГС. Интересно отметить при этом, что и некоторые литолого-минералогические параметры данного моренного горизонта близки к показателям морен днепровского оледенения, т.е. и по этим параметрам он является как бы переходным от московского к днепровскому [Комплексный анализ…, 1992, с.78-82]. Подобное соотношение величин κ горизонтов морен московского и днепровского оледенения, с постепенным уменьшением восприимчивости сверху вниз по разрезу, было зафиксировано нами на протяжении примерно 150 км по субмеридиональному маршруту Таруса – Можайск. Это позволило заключить, что каппаметрические данные в связи с пространственной выдержанностью приобретают важное корреляционное значение» [Судакова, Большаков, 1980, с. 223]. Таким образом, магнитная восприимчивость оказывается конкурентоспособной на фоне традиционных литолого-минералогических показателей, характеризующих разновозрастные морены. С целью объяснения выявленных особенностей распределения магнитной восприимчивости в первую очередь были проведены термомагнитные исследования. Они показали одинаковость состава магнитных минералов в московской и днепровской моренах, содержащих в основном магнетит, маггемит и гематит. Отсюда следует, что более высокие значения κ (а также намагниченности насыщения Is и остаточной намагниченности насыщения Irs) в московской морене обусловлены большей концентрацией в ней сильномагнитных минералов, прежде всего магнетита, а также маггемита. Относительно пониженная концентрация сильномагнитных минералов в днепровской морене Сатинского полигона может быть объяснена бо́льшим разбавлением вещества этой более древней морены, лежащей ближе к породам древнего ложа, практически немагнитными карбонатными породами преобладающей Магнитный и палеомагнитный методы 301 здесь карбоновой местной питающей провинции. В более молодых моренах такое разбавление, естественно, менее вероятно. Поэтому и концентрация магнитных минералов и, соответственно, величина κ должны быть в них выше, что и имеет место в действительности. В зоне влияния другой питающей провинции соотношение величин κ морен днепровского и московского оледенений может быть другим. Это и наблюдалось нами при переходе к разрезам Ярославской области и на северовостоке Московской области, находящихся в сфере влияния провинции, сложенной более сильномагнитными породами мезозойского комплекса (рис. 9.3, б, в): κ днепровской морены поднимается здесь до 40×10 -6 ед. СГС, а московской остаѐтся в основном в пределах (10÷30)×10-6. Таким образом, если наш вывод о преобладающем влиянии местной питающей провинции на величину κ днепровской морены верен, то появляется возможность картирования районов влияния местных питающих провинций или границ этих питающих провинций по изменениям величин κ более древних морен. Однако следует указать ещѐ на одну вероятную причину вариаций κ моренных отложений – влияние различных источников сноса и удалѐнных питающих провинций. Проведѐнные термомагнитные исследования выявили ещѐ два параметра, различные для московской и днепровской морен. Это прежде всего наличие минимума на дифференциальной кривой терморазмагничивания остаточной намагниченности насыщения (dIrs /dT)(T) в области температур 150-200ºС (рис. 9.4 а), отмечаемого почти у всех (в 40 из 43 разрезов) исследованных нами термомагнитным методом морен московского возраста. У морен же днепровского оледенения, как правило (в 23 из 27 изученных разрезов), этот минимум, названный «термомагнитным эффектом» [Большаков, 1996], отсутствует (рис. 9.4 б). Причѐм данные не имеют ограничений по площади на территориях Калужской, Московской и Ярославской областей и не обнаруживают зависимости от состава подстилающих пород, как в случае метода каппаметрии. Очевидно, что корректное и обоснованное определение возможностей и ограничений использования термомагнитного эффекта для стратиграфического разделения и корреляции морен требует знания физического механизма этого явления. Проведѐнные обширные исследования позволили разработать такой механизм [Большаков и др., 1986, 1987]. В соответствии с этим механизмом, было предложено две гипотезы для объяснения отсутствия термомагнитного эффекта в днепровской (и более древних) и его наличия в московской (и более молодых) моренах Центра Восточно-Европейской равнины [Большаков, 1996, 2002в]. 302 Магнитный и палеомагнитный методы Согласно первой , временно́й гипотезе , эффект может исчезать с течением времени, т.е. существовать в более молодых моренах и отсутствовать в более древних, что, вообще говоря, соответствует имеющимся данным. В некоторых разрезах отмечено до трѐх горизонтов морен, у которых величина пика на кривой (dIrs /dT)(T) уменьшается с увеличением возраста (глубины залегания) морены. (Заметим, что временная гипотеза может, в принципе, быть обоснована, даже несмотря на наличие термомагнитного эффекта в древних породах мезозоя и протерозоя [Большаков, 1996]). В соответствии с второй гипотезой, эффект должен исчезать в восстановительных условиях. Такое объяснение причин наличия или отсутствия эффекта в моренах также не беспочвенно. Исследованные морены днепровского возраста имеют, в основном, окраску сизо-серых, коричневых и чѐрных тонов, что как раз и может говорить о наличии восстановительных условий. В то же время московская морена имеет, в основном, красную окраску, характерную для окислительных условий. При дальнейшем анализе полученных данных [Большаков, 2002в] было сделано заключение о том, что наличие термомагнитного эффекта в моренах валдайского и московского оледенений и его отсутствие в моренах днепровского и окского возраста скорее всего не связано с возрастом морен, а, вероятно, определяется местными или региональными условиями формирования моренных отложений. Более строгое подтверждение (или опровержение) выдвинутых гипотез требует всестороннего анализа как условий образования ледниковых отложений, так и разнообразных проявлений термомагнитного эффекта. Однако приведѐнная выше неплохая статистика позволяет использовать термомагнитный параметр для корреляции и разделения морен в пределах указанного региона уже на современном этапе исследований [Комплексный анализ … 1992; Судакова и др. 2008]. Второй параметр, связанный с температурным воздействием на образец – отношение намагниченностей насыщения после (I´s) и до (Is) прогрева до 700ºС, взятое при комнатной температуре. Для днепровской морены I´s /Is обычно больше 1, что является следствием новообразования сильномагнитных минералов из практически немагнитных (сидерита, пирита) при нагреве до 700ºС. Для московской морены такое отношение (как минимум, в 90% случаев) меньше единицы. Наличие минералов типа сидерита или пирита в основном в днепровской, а не в московской морене связано, по-видимому, также с бо́льшим взаимодействием ледника днепровского времени с доче твертичными породами, являющимися основным поставщиком этих минералов [Судакова, 1990]. Следует отметить, однако, что характеристика, учитывающая отношение намагниченностей насыщения после и до прогрева, требует более чѐтких количественных определений в области I´s /Is =1. Для этого необходимы как можно более широкие статистические и магнитноминералогические исследования. Подводя итог, можно заключить, что изучение магнитных характеристик может быть полезным дополнительным способом (например, по отношению к литолого-минералогическому методу) при исследовании ледниковых отложений. При этом все случаи несоответствия выводов различных методов должны разрешаться в рамках сопряженного палеогеографического анализа. Интерес может представлять пример с отложениями, вскрытыми Магнитный и палеомагнитный методы 303 скважиной А41, пробуренной на Сатинском полигоне. Как мы помним, вследствие существенного влияния здесь коренных пород среднекарбонового возраста на состав днепровской морены κ последней меньше κ вышележащей московской. Тем не менее, в скважине А41 нижняя, днепровская морена имеет высокие значения κ (до 28×10-6 ед. СГС), однако при этом отсутствует min(dIrs /dT)(T). Дальнейшие исследования с привлечением других данных показали, что повышенные значения κ днепровской морены обусловлены в данном месте выходом более магнитных коренных пород юры. Необходимо отметить и самостоятельную значимость выводов, сделанных на основе методов МГП [Большаков, 1996, 2002в]. Так, например, мы не согласны с тем, что два, обычно хорошо различимых визуально в Центре Восточно-Европейской равнины горизонта морен – верхний, часто красного цвета (московский) и нижний – тѐмный, коричнево-серых тонов (днепровский) – представляют собой две стадии одного оледенения. Магнитные данные – каппаметрия и термомагнитные характеристики – указывают на существенные различия этих двух горизонтов. Главное из них заключается в том, что магнитные свойства днепровской морены обусловлены гораздо большим еѐ взаимодействием с дочетвертичными породами питающих провинций. Маловероятно, что столь существенные различия магнитных свойств могут быть присущи моренным горизонтам, являющимся стадиалами одного оледенения. 9.1.3. Использование методов МГП для изучения черноморских осадков позднего плейстоцена-голоцена Магнитные и палеомагнитные исследования черноморских осадков проводились нами [Большаков, Николаев, 1993; Большаков 1996] с целью изучения возможностей их датирования и корреляции с помощью указанных методов. Материалом для исследования были колонки 16 станций, отобранных в 1988 г. во время рейса НИС «Московский Университет». Колонки были взяты в западной халистазе, на материковом склоне и шельфе болгарского сектора моря с глубин от 73 до 2130 м. Стратиграфическое расчленение проводилось по малакофауне для мелководных отложений и по литологическим признакам для глубоководных [Щербаков и др. 1978]. Колонки вскрыли отложения джеметинского, каламитского, витязевско-бугазского и новоэвксинского горизонтов. Литология и стратиграфия наиболее характерных колонок показаны на рис.9.5, где приведены и данные каппаметрии осадков. Характер изменения величины κ в изученных колонках не однотипен. Прежде всего, можно выделить три колонки станций 24, 25 и 26, взятых на шельфе соответственно с глубин 73, 84 и 88 м. Осадки колонок характеризуются невысокими значениями величин κ, изменяющихся от 3×10 -6 до 12×10-6 ед. СГС. В остальных тринадцати более глубоководных колонках, включая колонку с глубины 162 м, отмечается наличие существенных колебаний величин магнитной восприимчивости. В их верхних частях, начиная с маркирующего гидротроилитового горизонта новоэвксина, фиксируются резкие изменения величин κ от(3-5) × 10-6 до (50-200) × 10-6, а иногда до 10-3 ед. СГС. В нижележащих частях колонок изменения κ более плавные и заключены, в основном, в пределах (5÷20) × 10-6 ед. СГС (рис. 9.5). Ещѐ одной общей особенностью является повышение величины κ в основании каламитских отложений. Повышение κ обычно совпадает с увеличением содержания кристаллических форм сульфидов железа. 304 Магнитный и палеомагнитный методы Магнитный и палеомагнитный методы 305 Согласно геохимическим данным [Волков, 1984], среди сульфидов железа в черноморских осадках реально встречаются гидротроилит FeS, грейгит Fe3S4 и пирит FeS2. Поскольку пирит и грейгит могут быть определены и с помощью термомагнитного анализа, были проведены измерения полной и остаточной намагниченностей насыщения от температуры. Эти измерения показали следующее. Ниже маркирующего идротроилитового горизонта зависимости Irs(T) и Is(T) довольно невыразительны, однотипны и монотонны и указывают на наличие магнетита, маггемита и гематита. Выше подошвы гидротроилитового горизонта, по крайней мере с отметки 210 см в колонке 1, зависимости Irs(T) и Is(T) существенно иные. Они проявляют гораздо большее разнообразие, показывая, в частности, наличие максимумов накривых Is(T) (рис. 9.6), указывающих на ново- или преобразования магнитных минералов, связанные с наличием пирита, грейгита и, возможно, пирротина. Причѐм соотносимые с этими максимумами результирующие изменения намагниченности различны. Так, величина Is после прогрева возрастает у образца 30 в 27 раз, у образца 120 – в 2 раза, а у образца 72 почти в 2 раза уменьшается. Обсуждение имеющихся данных проведѐм на основе результатов, полученных по колонке 1, осадки которой в наименьшей степени затронуты влиянием гравитационных процессов. Магнитные данные указывают на существенное изменение обстановки осадконакопления на уровне гидротроилитового горизонта новоэвксина. Связь этих изменений с повышенным содержанием сульфидов железа в осадках позволяет предположить, что изменение магнитных характеристик связано с началом поступления в акваторию Чѐрного моря более солѐных и плотных средиземноморских вод через Босфор, вызванного общепланетарным повышением уровня океана [Стрижов и др., 1990; Morner N-A, 1979; Большаков, Николаев, 1993]. Это привело к интенсивному развитию процессов сульфатредукции, сопровождавшейся образованием гидротроилита и немного позже – ферримагнитных сульфидов железа – грейгита и (или) пирротина, вызвавших значительное повышение величины κ. Затем наблюдается понижение магнитной восприимчивости, которое может быть связано с образованием неферримагнитных сульфидов железа (пирита). Подтверждением этого, например, могут служить термомагнитные данные рис. 9.6. В соответствии с изложенной схемой, в образце, отобранном с глубины 120 см по колонке, где отмечена пониженная 306 Магнитный и палеомагнитный методы восприимчивость (рис. 9.5), как раз фиксируется парамагнитный пирит. Повышение величины κ осадка в начале каламитского времени опять, повидимому, указывает на усиление генерации ферримагнитных сульфидов железа. Описанные временные изменения магнитных параметров мы считаем характерными для спокойных условий седиментации в глубоководных районах бассейна. В случае развития обычных турбидитных процессов, не приводящих к перерывам в осадконакоплении и перемешиванию материала, характер изменения величин κ сохраняется (ст. 44, рис. 9.5). При развитии склоновых процессов, приводящих к возникновению в осадке различных окатышей, линзообразных прослоев чужеродного материала и т.п., изменения κ значительно усложняются, хаотизируются (ст. 39, рис. 9.5). Появляются многочисленные добавочные пики, расположенные выше гидротроилитового горизонта. Некоторые отличия изменений величин κ по длине колонок 36 и 37 от эталонной зависимости для колонки 1 мы [Большаков, Николаев, 1993] связываем с существенно меньшей глубиной их отбора. Вероятно, на этой глубине изменение геохимической обстановки происходило несколько иначе, чем в глубоководной зоне. Низкие значения κ мелководных колонок 24-26 говорят об отсутствии условий для формирования сильномагнитных сульфидов железа. Это естественно, т.к. отложения шельфовой зоны обнажались во время последней регрессии моря, а в более позднее время на этих глубинах господствовала окислительная обстановка. Итак, магнитные характеристики нижних частей глубоководных колонок отражают относительно стабильные условия осадконакопления регрессивной стадии Чѐрного моря, связанной с глобальным оледенением позднего плейстоцена. В это время его акватория представляла, по-видимому, замкнутый распреснѐнный водоѐм, отделѐнный от океана босфорским порогом. Переход к межледниковью, сопровождавшийся повышением уровня Мирового океана, привел к поступлению в бассейн средиземноморских вод и изменению условий осадконакопления (в том числе и геохимической обстановки), которые, судя по изменениям κ и других магнитных параметров, стали в целом нестабильными. Для более детального объяснения изменений κ в верхних частях глубоководных колонок были приведены следующие соображения [Большаков, 2002в]. В работах [Roberts, Turner, 1993; Verosub, Roberts, 1995] говорится о влиянии скорости седиментации на образование в донных осадках сульфидов железа при наличии процессов сульфатредукции. В частности, при большой скорости осадконакопления полная пиритизации осадка пройти не успевает, и в нѐм фиксируются грейгит или пирротин. В случае пониженных скоростей седиментации условия, благоприятствующие формированию парамагнитного пирита, будут сохраняться дольше и он будет окончательным продуктом химических реакций. Следовательно, можно заключить, что чем больше будет скорость осадконакопления (конечно, в определѐнных пределах), тем больше будет величина магнитной восприимчивости осадка. Таким образом, величина κ может быть мерой скорости седиментации морских осадков в зонах сульфатредукции. В соответствии с этим заключением, в новоэвксинских осадках с повышенными значениями κ, сразу над гидротроили- Магнитный и палеомагнитный методы 307 товым горизонтом, скорость седиментации должна быть выше, чем в верхних слоях новоэвксинских отложений, где наблюдается понижение величин κ (рис. 9.5). Соответственно, последующее повышение κ в основании каламитских отложений должно быть также связано с увеличением скорости осадконакопления. Приведѐнные соображения подтверждаются следующими фактами. 1). Согласно термомагнитным данным, в осадках, характеризующихся наименьшими значениями магнитной восприимчивости, фиксируется пирит (рис. 9.6, образец 120). 2). Литологические данные указывают на уменьшение скорости седиментации до нуля (существование перерывов в осадконакоплении) в интервалах с пониженной величиной κ в верхних частях новоэвксинских отложений (рис. 9.5, колонки 1 и 44). 3). Эти интервалы можно сопоставить по времени со значительным уменьшением скорости подъѐма уровня океана, которое имело место около 11 тысяч лет назад [Morner, 1979; Селиванов, 1996]. В это же время непосредственно в бассейне Чѐрного моря отмечается регрессия [Вронский, 1988]. Логично связать это уменьшение скорости седиментации, а также уменьшение скорости подъѐма уровня океана с позднедриасовым похолоданием , которое имело место также около 11 тыс. лет назад. 4). В колонках с бо́льшими скоростями осадконакопления относител ьные интервалы (мощности) повышенных значений κ больше, чем в колонках с более низкими скоростями осадконакопления (колонки 36, 37 и 1, 44 соответственно, рис. 9.5). Это также подтверждает наше заключение, что более высоким скоростям осадконакопления в черноморских отложениях, подверженных воздействию сульфатредукции, соответствуют более высокие в среднем значения величин κ осадков. 5). В самых верхних частях колонок наибольшая величина κ зафиксирована в основании каламитских отложений, что должно соответствовать относительно большой скорости осадконакопления. Выше по колонке, в соответствии с нашей гипотезой, скорость седиментации должна уменьшаться. Если и в данном случае справедливо сопоставление скорости осадконакопления со скоростью подъѐма уровня океана, то и здесь мы получаем согласующиеся результаты: в работе [Каплин, 1993] отмечено, что к настоящему времени хорошо установлено существенное замедление подъѐма уровня океана, начавшееся около 6 тысяч лет назад и продолжавшееся до недавнего времени. Приведѐнные выше доводы позволяют утверждать, что в исследованных нами черноморских осадках магнитная восприимчивость может являться параметром, характеризующим изменение скорости осадконакопления, что означает фактически решение обратной задачи – по магнитным данным определить условия осадконакопления. Подчеркнѐм, что такая возможность оценки даже относительных изменений скоростей седиментации весьма перспективна, учитывая известные трудности стратиграфической корреляции и датирования позднеплейстоценовых-голоценовых осадков Чѐрного моря. В то же время снова отметим огромное разнообразие природных процессов и специфику их многообразного проявления (а тем более отражения в соответствующих характеристиках) в различных регионах планеты. Поэтому в каждом конкретном случае, вообще говоря, требуется отдельное обоснование применения тех или иных параметров для диагностики палеогеографических событий. Приведѐм ещѐ один пример из собственной практики. Измере- Магнитный и палеомагнитный методы 308 ния магнитной восприимчивости скважины ИГС-1, пробуренной в Северном Каспии, выявили связь изменений κ с регрессиями и трансгрессиями Каспийского моря в позднем плейстоцене-голоцене: отложения трансгрессий характеризуются повышенными и резко изменяющимися величинами восприимчивости [Большаков и др., 2009]. Рентгеноструктурный и термомагнитный анализы показали, что повышение величины κ обусловлено, как и в случае с черноморскими осадками, новообразованием грейгита. Однако очевидны различия в изменениях условий осадкообразования, приводящих к образованию грейгита в этих двух бассейнах. По-видимому, сравнительный анализ этих условий будет весьма полезным для уточнения как механизма преобразования магнитных минералов, так и изменения природной обстановки в акватории Чѐрного и Каспийского морей. Заключение Рассмотренные нами примеры показывают, что методы магнетизма горных пород могут быть, при методологически правильном их использовании, хорошим подспорьем при изучении природной среды прошлого. Являясь дополнением, иногда весьма органичным, для традиционных палеогеографических методов, они позволяют более полно характеризовать палеогеографические события прошлого, приводя к большей обоснованности получаемых заключений и выводов. Подчеркнѐм ещѐ раз, что, несмотря на специфичность получаемых данных, сделанные на их основе заключения могут иметь и независимую палеогеографическую значимость. 9.2. Палеомагнитный метод Работы по магнитостратиграфическому расчленению и корреляции плиоцен-плейстоценовых отложений впервые были выполнены А.Н. Храмовым в Западной Туркмении [Храмов, 1958]. Уже тогда стало очевидным, что выделенные в разрезах морских отложений Челекена и Кюрендага чередующиеся зоны прямой и обратной полярности могут являться основой для корреляции не только отложений, но и палеогеографических событий. В настоящее время палеомагнитный анализ занимает важное место среди других методов палеогеографических исследований, несмотря на то, что палеомагнитные данные напрямую не могут использоваться для палеогеографических корреляций, поскольку несут ограниченную палеогеографическую информацию. Хотя существуют работы, в которых показана связь изменений геомагнитного поля с историко-геологическими и палеогеографическими событиями различного ранга [Современные проблемы..., 1992]. Высказывается точка зрения, что геомагнитное поле является экологически значимым компонентом географической оболочки, способным влиять на эволюцию органического мира, климат и др. Если эта точка зрения справедлива, то наблюдаемые изменения геомагнитного поля могли бы оказывать помощь в индикации рубежей (уровней, этапов) эволюции географической оболочки и, таким образом, способствовать палеогеографическим корреляциям. В то же время существует и другая точка зрения. Она наиболее аргументировано, с Магнитный и палеомагнитный методы 309 нашей точки зрения, сформулирована в работе Д.М. Печерского с соавторами [2010]. В ней сопоставлены для фанерозоя данные о геомагнитных инверсиях, изменениях в органическом мире и некоторых процессах, происходящих в ядре Земли. Авторы пришли к выводу, что «как на уровне смен геомагнитной полярности, биозон, биовеков, так и на уровне смен крупных этапов в эволюции органического мира и геомагнитного поля, связи нет». Но при этом отмечается общая согласованная картина в ритмичном поведении частоты геомагнитных инверсий и частоты смен биостратиграфических зон, что авторы объясняют связью этих процессов с длительными изменениями скорости вращения Земли. Определенная палеогеографическая информация содержится в остаточной намагниченности (In) осадочных горных пород. Условия их образования (накопления осадков, диагенеза) влияют на формирование естественной остаточной намагниченности, еѐ величины и направления. В принципе эти условия в ряде случаев могут быть реконструированы при изучении происхождения In. Но даже если бы задача реконструкции условий осадконакопления по остаточной намагниченности была бы легко решаемой, то и тогда полученные палеогеографические данные имели бы весьма частный характер. В качестве примера можно привести палеомагнитные данные по моренам материковых оледенений, которые позволяют в некоторых случаях, как и длинные оси включенных в морену обломков, определять направление движения ледника и условия накопления морен [Реконструкция палеогеографических…, 2008]. Эти данные могут быть использованы при комплексных палеогеографических и стратиграфических исследованиях ледниковых отложений. Однако главное состоит в том, что палеомагнитный метод выполняет для палеогеографических реконструкций и корреляций важную роль, своего рода «служебные функции», позволяя на основе выделенных в разрезах изохронных палеомагнитных границ и горизонтов синхронизировать отложения, несущие палеогеографическую информацию, определять временные срезы, наиболее удобные для дальней и глобальной корреляции палеографических событий. 9.2.1. Магнитохронологическая шкала Основой палеомагнитного метода корреляции новейших отложений служит широко известная радиометрически датированная магнитохронологическая шкала [Харленд, Кокс и др., 1985]. На рис. 9.7 приведен еѐ современный вариант с уточненными датировками палеомагнитных границ. В соответствии с рекомендациями Международной подкомиссии по стратиграфической номенклатуре МСГН/МАГА основными подразделениями этой шкалы являются хроны полярности (=эпохи геомагнитной полярности). Последние четыре хрона полярности названы именами известных магнитологов: хрон прямой (нормальной) полярности Брюнес, хрон обратной полярности Матуяма, хрон прямой полярности Гаусс, хрон обратной полярности Гилберт. Продолжительность хронов полярности составляет 10 5 – 106 лет. В пределах хронов выделяются субхроны – относительно непродолжительные интервалы (менее 0,1 млн. лет), во время которых геомагнитное поле было противоположным полю соответствующего хрона. Например, субхрон прямой полярности Олдувай внутри хрона обратной полярности Матуяма 310 Магнитный и палеомагнитный методы Магнитный и палеомагнитный методы 311 (рис. 9.7). Субхроны иногда называются палеомагнитными эпизодами (событиями). Выделяемые в разрезах интервалы намагниченности, соответствующие хронам и субхронам, называются зонами и субзонами полярности соответственно. Часто используемый термин «интервал полярности» рекомендуется в качестве свободного неофициального магнитостратиграфического подразделения. Хроны и субхроны разделяются инверсиями геомагнитного поля (в разрезах переходными зонами). По данным Г.З. Гурария [Гурарий, 1988] геомагнитное поле во время инверсий было мультипольным, характеризуясь несколькими квазиустойчивыми состояниями, между которыми определенного направления поля не существовало. Особенно интересным является тот факт, что кривые перемещения геомагнитных полюсов во время разновозрастных инверсий значительно различаются, что придает инверсиям поля несомненную стратиграфическую значимость, по меньшей мере, в региональном масштабе. Однако инверсии, как и экскурсы, о которых речь пойдет ниже, изза их кратковременности в разрезах встречаются редко. Чаще между разнополярными зонами (и субзонами) обычно фиксируется резкая (180) смена направлений остаточной намагниченности, что обусловливается условиями седиментации (малыми скоростями осадконакопления, перерывами), постседиментационными процессами и т.д. Общая напряженность поля во время инверсий понижалась в среднем в 7 10 раз, а продолжительность инверсий в позднем кайнозое составляла (1 2,5)103 лет. [Magnetic field…, 1983]. Глобально синхронный характер изменений геомагнитного поля (хронов, субхронов, инверсий), отраженных в магнитохронологической шкале, дает принципиальную возможность глобальной корреляции отложений, зафиксировавших эти события. Такая особенность ставит палеомагнитный метод в первый ряд немногих «сквозных» методов корреляции. Практика палеомагнитных исследований сегодня успешно реализует эту возможность, хотя часто, и, прежде всего, при изучении континентальных отложений, наблюдаются весьма сложные, трудно интерпретируемые результаты даже на внутрирегиональном уровне. Глобальный характер магнитостратиграфических подразделений сам по себе еще не является достаточным для самостоятельного и независимого их использования при корреляции. Дело в том, что корреляция разрезов возможна по сопоставимым (одним и тем же) палеомагнитным зонам и/или субзонам. Однако зоны и субзоны полярности практически не имеют по образному выражению А.В. Пенькова [1980] «особых примет», специфических «паспортных данных», в связи с чем для идентификации магнитозон необходимо сопряженное (на основе взаимного контроля) использование палеомагнитного метода с другими методами стратиграфических и палеогеографических исследований. При этом должен соблюдаться важнейший методологический принцип: на первом этапе – палеомагнитное изучение стратотипических разрезов в тесной взаимосвязи с литолого-фациальным, палеофаунистическим, палеопедологическим и другими методами, а затем – разработка и составление сводных региональных магнитостратиграфических шкал, основанных на внутрирегиональной корреляции детально изученных опорных разрезов. Следующий этап – привязка магнитостратиграфических шкал к магнитохронологической. И только в этом случае возможна корректная меж- Магнитный и палеомагнитный методы 312 региональная и глобальная палеомагнитная корреляция разрезов, отложений и палеогеографических событий. Стратиграфические интервалы, охарактеризованные в разрезах сочетанием определенного фаунистического комплекса и магнитной полярности, В.В. Кочегура и В.А. Зубаков предложили именовать «сезонами» и «надсезонами», под которыми подразумеваются подразделения комплексного биостратиграфического и палеомагнитного обоснования, своего рода гибриды, био-магнитостратиграфические зоны [Геохронология СССР, 1974]. Однако эти термины не получили распространения, хотя в практике исследований привязка магнитостратиграфических подразделений к магнитохронологической шкале основывается, как правило, на комплексе различных (в том числе и палеонтологических) данных. На рис. 9.7 [по работе: Вангенгейм, Тесаков, 2008] приведены биологические подразделения плиоцена и квартера Северной Америки и фаунистические комплексы В.И. Громова в сопоставлении с магнитохронологической шкалой*. Независимая идентификация магнитозон в разрезах возможна в тех редких случаях, когда допустимо использование принципа пропорциональности мощностей палеомагнитных зон продолжительности подразделений магнитохронологической шкалы. Сюда могут относиться разрезы с непрерывным и относительно равномерным во времени осадконакоплением. Это пелагические осадки Мирового океана, отложения компенсационных мульд, некоторые озерные осадки (например, оз. Байкал, оз. Бива). В еще более редких случаях идентификация зон полярности, по-видимому, может быть реализована по инверсионным переходам, которые, как отмечалось выше, имеют различные характеристики поля и разные кривые перемещения виртуальных геомагнитных полюсов во время инверсий, в зависимости от принадлежности к той или иной зоне полярности. Однако, насколько нам известно, «морфология» инверсий для диагностики магнитозон пока не была реализована. 9.2.2. Экскурсы Особое место в истории геомагнитного поля и при стратиграфопалеогеографических исследованиях занимают экскурсы, под которыми понимают кратковременные (до 10000 лет) перемещения полюса, превышающие максимальную амплитуду вековых вариаций и достигающие в ряде случаев 180. Однако главным, хотя и формальным, критерием для определения экскурса является его малая продолжительность, что отличает экскурс от субхрона (эпизода). Экскурсы установлены как в северном, так и южном полушарии при палеомагнитном изучении вулканогенных толщ, морских и озерных осадков, разрезов континентальных отложений. Сообщается даже о регистрации экскурса в полосовых аномалиях галапагосской зоны спрединга [Wilson, Hey, 1981]. В разрезах экскурсы проявляются как интервалы с аномальным изменением векторов остаточной намагниченности. Отмечается их сложное поведение: наблюдается как полная инверсия, так и изменение только склонения * Несовпадение границ палеомагнитных и биологических подразделений хорошо видно. Это, в частности, свидетельствует о том, что влияние инверсий геомагнитного поля на биосферу отсутствует, а участившиеся в последнее время прогнозы о грозящих катаклизмах в связи с возможной инверсией геомагнитного поля не имеют оснований. Магнитный и палеомагнитный методы 313 или только наклонения векторов остаточной намагниченности. На рис. 9.8 в качестве примера показано изменение направления геомагнитного поля во время экскурса Моно, изученное в осадках Каповой пещеры [Добрецова, Кочегура, 1991]. Вектор геомагнитного поля во время экскурса описывал сложную траекторию колебательного характера, достигая отрицательных значений наклонения, но не испытывая полного обращения. Однако не всегда наблюдаемая в разрезах аномальная намагниченность является отражением изменения геомагнитного поля. Возможны случаи, когда она может быть вызвана влиянием условий седиментации, постседиментационными процессами (деформацией отложений, биотурбациями, солифлюкцией, придонными течениями, разрядами молний и т. д.), искажающими направление первичной намагниченности и создающими ложный эффект экскурсов [Третяк, 1983; Фаустов и др., 1986; Большаков, 1996; Rees et al., 1968; Verosub, 1977 и др.]. В.А. Большаков [1996] предложил теоретическую модель палеомагнитной записи (или стирания) экскурсов геомагнитного поля (вековых вариаций, переходных зон) под влиянием химических процессов, биотурбаций и др. при изменении геомагнитного поля. Несмотря на большое количество работ, посвященных экскурсам, многие аспекты этого геомагнитного явления остаются неясными. Обратим внимание лишь на некоторые из них, имеющие отношение к проблеме палеогеографической корреляции. До последнего времени остается дискуссионным вопрос, имеют ли экскурсы глобальный или региональный характер. Многие исследователи, и в первую очередь, те из них, кто занимался обобщением данных по экскурсам, считают, приводя при этом серьезные аргументы, что они имеют глобальный характер [Поспелова, 2004]. Так, в частности, статистическая обработка данных по 105 разрезам для интервала времени 6 – 20 тыс. лет, выполненная Г.А. Поспеловой [1989] выявила на гистограмме один острый максимум в интервале 11 – 13,5 тыс. лет назад. Как известно, в диапазоне 13750-12350 лет назад (ранний дриас) Мѐрнером выявлен экскурс Гѐтеборг (=Готтенбург) [Mörner, Lanser, 1974; Mörner, 1977], причем изменение геомагнитного поля во время экскурса имело нере- 314 Магнитный и палеомагнитный методы гулярный характер, и лишь на весьма короткое время, приблизительно на 200 лет, оно претерпело инверсию (flip). Материалы, приведенные Г.А. Поспеловой, вроде бы убедительно свидетельствуют о реальности и глобальном характере экскурса Гѐтеборг. В ряде публикаций сообщается о том, что в других разрезах в указанном выше временном интервале экскурс Гѐтеборг не проявляется. Так, по данным Г.Ф. Загния и В.Г. Бахмутова [1986] в разрезах ленточных глин на территории Карелии и Ленинградской области в интервале времени от 10000 до 16000 лет «не выделяется событие обратной полярности Гѐтеборг», а наблюдаемые изменения склонения и наклонения с амплитудами 65 и 30 обусловлены вековыми вариациями. Заметим, что разрезы, изученные этими исследователями, расположены относительно недалеко и в близких широтах от стратотипических разрезов Швеции, где впервые был установлен этот экскурс. Банерджи с соавторами не выявили экскурс Гѐтеборг в осадках соответствующего возраста оз. Миннесота [Banerjee et al., 1979]. В то же время, С.А. Писаревский [1986] подтверждает реальность экскурса Готтенбург при палеомагнитном изучении как ленточных глин предголоценового возраста Ленинградской области, так и в колонке донных отложений Ладожского озера. По вопросу о количестве и возрасте экскурсов в хроне Брюнес опубликованные данные также весьма неоднозначны. На рис. 9.9 приведены обобщенные данные об экскурсах, полученные разными авторами. В последней сводке Г.А. Поспеловой [2004] сообщается о 17 экскурсах в хроне Брюнес. Результаты критической оценки мировых данных (рис. 9.9 Б), приведенные М. Эвансом и Ф. Хеллером [Evans, Heller, 2003 по работам Langereis et al.; Singer et al.], позволяют считать наиболее достоверными всего 7 экскурсов, хотя допускается пополнение этого списка. Интересно отметить, что В.В. Кочегура проанализировал распределение интервалов обратной полярности в 27 колонках донных осадков Мирового океана еще до того, как было выдвинуто предположение о существовании экскурсов. Этот анализ показал, что на гистограмме выделяется четыре максимума, которые в соответствии с рассчитанным возрастом по скорости осадконакопления могут быть датированы в интервалах 2550, 100125, 250275 и 375400 тыс. лет [Геохронология СССР, 1974]. При сопоставлении с имеющимися на сегодня данными выделенные В.В. Кочегурой максимумы могут соответствовать экскурсам Каргополово, Блэйк, Чаган (=Левантин, Бива-II), Эмперор (=Уреки). Конечно, нужно иметь в виду, что пелагические осадки океанов характеризуются весьма малыми скоростями седиментации, поэтому регистрация в них экскурсов явление исключительное. Но и при исследовании относительно полных разрезов плейстоцена с высокими скоростями осадконакопления множества экскурсов, как правило, также не выявляется. Так, в 400-метровом разрезе Караджа Каспийского региона, где «хорошо выявляются вариации склонения и наклонения с периодом 30-40 тыс. лет» [Нечаева, Трубихин, 1986], отмечено только три аномально намагниченных интервала (в подошве верхнехазарских, верхнехвалынских и в голоценовых отложениях), которые могут быть связаны с экскурсами геомагнитного поля. Магнитный и палеомагнитный методы 315 Таким образом, на сегодня нет однозначного ответа на вопрос о количестве экскурсов, их хронологическом и стратиграфическом положении, что отражено в материалах, приведенных на рис. 9.9. Причин этому много. Важнейшей из них, наряду с проблемой достоверного датирования экскурсов в осадочных горных породах, является их кратковременность, наложенная на неполноту геологических разрезов. По оценкам А.А. Свиточа [2002] представительность даже наиболее полных разрезов составляет в лучшем случае 2030% реального времени. И, соответственно, 7080% времени попадает на перерывы в осадконакоплении, размывы. Представительность менее полных разрезов может составлять единицы процентов и менее. Априори трудно 316 Магнитный и палеомагнитный методы ожидать, что столь кратковременные явления, как экскурсы, могут быть «записаны» и обнаружены в каждом разрезе. Да и постседиментационные процессы, как известно, могут повлиять на уже образовавшуюся в осадке намагниченность. Для регистрации экскурсов в осадочных горных породах необходимо благоприятное соотношение скоростей изменения геомагнитного поля и седиментации. Практика палеомагнитных исследований, выполненных сотрудниками Лаборатории новейших отложений и палеогеографии плейстоцена МГУ на большом количестве опорных разрезов континентальных, морских, океанских отложений плейстоцена, показала, что достоверно установленные экскурсы геомагнитного поля выявляются весьма редко. Не менее серьезной причиной является ненадежность датирования отложений. Хорошо известны изменения в оценке возраста экскурса Лашамп, зафиксированного в лавах Олби (Франция), от 8-20 до почти 40 тыс. лет назад. Весьма показательна история экскурса Чаган (Горный Алтай, ленточные глины приледникового озера в долине р. Чаган) [Бураков и др., 1973]. Первоначально предполагалось, что с экскурсом Чаган может быть коррелирован экскурс Днепр, поскольку и тот и другой приурочены к времени максимального оледенения в Горном Алтае и на Русской равнине. Более того, оказались близкими (в пределах погрешности определения) их термолюминесцентные датировки [Фаустов и др., 1974; Разрез новейших…, 1977]. В сводке Г.А. Поспеловой этот экскурс идентифицировался как один и тот же (см. рис. 9.9 А). С ним также связывалась обратная намагниченность в основании донской морены и в подморенной глинистой пачке у пос. Зорька и с. Б. Мельник в бассейне р. Хопер [Еремин и др., 1973]. Кстати, в дальнейшем аномальная намагниченность донской морены была установлена в ее верхних 15 метрах в разрезе у г. Новохоперска [Куликов, Красненков, 1977] и в керне скважины у с. Конаховка [Красненков и др., 1995], где на фоне преобладающих положительных наклонений In отмечался небольшой интервал с отрицательными наклонениями в нижней части морены. М.Д. Горлов, исследовавший ту же морену в разрезе Цыганов Лог, наблюдал аномальную или обратную намагниченность большей еѐ части [Горлов, 1985]. Впоследствии сотрудниками Института географии РАН, объединения «Центргеология» и других организаций, был установлен раннеплейстоценовый возраст морены Донского ледникового языка. Из этого вытекал вывод: «экскурсы» по донской и днепровской моренам – разные «экскурсы». Поэтому более точное датирование, стратиграфическая или палеогеографическая привязка могут привести к изменению представлений о количестве экскурсов. Датирование большинства экскурсов в осадочных горных породах основывается на стратиграфических методах (палеонтологических, палинологических и др.). В такой ситуации часто срабатывает «синдром подтверждения», когда новый обнаруженный экскурс идентифицируется с ранее установленным, если этому не противоречат геологические данные. Необходимо обратить внимание еще на один аспект проблемы экскурсов. При статистической обработке данных по экскурсам обычно учитываются практически все опубликованные материалы, в которых авторы связывали выделенные в разрезах аномальные интервалы с экскурсами геомагнитного поля. Однако довольно часто в публикациях отсутствует надежное обоснова- Магнитный и палеомагнитный методы 317 ние связи выделяемых в разрезах аномальных палеомагнитных интервалов с экскурсами геомагнитного поля. Так, например, анализ палеомагнитных данных [Реконструкция палеогеографических…, 2008] по моренам покровных оледенений Русской равнины подтвердил точку зрения П.К. Рябушкина и М.А. Певзнера [1978] о том, что выделение экскурса по днепровской морене в Лихвинском (Чекалинском) разрезе [Фаустов и др., 1974] не имеет аргументированных оснований. Обратная полярность некоторых образцов в морене, по их мнению, не связана с геомагнитным полем. Она имеет случайный характер, обусловленный особенностями гранулометрического состава моренных суглинков. Впоследствии нами было показано, что направления остаточной намагниченности в моренах определяются не только их гранулометрическим составом и не только геомагнитным полем. На них влияет также движение ледника, которое приводит в ряде случаев к ориентировке склонения In вдоль оси его движения [Реконструкция палеогеографических…, 2008]. Вследствие этого связывать аномальное направление намагниченности морен с аномальным геомагнитным полем (экскурсом) в таких случаях неправомерно. Проблематично с нашей точки зрения [Фаустов, Вирина, 1987; Фаустов, Вирина, 1989] выделение экскурсов в лѐссово-почвенной формации, в первую очередь, в ископаемых почвах, в которых формирование остаточной намагниченности по времени отстает от изменений геомагнитного поля. Подробнее проблема достоверности палеомагнитных данных для ископаемых почв и лѐссов рассмотрена ниже, но отбраковка недостоверных, не доказанных экскурсов также может изменить представление об их количестве в хроне Брюнес. Учитывая вышеизложенное, экскурсы геомагнитного поля могут быть рекомендованы в первую очередь как реперы при внутрирегиональной палеогеографической корреляции. Не исключается возможность использования экскурсов и при более дальних сопоставлениях палеогеографических событий, поскольку одна из моделей генерации экскурсов допускает глобальный характер их проявления. 9.2.3. Вековые (палеовековые) вариации Перспективными для решения задач детальной палеогеографической корреляции голоценовых отложений являются палеовековые вариации геомагнитного поля, под которыми понимают периодические или квазипериодические изменения геомагнитного поля, обусловленные внутриземными процессами (колебания геомагнитного динамо-механизма, процессы в нижней мантии, вблизи границы ядромантия) [Гурарий и др., 1983; Magnetic field..., 1983; Петрова, 2004]. Выделены вековые вариации с периодами 360, 600, 900, 1200, 1800-2000, 2700-3000, 4600-5000 и 9000 лет. Имеются данные и о длиннопериодных вариациях с амплитудой 30-40 тыс. лет (например, в уже упомянутом выше разрезе Караджа) и 150 тыс. лет. Спектр вариаций дискретен и устойчив во времени. Вековые вариации в настоящее время используются при изучении археологических объектов, корреляции и датировании озерных отложений, пепловых прослоев, отложений шельфа. Пространственная изменчивость палеовековых вариаций ограничивает возможности их использования для стра- 318 Магнитный и палеомагнитный методы тиграфии и требует построения региональных опорных шкал, причем радиус действия таких шкал пока не ясен [Кочегура, 1992]. Особый интерес для палеогеографических реконструкций могут иметь развиваемые В. Бухой представления о связи изменений климата и погоды с вековыми вариациями [Bucha, 1976]. В соответствии с концепцией, предложенной В. Бухой, положение геомагнитной оси контролирует процессы в атмосфере. Перемещение геомагнитных полюсов и солнечная активность влияют на изменение климата и погоды вследствие проникновения высокоэнергетических частиц в нижнюю стратосферу. Это влияние проявляется прямо, непосредственно в полном вертикальном сечении через атмосферу в авроральном овале, что сказывается на распределении температуры и давления в полярных областях, изменении путей движения циклонов и, таким образом, изменении климата и погоды в различных областях поверхности Земли. 9.2.4. Достоверность палеомагнитных данных Методика палеомагнитных исследований, и полевых и лабораторных, дает возможность использовать широкий класс горных пород и получать достоверную палеомагнитную информацию [Храмов, Шолпо, 1967; Палеомагнитология, 1982]. Тем не менее, палеомагнитные данные, привлекаемые для стратиграфических и палеогеографических целей, имеют неодинаковую палеомагнитную достоверность. Так, например, весьма различны материалы, полученные для экскурсов Чаган в ледниковых отложениях Горного Алтая и Днепр (Чаган?) в днепровской морене Лихвинского разреза. Экскурс Чаган как событие геомагнитного поля установлен на уникальных по палеомагнитной стабильности ленточных глинах и имеет достоверные палеомагнитные характеристики [Бураков и др., 1973]. В то же время вывод об экскурсе в днепровской морене в Лихвинском разрезе базировался на интерпретации весьма сложной картины распределения векторов остаточной намагниченности на стереографической проекции [Фаустов и др., 1974]. По концепции П.К. Рябушкина и М.А. Певзнера, как отмечено выше, такое распределение векторов обусловлено гранулометрическим составом морен и не связано с экскурсом геомагнитного поля. Неодинаково достоверны палеомагнитные данные по моренам и ленточным глинам приледниковых озер. Различны по достоверности палеомагнитные данные по лѐссовым формациям Украины, Средней Азии, Степного Приобья, Предкавказья. Более того, даже в пределах, например, лѐссовой формации Украины различную достоверность имеют результаты по лѐссам и погребенным почвам [Фаустов, Вирина, 1987; Фаустов и др., 1986]. Среди глубоководных отложений Индийского океана глинистокремнистые осадки имеют высокую палеомагнитную стабильность и часто палеомагнитные зоны выделяются уже по первым измерениям In, без лабораторной магнитной чистки, в то время как в пелагических красных глинах и после тщательных лабораторных исследований не всегда удается получить достоверную палеомагнитную информацию [Фаустов и др., 1986]. Подобные примеры можно было бы продолжить, но совершенно очевидно, что на качестве палеомагнитных корреляций не могут не сказываться различные по достоверности палеомагнитные данные. Очевидно, что досто- Магнитный и палеомагнитный методы 319 верность палеомагнитной информации тесно связана с происхождением отложений, условиями их формирования и последующими постседиментационными преобразованиями. К сожалению, эта сторона проблемы палеомагнитной достоверности изучена ещѐ явно недостаточно. Она весьма многогранна и часто не учитывается при палеомагнитных стратиграфических исследованиях, может приводить к ошибкам в определении палеомагнитных границ и при изучении тонкой структуры геомагнитного поля. Палеомагнитная стабильность, отражая соотношение первичной и вторичной намагниченностей, даже для отложений с мерой стабильности, близкой к 1, не отвечает однозначно на главный вопрос: репрезентативна ли первичная намагниченность древнему геомагнитному полю. Для этого требуются специальные лабораторные исследования, но и они не всегда дают ответ на этот вопрос. Как справедливо заметил А.Н. Храмов, «Установление ориентационной природы остаточной намагниченности еще не является достаточным условием для получения верной информации о направлении древнего геомагнитного поля» [Храмов, 1958]. В не меньшей мере это замечание справедливо и для химической намагниченности. В.А. Зубаков, столкнувшись с этой проблемой, предложил различать «достоверную» и «предполагаемую» полярность отложений [Геохронология СССР, 1974]. В тех случаях, когда лабораторные средства не позволяют выделить первичную намагниченность, палеомагнитная полярность отложений рассматривается как «неопределенная». Однако, предложения В.А. Зубакова не получили развития. При использовании палеомагнитной информации стратиграфы, палеогеографы, не будучи специалистами в области палеомагнитологии, нуждаются в еѐ определенности, понимании достоверности. В этом отношении предложенные В.А. Зубаковым понятия «достоверная» и «предполагаемая» являются удобными интегральными оценками и вместе со стандартной методикой определения достоверности древнего геомагнитного поля [Храмов, Шолпо, 1967] дают возможность учитывать другие факторы (геологические, геохимические и др.), способные повлиять на формирование и сохранность первичной остаточной намагниченности. Одной из важнейших и наиболее трудных сторон этой проблемы для новейших отложений является определение роли новообразований и эпигенетических химических изменений минералов – носителей остаточной намагниченности. С ними может быть связана как потеря первичной, так и формирование метахронной намагниченности в геомагнитном поле постседиментационного времени. Геохимические эпигенетические изменения в новейших отложениях весьма обычны, но, тем не менее, их влияние на достоверность палеомагнитной информации часто не учитывается. Разумеется, если при полевых наблюдениях отмечаются признаки вторичных геохимических изменений (оглеение, ожелезнение и др.), требуется особая осторожность при оценке достоверности конечных палеомагнитных данных. Очевидно, что учет палеогеографических условий формирования отложений и их эпигенетических изменений может позволить подойти к более строгим выводам о достоверности палеомагнитных данных. С точки зрения достоверности палеомагнитной записи весьма сложным объектом являются отложения лѐссовой формации. Особенности магнитных 320 Магнитный и палеомагнитный методы свойств лѐссово-почвенного комплекса, механизм формирования в них остаточной намагниченности, обусловленный спецификой субаэрального процесса образования лѐссов и, особенно, почв, приводят к ошибкам в палеомагнитной записи. Первоначально предполагалось, что стабильная составляющая остаточной намагниченности ископаемых почв имеет ориентационное происхождение, связанное с магнитными минералами материнской (почвообразующей) породы [Поспелова, Гнибиденко, 1972]. Но при этом не учитывались реальные механические процессы, которые протекают в почве. Почва активно перерабатывается роющими организмами, что приводит к перемещению частиц и их агрегированию. Участвуют и другие факторы, ведущие к нарушению первоначальной ориентации частиц, такие как переменное увлажнение-иссушение, промерзание-протаивание, внедрение корней растений, криогенные явления и др. Ориентироваться по магнитному полю может лишь малая доля частиц магнитных минералов, не вошедшая в состав агрегатов. Закрепление этих частиц в фиксированном положении может происходить, вероятнее всего, после того, когда влияние названных выше процессов будет ослаблено, в тот период, когда почва будет уже погребена, а действие сезонного увлажнения может быть достаточно эффективным, чтобы способствовать ориентации частиц по магнитному полю. В лѐссах и, особенно, в ископаемых почвах запись геомагнитного поля происходит с «запаздыванием» по отношению к его изменению, а положение палеомагнитной границы Матуяма/Брюнес в лѐссовых разрезах удревняется. Эта точка зрения впервые была высказана около 30 лет назад [Вирина, Фаустов, 1972] и, впоследствии, более определенно в работе [Фаустов, Вирина, 1989]. В настоящее время она нашла убедительное подтверждение [Zhou, Shackleton, 1999; Gendler et al., 2006; Spassov et al., 2003]. Сравнительные магнитоминералогические и мессбауэровские исследования лѐссовых и почвенных отложений причерноморских разрезов позволили выявить различия в железосодержащих минералах лѐссов и почв и последовательность их формирования в процессе педогенеза. Длительная трансформация Fe-минералов в системе «почвообразующий лѐсс – почва» идет в определенной последовательности: образование глинистых минералов смектитового ряда (Вгоризонты почв) → формирование аморфных и тонкодисперсных Fe(III)гидроокислов (в основном АВ, А-горизонты почв) → их утилизация в процессе биогенной активности, в результате чего создается магнетит. Окончательное формирование магнетита и его окисленной формы (маггемита) – основных носителей палеомагнитной записи – завершается уже после захоронения почвы [Gendler et al., 2006]. Палеомагнитные данные по ископаемым почвам осложняются еще и тем обстоятельством, что в составе In основную роль (до 95%) играет вязкая намагниченность, связанная с мельчайшими (псевдооднодоменными) частицами аутигенного магнетита, возникающего в ходе почвообразования [Фаустов и др., 1986; Фаустов, Вирина, 1989]. Неблагоприятное соотношение вязкой и стабильной намагниченностей в составе In погребенных почв делает выделение древней (стабильной) намагниченности весьма трудной задачей и часто лежит за пределами точности метода. Так, например, из 10 образцов двух нижних погребенных почв разреза Новая Этулия (Молдова) лишь один приобрел в результате термочистки обратную намагниченность, еще три Магнитный и палеомагнитный методы 321 имели отрицательное наклонение при разбросе склонения в диапазоне 85 260. Остальные сохранили прямую полярность In. Выше и ниже лежащие лѐссы имели обратное направление In. В этом случае обратную или близкую к ней намагниченность четырех из десяти образцов, очевидно, правомерно рассматривать как фрагменты сохранившейся обратной полярности погребенных почв, которые вместе с выше- и нижележащими лессами составляют единую зону обратной полярности. Весьма показательными являются результаты палеомагнитных исследований одного и того же разреза (Хаджимус в Приднестровье) в разных лабораториях. На рис. 9.10, заимствованном нами из работы А.Н. Третяка [1983], приведены результаты изучения разреза Хаджимус тремя исследователями: М.А. Певзнером, Г.А. Поспеловой и А.Н. Третяком. На рисунке хорошо видно, что выделяемый Г.А. Поспеловой в дофиновском горизонте (в самой верхней части разреза) экскурс не подтверждается как в работе М.А. Певзнера, так и детальными исследованиями А.Н. Третяка. С другой стороны, интервалы прямой полярности, выде- 322 Магнитный и палеомагнитный методы ляемые А.Н. Третяком в зоне обратной намагниченности, не обнаружены М.А. Певзнером, а в материалах Г.А. Поспеловой они занимают значительно меньшую мощность. Если сопоставить палеомагнитные результаты с особенностями строения разреза, то обращает на себя внимание совпадение выделяемых А.Н. Третяком интервалов прямой полярности с горизонтами погребенных почв, находящихся в зоне обратной полярности. Совпадение абсолютное. Напрашивается естественный вопрос, не обусловлены ли палеомагнитные результаты литологией разрезов? Разрез Хаджимус по магнитным свойствам типичен для лѐссовопочвенного комплекса Украины и Молдавии. Особенности магнитных свойств, которые свойственны, этому разрезу, имеют характер, всеобщий для лѐссово-почвенной формации Украины и Молдовы. На это обратил внимание А.Н. Третяк, который установил, что магнитные параметры ископаемых почв не зависят от территориального расположения разрезов [Третяк, Волок, 1976]. В разрезе Хаджимус, как и в разрезе Новая Этулия, отчетливо наблюдается значительное повышение остаточной намагниченности и магнитной восприимчивости в ископаемых почвах в сравнении с лѐссами, обусловленное псевдооднодоменными и однодоменными частицами магнетита почвенного происхождения. С этими частицами связана вязкая (вторичная) намагниченность, доля которой, как отмечалось выше, может достигать 95% (и более). В.А. Большаковым [1996] показано, что вязкая намагниченность, созданная за время хрона Брюнес, разрушается на 90-95% температурной магнитной чисткой – нагревом образцов при t=200C в течение двух часов. Оставшаяся ее малая часть имеет пологий температурный ход и требует для полного разрушения высоких температур. Стабильная компонента остаточной намагниченности, связанная с древним геомагнитным полем, может быть соизмерима или даже меньше остатка вязкой намагниченности. Неполное разрушение магнитной чисткой вторичной намагниченности, ориентированной по направлению современного геомагнитного поля, может привести к тому, что именно она будет определять суммарное направление измеренной после чистки остаточной намагниченности и может создать эффект прямонамагниченных горизонтов в зоне обратной полярности. По-видимому, именно это имеет место в результатах по разрезу Хаджимус. На рис. 9.10. (А) хорошо видны повышенные значения In в почвах после магнитной чистки, что может свидетельствовать о неполном разрушении вторичной намагниченности, так же, как и в упомянутых выше образцах почв в разрезе Новая Этулия. Еще один важный аспект в палеомагнитных исследованиях может быть продемонстрирован на примере изучения лѐссовых отложений у г. Волгодонска. В его окрестностях пробурены 50-метровые инженерногеологические скважины с отбором ненарушенных кернов, с сохранением структуры лѐссов и почв. Е.И. Вириной проведено детальное палеомагнитное изучение двух близко расположенных скважин ВД-2 и ВД-4. Отложения, вскрытые этими скважинами, хорошо коррелируют между собой благодаря отчетливо выраженному погребенному воронскому почвенному комплексу (рис. 9.11). Обращают на себя внимание результаты по скв. ВД-4, где в интервале 31-40 м наклонение векторов In имеет «пилообразный» характер, Магнитный и палеомагнитный методы 323 нерегулярно изменяясь от прямого к обратному. Такое изменение вектора In можно было бы связать с переходной или аномальной зонами. Однако, учитывая особенности магнитных свойств лессовых отложений, более вероятно предположить, что здесь имеют место либо искажение записи обратной полярности геомагнитного поля, либо недостаточные температуры магнитной чистки. Граница Матуяма-Брюнес была проведена по верхнему уровню последнему обратно намагниченному образцу. Этот вывод предположительного характера хорошо подтвердился после обработки материалов по скважине ВД-2, в которой (как и в других скважинах) на этом же стратиграфическом уровне уверенно выделена зона обратной полярности, связанная с хроном Матуяма [Фаустов и др., 1997]. Таким образом, поддержанная исследованиями по параллельному разрезу (скважине), интерпретация результатов по скв. ВД-4 стала более обоснованной. Палеомагнитные данные по сводному палеомагнитному разрезу в окрестностях 324 Магнитный и палеомагнитный методы г. Волгодонска, определяющие смену хронов Матуяма-Брюнес в лѐссе под воронской почвой, можно считать достоверными. Приведенный пример показывает, что в случае сложных объектов, таких, в частности, как лѐссово-почвенная формация, для получения достоверных данных желательно дублирование, изучение параллельных разрезов, хотя и такой подход не всегда гарантирует успешное решение проблемы. Об этом, в частности, свидетельствуют результаты палеомагнитного изучения лѐссовых разрезов Украины и Молдовы, в которых положение границы Матуяма-Брюнес по данным разных исследователей изменяется в довольно значительных временных пределах [Веклич, 1982; Фаустов, Вирина, 1989]. Возможно, это зависит не только от погрешностей палеомагнитного метода, но в не меньшей степени и от ошибок расчленения конкретных разрезов и интерпретации запечатленных в них палеогеографических событий. 9.2.5. Стратиграфическое положение палеомагнитной границы Матуяма/Брюнес в отложениях лѐссовой формации Русской равнины Одним из важнейших рубежей, используемых при стратиграфических и палеогеографических исследованиях новейших отложений, является палеомагнитная граница Матуяма-Брюнес. В региональной стратиграфической схеме центральных районов Восточной Европы она проводится по кровле петропавловского (михайловского) горизонта [Бреслав, Валуева, Величко и др. 1992]. Однако анализ опубликованных материалов показывает, что проблема стратиграфического положения границы Матуяма-Брюнес и по сей день остается не решенной, а палеомагнитные данные по ключевым разрезам довольно противоречивы и не дают однозначного ответа на этот вопрос [Фаустов, Вирина, 2001]. Основная информация о стратиграфическом положении границы Матуяма/Брюнес получена, в основном, по результатам палеомагнитных исследований разрезов субаэральных отложений. Субаквальные отложения крайне фрагментарны, и на их основе невозможно построить палеомагнитные профили, хотя в стратиграфическом (фаунистическом, палеоботаническом) отношении они, как правило, охарактеризованы лучше. В то же время, как было показано выше, палеомагнитные данные по опорным разрезам лѐссовой формации, являясь более полными, обладают другими недостатками, способными приводить к некорректным реконструкциям истории геомагнитного поля. Вследствие этого возможны ошибки как в определении стратиграфического положения границы Матуяма/Брюнес, так и в палеомагнитных построениях при стратиграфической и палеогеографической корреляции. Возможны случаи, когда смена полярности Матуяма/Брюнес приходится на перерывы в осадконакоплении или размывы, литологически не выраженные в разрезе. Одним из таких разрезов является «Белово» (Приобское плато), где мощность лѐссовидных отложений достигает ~120 м. В разрезе выделяется более 12 циклов седиментации [Разрез новейших…, 1978] образование которых обусловлено неравномерным, периодически возобновлявшимся и прекращавшимся осадконакоплением, что и обусловило циклическое строение толщи, которое четко отражается в распределении магнитных свойств по разрезу. Каждый цикл начинается лѐссовидными осадками с пиковыми значениями , иногда до 200-250.10-6 СГС, что свидетельствует об интенсивном Магнитный и палеомагнитный методы 325 поступлении в бассейн седиментации терригенного материала, а с ним и магнитной фракции. Затем магнитная восприимчивость осадков снижается и становится минимальной в ископаемых почвах, когда осадконакопление и привнос магнитных минералов практически прекращаются [Фаустов, 2008]. Один из циклов начинается всплеском магнитной восприимчивости (более 200.10-6 СГС) непосредственно над границей Матуяма/Брюнес, которая проходит в лѐссовидном суглинке, внешне однородном*. Очевидно, здесь наблюдается седиментационный перерыв, а граница Матуяма/Брюнес отражает лишь наложение прямонамагниченных отложений на суглинки с обратной намагниченностью. Подтверждением перерыва может служить отсутствие в разрезе переходной зоны. Если продолжительность инверсии Матуяма/Брюнес составляет около 10000 лет, то при скоростях осадконакопления 0,5 мм/год (и более) [Разрез новейших…, 1978] мощность переходной зоны в разрезе должна быть не менее 5 метров. Но она не зарегистрирована, несмотря на детальный отбор образцов (интервал отбора 1 м). Стратиграфические перерывы, не выраженные литологически, очевидно, имеют место в лѐссовых разрезах Приазовья и Нижнего Дона. В них палеомагнитная граница Матуяма/Брюнес определяется в мощном лѐссе, залегающим непосредственно под воронской почвой, что послужило основанием интерпретировать его как донской [Вирина, Ударцев, 1995]. Палеомагнитная граница Матуяма/Брюнес проходит в этом, «донском» в трактовке Е.И. Вириной и В.П. Ударцева, лѐссе. Однако такая интерпретация находится в противоречии с имеющимися палеомагнитными данными по наиболее полным разрезам бассейна Верхнего Дона. Наиболее вероятно, что так называемый «донской лѐсс» формировался в течение длительного интервала времени, как минимум от ильинского – до мучкапского, и он включает в себя несколько климатических циклов, а смена полярности приходится на значительный, литологически не выраженный перерыв [Фаустов, Вирина, 2001]. Учитывая вышеизложенное, палеомагнитную границу Матуяма/Брюнес в отложениях лѐссовой формации следует рассматривать как виртуальную. При палеогеографических корреляциях и решении стратиграфических задач следует иметь в виду, что в лѐссовых разрезах она может иметь некоторый временной сдвиг в сторону ее удревнения или попадать на седиментационный перерыв. Стратиграфическое положение границы в лѐссовой формации Русской равнины определено нами на основании изучения разрезов лѐссовой провинции Причерноморья, где при редуцированной верхне- и среднеплейстоценовой части, отложения нижнего плейстоцена и эоплейстоцена представлены наиболее полно. Здесь она приурочена к роксоланской почвенно-лѐссовой свите представленной сближенными горизонтами (триплетом) ископаемых почв РК5, РК6 и РК7 [Faustov et al, 2009]. Выше залегает воронский почвенный комплекс (РК4), который является хорошим маркирующим горизонтом в лѐссовых разрезах юга Русской равнины. В разрезе Новая Этулия измеренная граница Матуяма/Брюнес проходит в гумусовом горизонте нижней почвы РК7, в разрезе Роксоланы она определяется несколько выше, в лѐссе, разделяющем РК7 и РК6. На рис. 9.12 этот интервал показан штриховкой. Такое * Заметим, что магнитную восприимчивость, обусловленную концентрацией магнитных минералов, можно рассматривать как одну из литологических (минералогических) характеристик. 326 Магнитный и палеомагнитный методы различие можно объяснить, в частности, с позиций работы Л. Жу и Н. Шеклтона [Zhou, Shackleton, 1999], в которой показано, что палеомагнитная запись в ископаемых почвах «удревняется». Эти данные находятся в хорошем согласии с результатами по бассейну Верхнего Дона, где граница Матуяма/Брюнес определяется в ильинском надгоризонте, включающем в себя три межледниковые почвы (троицкую, терновскую и вершинскую), которые с учетом палеомагнитных данных удовлетворительно коррелируются с триплетом почв роксоланской почвенно-лѐссовой свиты Причерноморья. Палеомагнитную границу Матуяма/Брюнес в стратиграфической схеме четвертичных отложений Восточно-Европейской равнины предлагается проводить в отложениях Ильинского надгоризонта, не ниже троицкой почвы. В заключение отметим, что палеомагнитный метод, при условии достоверной идентификации палеомагнитных подразделений (хронов, субхронов, инверсий), позволяет выделять глобальные изохронные уровни (временные срезы) независимо от фациальных особенностей отложений, палеогеографических условий их формирования и на этой основе проводить дальнюю (межрегиональную, глобальную) корреляцию палеогеографических событий. Очевидно, что палеомагнитные исследования должны выполняться в комплексе с другими методами палеогеографических исследований. Это повышает достоверность палеогеографических корреляций и позволяет избежать привязки палеомагнитных границ и подразделений к палеогеографическим событиям и Магнитный и палеомагнитный методы 327 фактам неустановленного значения. Элементы тонкой структуры геомагнитного поля (экскурсы) могут использоваться для внутрирегиональной синхронизации палеогеографических событий, хотя их идентификация является сложной проблемой. ЛИТЕРАТУРА Бабанин В.Ф. Магнитная восприимчивость некоторых типов почв европейской части СССР // Вестник МГУ. Почвоведение. 1971. №4. С.122-124 Болиховская Н.С. Эволюция лессово-почвенной формации Северной Евразии М.: Изд. МГУ.1995. 270 с. Болиховская Н.С., Вирина Е.И, Красненков Р.В., Фаустов С.С., Хеллер Ф. О связи магнитных свойств лессовой формации бассейна Верхнего Дона с изменениями климата в плейстоцене//Доклады Академии Наук. 1999. Т.368. №5. С.687-690 Большаков В.А. Использование каппаметрии при изучении плейстоцена: физические и палеогеографические аспекты//Физика Земли. 2000. №6. С. 76-86. Большаков В.А. Использование методов магнетизма горных пород при изучении новейших отложений. М.: ГЕОС. 1996. 192 с. Большаков В.А. Использование методов магнетизма горных пород при изучении новейших отложений // М.: ГЕОС, 1996. 192 с. Большаков В.А. Некоторые вопросы использования физических методов при изучении четвертичного периода //Физика Земли. 2002а. №7 С.84-96 Большаков В.А. Новая концепция орбитальной теории палеоклимата. М.: МГУ. 2003. 256с. Большаков В.А. О палеомагнетизме лѐссов и корреляции разрезов «Белово» и «Володарка» на реке Обь // Физика Земли. 2008. № 7. С. 85-96 Большаков В.А. Об использовании каппаметрии в палеогеографических исследованиях / Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2002б. Т.10 №3, С. 100-110 Большаков В.А. Результаты палеомагнитных исследований плейстоценовых морен европейской части России// Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1997б. Т.5. №6. С. 85-95. Большаков В.А. Термолюминесцентный метод – основа стратиграфии и корреляции антропогена Южного Таджикистана? //Стратиграфия. Геологическая корреляция 2001г. № 6. С 104-109 Большаков В.А. Физические аспекты использования магнетизма горных пород (и палеомагнетизма) при изучении плейстоцена. Автореферат диссертации на соискание учѐной степени доктора физ-мат. наук. ОИФЗ РАН. М. 2002в Большаков В.А. Физические и палеогеографические аспекты использования магнитной восприимчивости при изучении палеоклимата, ч.1,2 // Палеомагнетизм и магнетизм горных пород. М.:ОИФЗ РАН. 1997а. С.10-15 Большаков В.А., Виноградов Ю.К., Дара О.М., Янина Т.А. Первые результаты изучения связи магнитных свойств донных осадков Северного Каспия с колебаниями уровня Каспийского моря в позднем неоплейстоцене // Доклады АН. 2009. Т.427. №5. С.683-687 Большаков В.А., Гапеев А.К., Ясонов П.Г. О влиянии прогревов на магнитные свойства горных пород из зон гипергенеза // Палеонапряженность: физические основы и методы исследований. Владивосток, ДВГУ, 1986. с. 38-43 Большаков В.А., Гапеев А.К., Ясонов П.Г. Пьезохимическая остаточная намагниченность как результат изменения коэрцитивной силы образцов горных пород из зон гипергенеза // Изв. АН СССР. Физика Земли. 1987. № 9. С. 55-63 Большаков В.А., Николаев С.Д. Магнитные свойства и палеомагнетизм осадков западного сектора Чѐрного моря в связи с условиями седиментации в позднем плейстоцене и голоцене // Океанология. 1993. Т. 33. № 5. С. 771-777 328 Магнитный и палеомагнитный методы Бураков К.С., Куликов О.А., Фаустов С.С. Некоторые результаты детальных палеомагнитных исследований новейших отложений в долине р. Чаган (Горный Алтай) // Палеомагнитный анализ при изучении четвертичных отложений и вулканитов. М.: Наука. 1973. С. 34-48. Вадюнина А.Ф. Бабанин В.Ф. Магнитная восприимчивость некоторых почв СССР //Почвоведение. 1972. №10. С.55-66 Вангенгейм Э.А., Тесаков А.С. Принципы построения биохронологических шкал по млекопитающим плиоцена и плейстоцена. Состояние проблемы // Бюллетень комиссии по изучению четвертичного периода №68.-М.: ГЕОС, 2008. С. 59-69. Веклич М.Ф. Палеоэтапность и стратотипы почвенных формаций верхнего кайнозоя // Киев: Наукова Думка, 1982. 208 с. Величко А.А., Шик С.М. , ред. Стратиграфия и палеогеография четвертичного периода Восточной Европы. //М.: Изд-во ИГ РАН. 1992. 251 с. Вирина Е.И., Фаустов С.С. Магнитные свойства и природа естественной остаточной намагниченности ископаемых почв и лессов // Новейшая тектоника, новейшие отложения и человек. М.: изд-во МГУ. 1973. с. 164-172. Вирина Е.И., Фаустов С.С., Хеллер Ф. Магнитная «климатическая» запись в лессово-почвенной формации Русской равнины //Проблемы палеогеографии и стратиграфии плейстоцена. Ред. Каплин П.А., Судакова Н.Г. М.: Изд-во Моск. Ун-та. 2000. С.259-279 Волков И.И. Геохимия серы в осадках океана // М.: Наука. 1984. 272 с. Вронский В.А. Палеоклиматы южных морей в голоцене (по палинологическим данным) // Палеоклиматы голоцена европейской территории СССР. ИГ АН СССР. М.: 1988. С.150-157 Геохронология СССР. Том III. Новейший этап. Л.: Недра, 1974. 359 с. Гурарий Г.З. Геомагнитное поле во время инверсий в позднем кайнозое // М.: Наука. 1988. 207 с. Девяткин Е.В. Меридиональный анализ экосистем плейстоцена Азии (основные проблемы) // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1993. Т.1. №4. С.77-83 Добрецова Ю.Г., Кочегура В.В., Применение коэрцитивных спектров горных пород для расчленения геологических разрезов // Изв. АН СССР. Сер. Физика Земли, №6, 1991. С. 50-58. Еремин В.Н., Макаров С.А., Молостовский Э.А. Результаты рекогносцировочных палеомагнитных исследований четвертичных отложений Саратовского Поволжья // Материалы IX конференции по вопросам постоянного геомагнитного поля, магнетизма горных пород и палеомагнетизма. Часть III. Баку: АН Аз. ССР. 1973. С. 70-71. Загний Г.Ф., Бахмутов В.Г. Палеовековые вариации геомагнитного поля Северо-Запада Европейской части СССР по озерно-ледниковым отложениям // III Всесоюзный съезд по геомагнетизму. Тезисы докладов. Киев. 1986. С. 118-119. Каплин П.А. Изменения уровня океана и их влияние на эволюцию окраин континентов // Тенденция развития природы в новейшее время. М.: Изд-во Моск. Ун-та. 1993. С.36-83 Комплексный анализ среднечетвертичных отложений Сатинского учебного полигона. Ред. Г.И. Рычагов, С.И. Антонов. М.: Изд-во Моск. Ун-та. 1992. 128 с. Кочегура В.В. Применение палеомагнитных методов при геологической съемке шельфа (методическое пособие по геологической съемке масштаба 1:50 000) // Санкт-Петербург: ВСЕГЕИ, 1992. 144 с. Красненков Р.В., Иосифова Ю.И., Семенов В.В., и др. Эоплейстоцен, нижний и средний плейстоцен бассейна Дона // ВИНИТИ РАН, №3500-В95. 1995.186 с. Кригер Н.И. Лесс, его свойства и связь с географической средой.// М.: Наука. 1965. 296 с. Куликов О. А., Красненков Р. В. О палеомагнетизме и стратиграфическом положении морены донского ледникового языка // М.: Наука, ДАН СССР, т. 237, №2. 1977. С. 420-423. Нечаева Т.Б., Трубихин В.М. Геомагнитное поле эпохи Брюнес по материалам разреза Караджа // III Всесоюзный съезд по геомагнетизму. Тезисы. Киев, 1986. С. 123-124. Магнитный и палеомагнитный методы 329 Палеомагнитология // Под ред. А.Н. Храмова. Л.: Недра, 1982. 312 с. Пахомов М.М. Ледниково-межледниковые циклы в аридных районах Северной Евразии // Изв. РАН. Сер. Географическая. 2006. №3. С. 39-47 Пахомов М.М. Новые данные к палеогеографии лессово-почвенной серии Средней Азии // ДАН СССР. 1983. Т.27. С.967-972 Пеньков А.В. Палеомагнетизм и геохронология антропогеновых толщ Южного Таджикистана // Геохронология четвертичного периода. М.: Наука. 1980. С. 152-158. Печерский Д.М., Любушин А.А., Шаронова З.В. Согласованность темпов изменений биоты и полярности геомагнитного поля в фанерозое отражение изменений вращения Земли // Стратиграфия, геологическая корреляция. 2010 (в печати). Писаревский С.А. Подтверждение реальности эпизода Готтенбург по результатам палеомагнитного изучения ленточных глин Ленинградской области // III Всесоюзный съезд по геомагнетизму. Тезисы. Киев, 1986. С. 125-126. Поспелова Г.А. Геомагнитные экскурсы // Краткая история и современное состояние геомагнитных исследований в Институте физики Земли Российской академии наук. Под ред. С.П. Бурлацкой, А.Н. Диденко, З.В. Шароновой. М.: ИФЗ РАН. 2004. С. 44-55. Поспелова Г.А. Экскурсы магнитохроностратиграфические реперы в четвертичных отложениях // Четвертичный период. Стратиграфия. М.: Наука. 1989. С. 196. Поспелова Г.А., Гнибиденко З.Н. Палеомагнитные исследования плиоценчетвертичных террасовых отложений Южного Приднестровья // Геофизич. сб. АН УССР. Киев: Наукова Думка, вып. 44. 1972. С. 55-66. Поспелова Г.А., Левковская Г.М.Отражение климатических изменений в магнитной восприимчивости осадочных пород//Доклады Академии Наук. 1994. Т.334. №2. С. 222-227 Селиванов А.О. Изменения уровня Мирового океана в плейстоценеголоцене и развитие морских берегов.// М.: ИВП. 1996. 268 с. Разрез новейших отложений Алтая (опорные разрезы новейших отложений) // М.: Изд-во Моск. ун-та. 1978. 208 с. Реконструкция палеогеографических событий среднего неоплейстоцена центра Русской равнины. М.: МГУ, географический факультет, 2008. 167 с. Рябушкин П. К., Певзнер М. А. Статистика сильнорассеянных направлений при изучении естественной остаточной намагниченности морен // Изв. АН СССР. Физика Земли. №12. 1978. С. 103-106. Свиточ А.А. Четвертичная геология, палеогеография, морской плейстоцен, соляная тектоника // М.: МГУ, географический факультет. 2002. 650 с. Современные проблемы изучения и сохранения биосферы. Т. 1. Свойства биосферы и ее внешние связи. С-Петербург: Гидрометеоиздат. 1992. 380 с. Стрижов В.П., Николаев С.Д. Гурина Н.В. Некоторые аспекты палеогеографического развития Азово-Черноморского бассейна в позднем плейстоцене и голоцене по вариациям изотопного состава химических форм серы// Геологическая эволюция западной части Черноморской котловины в неоген-четвертичное время. София: Издво Болгарской АН. 1990. С. 594-609 Судакова Н.Г. и др. Реконструкция палеогеографических событий среднего неоплейстоцена Центра Русской равнины // М.: МГУ. 2008. 167 с. Судакова Н.Г. Палеогеографические закономерности ледникового литогенеза.// М.: Изд-во МГУ. 1990. 160 с. Судакова Н.Г., Большаков В.А. Опыт корреляции морен протвинского радиуса оледенения по литологическим и каппаметрическим данным // ДАН СССР. 1980. Т. 253. С. 220-223 Третяк А.Н. Естественная остаточная намагниченность и проблема палеомагнитной стратификации осадочных толщ. Киев: Наукова думка. 1983. 256 с. Третяк А.Н., Волок З.Е. Палеомагнитная стратиграфия плиоцен-четвертичных осадочных толщ Украины // Киев: Наукова думка. 1976. 87 с. Фаустов С. С., Ильичев В. А., Большаков В. А. Результаты палеомагнитных и 330 Магнитный и палеомагнитный методы термолюминисцентных исследований Лихвинского разреза // ДАН СССР, 1974, т. 214. С. 1160-1162. Фаустов С.С. О палеоклиматических реконструкциях на основе магнитных свойств и палеомагнетизма лѐссово-почвенных отложений Приобья // Проблемы палеогеографии и стратиграфии плейстоцена. Вып. 2. Под ред. Н.С. Болиховской, П.А. Каплина. М.: Географический ф-т МГУ.2008. С. 168-183. Фаустов С.С., Большаков В.А., Вирина Е.И., Демиденко Е.Л. Методы применения магнетизма горных пород и палеомагнетизма в изучении плейстоцена // Палеогеография. Итоги науки и техники. Т. 3. М.: ВИНИТИ АН СССР. 1986. 195 с. Фаустов С.С., Вирина Е.И. О стратиграфическом положении границы Матуяма/Брюнес в лѐссовой формации Русской равнины // Бюллетень комиссии по изучению четвертичного периода. №64.-М.: ГЕОС, 2001. С. 21-31. Фаустов С.С., Вирина Е.И. Проблемы палеомагнетизма лессово-почвенной формации Европейской территории СССР в связи с магнитными свойствами погребенных почв// Теоретические и методические проблемы палеогеографии. М.: Изд-во МГУ. 1987. С. 215-233. Фаустов С.С., Вирина Е.И. Проблемы палеомагнитной стратиграфии лессовопочвенной формации Украины и Молдавии // Четвертичный период. Стратиграфия. М.: Наука. 1989. С. 96-102. Фаустов С.С., Вирина Е.И., Болиховская Н.С., Иосифова Ю.И., Красненков Р.В., Семенов В.В. Палеомагнетизм новейших отложений бассейна Дона // М.: МГУ, географический ф-т. Деп. ВИНИТИ, 3552-В97. 1997. 125 с. Харленд У.Б., Кокс А.В., Левелин П.Г. и др. Шкала геологического времени. М.: Мир. 1985. 140 с. Храмов А.Н. Палеомагнитная корреляция осадочных толщ. Л.: Гостоптехиздат, 1958. 218 с. Храмов А.Н., Шолпо Л.Е. Палеомагнетизм. Принципы, методы и геологические приложения палеомагнитологии // Ленинград: Недра. 1967. 252 с. Шолпо Л.Е. Использование магнетизма горных пород для решения геологических задач // Л.: Недра. 1977. 182 с. Щербаков Ф.А., Куприн П.Н., Потапова Л.И и др. Осадконакопление на континентальной окраине Чѐрного моря // М.: Наука. 1978. 211 с. Beget J. Hawkins D. Influence of orbital parameters on Pleistocene loess deposition in Central Alaska //Nature. 1989. V.337. P.151-153 Bucha V. Variations of the geomagnetic field, the climate and weather // Studia Geophys. et. Geol. V. 20. 1976. P. 149-166. Burbank D. and J. Li Age and palaeoclimatic significance of the loess of Lanzhou, north China//Nature. 1985. V.316. P. 429-431 Evance M.E., Heller F. Environmental magnetism. Principles and applications of enviromagnetics // Academic Press. An imprint of Elsevier Science, 2003, 299 p. Evans M. and Heller F. Magnetic enhancement and palaeoclimate: study of a loess/palaeosol couplet across the Loess Plateau of China//Geophys. J. Int. 1994. V.117. P. 257-264 Evans M., Heller F. Environmental Magnetism // Academic Press, Elsevier Science (USA). 2003. 293 p. Evans M., Heller F. Loess magnetism // Reviews of Geophysics. V. 33. 1995. P. 211-240. Faustov S.S., Virina E.I., Tsatskin A.I., Gendler T.S., Heller F. The Matuyama/Brunhes boundary in loess sections in the south of the East European Plain and their correlation on the basis of paleomagnetic and paleopedologic data // Quaternary International, v. 201, 2009. P. 60-66. Gendler T.S., Heller F., Tsatskin A.I., Spasov S., Du Pasquer J., Faustov S.S. Roxsolany and Novaya Etuliya – key sections in the western Black Sea loess area: magnetostratigraphy, rock magnetism and paleopedology // Quaternary International. The Journal of the International Union for Quaternary Research. Vol 152/153; 2006. P. 78-93 Heller F. Liu T. Magnetism of Chinese loess deposites // Geophys. J. R. Astr. Soc. 1984. V.77. P.125-141 Heller F. Liu T. Palaeoclimatic and sedimentary history from magnetic susceptibility of loess in China//Geophys. Res. Lett. 1986. V. 13. P. 1169-1172 Магнитный и палеомагнитный методы 331 Heller F., Liu T.S. Magnetism of Chinese loess deposits // Geoph. J. Roy. Astr. Soc., v.77, 1984. P. 125-141. Hus J. and Han J. The contribution of loess magnetism in China to the retrieval of past global changes – some problems//Phys. Earth Planet. Inter. 1992. V.70. P.154 –168 Kent D.U. Apparent correlation of paleomagnetic intensity and climatic records in deep-sea sediments // Nature. 1982. V. 229. P.538-539 Kukla G. et al. Magnetic susceptibility record of Chinese loess// Trans. Roy. Soc. Edinburg: Earth Sciences. 1990. V.81. P. 263-288 Kukla G. Heller F., Liu X. et al. Pleistocene climates in China dated by magnetic susceptibility // Geology. 1988. V.16. P.811-814 Magnetic field and processes in the Earth’s Interior // Academia, Prague, ed. V. Bucha. 1983. 514 p. Maher B. et al. Spacial and temporal reconstructions of changes in the Asian palaeomonsoon: a new mineral magnetic approach//Earth and Planet. Sci. Lett. 1994. V.125. P.461-471 Morner N.-A. The Fennoscandian aplift and Late Cenozoic geodinamics: geological evidence // Geojournal. 1979. V.3. P. 287-318 Mörner N.A. The Gothenburg magnetic excursion // Quaternary research. V. 7. №3. 1977. P. 413-427 Mörner N.A., Lanser J.P. Gothenburg magnetic ―flip‖ // Nature, v. 251. 1974. P. 408-409 Mullins C.E. Magnetic susceptibility of the soil and its significance in soil science a review// J. Soil Sci. 1977. V.28 P.223-246 Paytan A., et al., Glacial to interglacial fluctuations in productivity in the Eguatorial Pacific as indicated by marine barite // Science. 1996. V. 22. P. 1355-1357 Pedogenesis and paleoclimate: interpretation of the magnetic susceptibility record of Chinese loess-paleosol sequences: Comments and Reply// Geology. 1994. V.22. P. 857-860 Rees A.I., Rad U., Shepard E.R. Magnetic fabric of sediments from the La Jolla submarine canyon and fan, California // Mar. Geol. 6. N 2. 1968. P. 145-178. Roberts A.P., Turner G.M. Diagenetic formation of ferromagnetic iron sulphide minerals in rapidly deposited marine sediments, South Island, New Zealand // Earth Planet. Sci. Lett. 1993. V.115. P.257-273 Ruddiman W.F. Raymo M. and McIntyre A. Matuyama 41,000-year cycles: North Atlantic Ocean and northern hemisphere ice sheets //Earth and Planet. Sci. Letters. 1986. V.80 P.117-129 Spassov S., Heller F., Evans M.E, Yue L.P., von Dobeneck T. A lock-in model for the complex Matuyama-Brunhes boundary record of the loess/paleosol sequence at Lingtai (Central Chinese Loess Plateau) // Geophys. J. Int. 2003. V. 155. P. 350–366. Thompson R., Bloemendal J., J. Dearing, et al. Environmental applications of magnetic measurements // Science, 1980, V. 207, P. 481-486 Thouveny N., et al. Climate variations in Europe over the past 140 kyr deduced from rock magnetism// Nature. 1994. V.371. P.503-506 Verosub K.L. Roberts A.P. Environmental magnetism: past, present, and future // J. of Geophys. Res. 1995. V.100. № B2. P.2175-2192. Verozub K.L., Banerjee S.K. Geomagnetic excursions and their palaeomagnetic record // Rev. Geophys. Space Phys. 15. 1977. P. 145-155. Wilson D.S., Hey R.N. The galapagos axial magnetic anomaly: evidence for Emperor event within the Brunhes and for two-layer magnetic sourse // Geophys. Res. Lett.,v. 8, N 10. 1981. P. 1051-1054. Zhang W., L. Yu, V. Lu, X. Zheng, Y. Shi . Magnetic properties and geochemistry of the Xiashu Loess in the present subtropical area of China, and their implications for pedogenic intensity // Earth Planet. Sci. Let. 2007. V. 260. P. 86-97 Zhou L.P., Shackleton N.J. Misleading positions of reversal boundaries in Eurasian loess and implications for correlation between continental and marine sedimentary sequences // Earth and Planetary Science Letters, v. 168, 1999. P. 117-130. 10. МЕТОДЫ АБСОЛЮТНОЙ ГЕОХРОНОЛОГИИ Со времени становления геологии как науки и до конца середины прошлого века она использовала для установления возраста отложений относительную геохронологическую шкалу, основанную на эволюции фауны. Хотя ее значение отнюдь не утрачено до сих пор, только развитие методов ядерной геохронологии дало возможность определять истинную длительность геологических процессов и событий в годах. В настоящее время существует целый ряд методов абсолютной хронометрии, охватывающих весь временной интервал геологической истории Земли. Для плейстоцена, в отличие от более древних геологических периодов, к сожалению, не существует единого удобного в применении метода абсолютного датирования отложений. Или не подходят периоды полураспада (слишком короткие или слишком большие) радиоактивных элементов, или ограничена область применения, или недостаточно разработан сам метод и т.д. Поэтому, кроме ядерных методов оценки возраста отложений, используются и другие, неядерные методы абсолютной геохронологии. Этот раздел не ставит своей целью быть учебником геохронологии. Наша задача дать представление о наиболее применяемых методах, их ограничениях и возможностях. Тем более что по геохронологии существует обширная литература разной детальности, и желающие могут обратиться, например, к специальным работам [Арсланов, 1987; Старик, 1961; Гамильтон, 1968; Руководство….,1987, Купцов, 1986, 1989; Кузнецов, 2008; Вагнер, 2006 и мн. др.] Все методы геохронометрии четвертичного периода можно объединить в две большие группы. К первой группе отнесутся методы, основанные на непосредственной оценке соотношения материнских и дочерних продуктов радиоактивного распада. Ко второй – методы, использующие опосредованные результаты радиоактивного распада или вообще с ним не связанные и основанные на иных принципах. Самостоятельный раздел посвящен астрохронологическому методу датирования отложений и событий, основанному на выделении в геологических последовательностях астрономически обусловленных временных периодичностей. 10.1. Ядерные методы абсолютной геохронологии Сначала рассмотрим методы, основанные на анализе промежуточных изотопов естественных радиоактивных рядов. У урана и тория имеются три естественно-радиоактивных ряда последовательно распадающихся изотопов: ряд 238U, конечным продуктом которого является стабильный изотоп свинца 206 Pb, ряд 235U, оканчивающийся изотопом свинца 207Pb, и ряд тория 232Th, оканчивающийся свинцом 208Pb. Период полураспада 238U составляет 4,468*109лет, 237U – 0,7038*109 лет, 232Th – 14,010*109 лет. Промежуточные же продукты имеют период полураспада от долей секунды до 248*10 3 лет. Части из этих урановых рядов с подходящими периодами полураспада и используют для датирования осадков плейстоцена. Для ориентировки читателя в этих рядах необходимые части их приведены на рис. 10.1-10.3. Исторически первым был иониевый метод (Io/Ra), основные положения которого были 333 Методы абсолютной геохронологии 334 Методы абсолютной геохронологии 335 Методы абсолютной геохронологии разработаны В.М. Курбатовым еще в 30х годах прошлого века. Исходный уран-238 (4,468*109) – в скобках периоды полураспада – переходит в 234Th (24,10 суток), который переходит в 234Pa (6,70 час) и затем в долгоживущий234U (2,48* 105лет). Последний, в свою очередь, переходит в 230 Th (75380 лет) а он – в 226Ra (1602 года). Метод основан на разнице геохимических свойств урана и тория. Уран в морской воде находится в хорошо растворимом уранил три карбонатном 336 Методы абсолютной геохронологии комплексе [UO2(CO3)3]4–. Торий же в силу своей ничтожной растворимости выпадает на дно. Благодаря этому для океанской воды свойственно крайнее неравновесие U/Ra, обусловленное недостатком радия. В поверхностных частях донных осадков, наоборот, создается значительный избыток 230Th (историческое название – ионий, Io) по отношению к рассеянному в них урану. По мере погребения осадка под непрерывно поступающим осадочным материалом, содержание иония начинает падать за счет происходящего радиоактивного распада, а содержание радия – соответственно возрастать. Эта картина сохраняется до достижения равновесия радия с ионием. Ниже содержание иония и радия по колонке начинает падать согласно экспоненциальному закону радиоактивного распада. Мощность осадка, отвечающая глубине, на которой наступает равновесие радия с ионием и ураном, присутствующими в осадке, указывает на время его накопления, равное шестикратному периоду полураспада 230Th. Это позволяет вычислить скорость накопления осадка. Для успешного использования этого метода необходимо, чтобы содержание урана и тория в океанской воде было постоянно за последние 400 тыс. лет, скорости осаждения были постоянны, система должна быть закрытой по отношению к этим элементам, т.е. не должно быть их миграции и, конечно, нарушения скорости осадконакопления, перерывов и перемещения осадка. В этом случае распределение тория-230 по длине колонки будет подчиняться экспоненциальному закону, и можно надежно определить возраст осадков. Но весьма часто кривая активности Io имеет те или иные отклонения и выбросы, свидетельствующие о несоблюдении указанных требований. Такие высокие требования, редко выполнимые в реальных условиях, инициировали поиски альтернативных методов. В 1954 г. был предложен иониево-ториевый (230Th/232Th) метод. Здесь не требуется выполнение постоянства поступления во времени тория в осадок, неизменность содержания Th в океанской среде. Торий с его колоссальным периодом полураспада в данном случае можно рассматривать как стабильное вещество. Тогда отношение иония к торию меняется только за счет распада иония, что и дает возможность определять возраст. Предел датирования этим методом составляет около 400 тыс. лет. Слабым местом метода является неопределенность источника 232Th. В основном он поступает из континентальных источников с разного рода взвесью, но некоторая его часть может находиться и в растворенном виде и поступать в осадок из морской воды. Изменение источников поступления тория будет сказываться на результатах анализа, т.к. элемент-то один, а изотопный состав у континентальных и морских источников элемента разный. В 60х годах возник протактиниево-иониевый (231Pa/230Th) метод. Эти изотопы относятся к разным радиоактивным рядам одного элемента урана – и, стало быть, попадание в осадок их прародителей строго синхронно. Поскольку скорости распада у них и их предшественников разные, то понижение величины соотношения этих изотопов будет отражать время, прошедшее с момента образования осадка. Возраст отдельных горизонтов осадка определяется по соотношению концентраций Io, Pa и U. Предел датирования этим методом около 250 тыс. лет. Здесь также важно отсутствие миграции радионуклидов и доля терригенных форм 230Th и 231Pa должна быть минимальна. 337 Методы абсолютной геохронологии Существует еще несколько вариантов использования различных сочетаний изотопов этих природных радиоактивных рядов, применяющихся для изучения возраста океанских осадков и рудных образований (протактиниевый 231Pa, уран-протактиниевый 231Pa/235U и др.). Основаны они на тех же принципах резкого различия геохимических свойств используемых изотопов и различных скоростях распада. Все "неравновесные" методы в каждом случае требуют тщательнейшей всесторонней проверки удовлетворения исходным постулатам и творческого подхода. Применимы они к морским осадкам, карбонатам (в частности, так были датированы У.-С. Брокером с сотрудниками террасы о. Барбадос, ставшие важной вехой в четвертичной геохронологии), железо-марганцевым конкрециям, различным рудным образованиям океанского дна. Пределы датирования у различных вариантов несколько различаются – от 400 тыс. лет у иониевого до 200 тыс. у протактиниевого. Можно датировать и континентальные органические образования торий-урановым методом (230Th/234U). В первую очередь это торфяники. Органические кислоты, которыми богат торф, обладают очень высокой адсорбционной способностью по отношению к урану в уранил-форме, образуя очень стабильные уранил-органические комплексы. Высокие содержания иония в погребенных торфах обусловлены его накоплением из материнского урана органической фазы. Торий-232, не имеющий водорастворимых соединений, может присутствовать в торфе только в составе минеральных частиц за счет речного или эолового материала. Отсюда величина отношения 230Th/234U может служить мерой возраста этих органических отложений. Конечно, необходимо соблюдение условия закрытости системы. Этим путем был датирован торф микулинского времени на Русской равнине. Таким образом, при использовании этой группы методов успех зависит от грамотного, думающего геохронолога - геохимика. В противном случае легко получить ложно-правдоподобный результат. Теперь рассмотрим методы, использующие непосредственный переход материнского элемента в дочерний, без промежуточных продуктов. Среди этих методов наибольшим распространением пользуется радиоуглеродный метод датирования, разработанный У. Либби в конце 40 х – начале 50х годов прошлого века. Углерод имеет три изотопа: 12С (98,89%), 13С (1,11%) и 14С. Последний, наименее распространенный изотоп (его всего лишь 10 -12 %), радиоактивен. Изотоп 14С возникает в верхних слоях атмосферы из азота под влиянием космического нейтронного излучения по реакции 14N+ n → 14C +p. Испуская β -частицу, радиоуглерод вновь переходит в азот. Период полураспада радиоуглерода 5730 тыс. лет. Он окисляется до СО2 , которая смешивается с углекислотой атмосферы. За несколько дней в атмосфере она достаточно перемешивается, так что углекислота имеет везде практически одинаковую радиоактивность. Радиоуглерод возникает и при других земных природных ядерных реакциях, но количество такого радиоуглерода исчезающе мало и в подавляющем большинстве случаев он не учитывается (кроме, конечно, образовавшегося 14С в результате испытания ядерного оружия). Углекислота используется растениями, растения – травоядными животными и т.д. Таким образом, все живые наземные организмы имеют одинаковую радиоактивность примерно 14 распадов на грамм углерода в минуту. В 338 Методы абсолютной геохронологии океанскую воду углекислота поступает с запозданием. Это запаздывание в разных акваториях несколько различается и учитывается при анализе. Современные живые кораллы имеют возраст около 250 лет. При отмирании обмен углерода организма с окружающей средой прекращается, и радиоактивность останков падает, сходя почти к нулю за 10 периодов полураспада, т.е. приблизительно за 60 тысяч лет. По степени уменьшения радиоактивности можно судить о возрасте органических останков. Это и является физической основой метода. Обычно углерод образца переводят в вид, удобный для измерения его радиоактивности – углекислый газ, бензол, метан и др., и измеряют его β активность. При этом приходится защищаться от космического излучения, поскольку измеряются активности значительно ниже фоновых. В зависимости от возможностей лабораторий делают толстую свинцовую, ртутную или иную защиту, опускаются шахты. Разработана и методика измерения остаточного космического излучения, поскольку защититься от фонового излучения полностью проблематично. В зависимости от способа измерения, разным лабораториям необходимо различное количество образца, но ориентироваться надо приблизительно граммов на 10 углерода для отечественных лабораторий. Впрочем, эта величина сильно зависит от возраста образца. Метод развивался в предположении, что количество продуцируемого углерода-14, т.е. отношение 14C/12C было постоянно во времени. Однако интенсивность космических лучей, благодаря которым 14C образуется в верхних слоях атмосферы, зависит от возмущений магнитного поля Солнца и, возможно, от флюктуаций магнитного поля Земли, и в некоторых пределах колеблется. Датирование древесины, возраст которой установлен по подсчету древесных годовых колец, показал, что для ближайших 3,5 тысяч лет это условие приблизительно соблюдается, а вот уже около 6÷7 тысяч лет назад расхождение в полученных возрастах достигает приблизительно 0,7 тысячи лет. Введением соответствующей поправки удалось привести "радиоуглеродный возраст" к "календарному". К сожалению, пока такая коррекция возможна только до возраста порядка 20 тысяч лет. Приходится вводить и другие поправки, например, на задержку поступления 14С в морские воды ("резервуарную") и др. Сейчас составлена специальная компьютерная программа, выполняющая соответствующие коррекции. С конца 80х годов активно внедряется аппаратура не на принципе дозиметрического измерения, а на так называемой ускорительной масс - спектрометрии, AMS (accelerator mass-spectrometry). Аппаратура представляет сочетание масс-спектральной и ускорительной техники. Это настолько повысило чувствительность аппаратуры, что для анализа достаточно 0,5÷5 мг вещества или десятка карбонатных раковинок фораминифер из океанских колонок, в зависимости от возраста. Это не только расширило диапазон возможного датирования, но позволило датировать объекты, где важно максимально сохранить материал, такие, как, например, древние рукописи, или где количество материала ничтожно, например, пыльца растений в ископаемом льду. Для анализа можно использовать любой органогенный материал. Это древесина, торф, уголь, кости, карбонат кальция раковин т.д. Главное условие, которое должно быть соблюдено – закрытость системы. То есть после 339 Методы абсолютной геохронологии образования, фосиллизации анализируемого вещества не должно быть привноса или выноса радиоуглерода. В противном случае неизбежно искажение полученного возраста. Геохронологическая лаборатория обычно выдает цифру возраста, сопровождая ее доверительным интервалом, например, 10 850 ± 250 лет. Это означает только, что такова лабораторная точность изменения концентрации радиоуглерода в данном образце, выраженная в терминах возраста. Она не постоянна в лаборатории, а зависит от количества образца, его характера и др. причин и отнюдь не отражает точность определения геологического возраста образца. Если древний малорадиоактивный образец был заражен современным более высокоактивным материалом, то и полученный возраст будет соответственно омоложен. И неважно, как он был заражен: в результате ли небрежности палеогеографа, отбиравшего образец, в результате ли природных процессов, произошедших когда-то раньше. Результат будет один. И заботиться об этом должен автор образца. Когда-то, много лет назад, Э.К. Герлинг, один из создателей калийаргонового метода, говорил: "Померить концентрацию изотопов может и лаборант. Дело научного сотрудника – доказать, что она имеет отношение к возрасту. Каждая цифра возраста должна быть самостоятельной научной работой". Это, к сожалению, слишком часто не учитывают. Нередко можно наблюдать такую картину. В маршруте увидел геолог в обнажении деревяшку, схватил ее в качестве образца и побежал дальше. Он не удосужился задуматься, одновозрастна ли древесина отложениям, не переотложена ли она, откуда и как она была привнесена, не выветрена ли она, не выщелочена ли она, не подвергалась ли воздействию грунтовых вод, несших гуминовые или фульвокислоты и т.д. и т.д. Если используется раковинный материал, то не претерпел ли перекристаллизацию карбонат кальция, сохранился ли арагонит, гарантирующий отсутствие перекристаллизации, не обмелованы ли раковины, нормально ли у них соотношение стабильных изотопов для раковин данного водоема, т.к. изменение δ 13С автоматически будет означать незакрытость системы по углероду, и т.д. Часто об этих вопросах авторы просто не задумываются. Это приводит к тому, что постепенно накапливается большое количество разноречивых цифр. И из этого облака данных часто исследователь выбирает те цифры, которые подходят к его концепции. А те, которые не подходят, считаются удревненными или, наоборот, омоложенными и отбрасываются. Такой безответственный подход привел в значительной степени к дискредитации прекрасного метода. Наглядной иллюстрацией сказанного может быть рисунок из работы И.П. Балабанова и Я.А. Измайлова, собравших опубликованные данные по радиоуглеродным датировкам отложений Черного и Азовского морей (рис. 10.4). Такая ситуация характерна не только для радиоуглеродного метода, но и для многих других, не имеющих внутреннего контроля, который имеет, например, Pb-U-Th метод. Этот метод на выходе имеет четыре изотопных от ношения, совпадение которых однозначно указывает на закрытость системы. Бывает это не так часто, как хотелось бы, но бывает. Жаль только, что этот метод, в том числе и из-за очень больших периодов полураспадов используемых элементов, не может быть применен к четвертичным отложениям. 340 Методы абсолютной геохронологии Следующим методом, основанным на прямом превращении радиоактивного элемента в конечный продукт распада без образования промежуточных продуктов, является калий-аргоновый. Калий-аргоновый метод основан на том, что 40К, присутствующий в природном калии в количестве 0,01167%, радиоактивен. Большая часть 40К – около 88% –в результате βизлучения превращается в 40Са. Около 12% его путем К-захвата электрона превращается в 40Ar. Первая ядерная реакция используется крайне редко, т.к. трудно отличить в минерале радиогенный и нерадиогенный 40Са. Единственно, к чему применим Ca-К метод определения абсолютного возраста, это минералы, содержащие K, но не содержащие Ca, такие как, например, сильвин. Вторая же реакция широко используется как калий-аргоновый метод для определения возраста древних пород, т.к. период полураспада 40К составляет 1,25*109 лет. Это многовато для датирования пород четвертичного времени. Но современная масс-спектральная техника позволяет определить богатые калием минералы (например, калиевые полевые шпаты), даже если они образовались 10 тыс. лет назад. Так что не это сдерживает его широкое применение для пород плейстоцена. Главный сдерживающий фактор – это редкость калиевых минералов, образовавшихся в это время. Единственно, к чему он может быть реально применен, это лавы, кислые стекла, вулканические туфы районов четвертичного вулканизма. Из осадочных минералов – глауконит. Этот метод использовали для датировки лав, излившихся на границах 341 Методы абсолютной геохронологии палеомагнитных хронов, в частности, так была датирована граница Матуяма / Брюнес. Датировались вулканические образования на океанском дне, датировались пепловые прослои в колонках, некоторые датировочные уровни ("datum levels") появления определенных видов планктона в плейстоцене по синхронным им вулканическим образованиям. Метод перекрывает весь плейстоцен, но используется единично из-за редкости необходимых объектов. Таким образом, серьезной сложностью использования этого метода в случае наличия подходящего эндогенного материала является очистка его от осадочной составляющей. Если это, например, прослой вулканического пепла в илистом морском осадке, то это достаточно трудная задача. Но есть дополнительные сложности, на которые обычно не обращают внимания, и почти не разрешенные, поскольку К/Ar метод разрабатывался для датирования древних пород, а этих проблем там просто нет. Прежде всего, это проблема 0-момента. Время, прошедшее с возникновения горной породы, бывает сопоставимо со временем существования магматического очага. Возникает вопрос: куда делся тот аргон, который накапливался из калия в расплаве до акта извержения? И тот аргон, который накопился в минералах, в которых возник сам магматический очаг? Кроме того, в лаве бывает много вкрапленников, возникших до ее излияния, которые будут удревнять полученный возраст в случае определения по валовому составу породы (а это практически безвариантный случай, поскольку разделить микролиты и стекло а лаве крайне трудно). В экспериментах, моделирующих процессы метаморфизма с присутствием в системе аргона, показано, что он активно внедряется в решетку существующих минералов. Много лет назад один из авторов этого раздела (С.Д. Николаев) десяток лет занимался калий-аргоновым методом вообще и геохимией аргона в частности. При изучении среднеплейстоценовых лав Камчатки (возрастом около 400 тыс. лет) было обнаружено резкое смещение изотопных отношений 38 Ar/36Ar в некковой фации, резко уменьшающееся по мере удаления от жерла вдоль по потоку. Это означает, что по жерлу вулкана сочились газы, содержащие аргон с резко смещенным изотопным составом, который поглощался как решеткой минералов, так и вулканическим стеклом. Это приводило к тому, что посчитать возраст было нельзя. Дело в том, что изотоп 40Ar – радиогенный, возникший за счет распада калия, а 36Ar и 38Ar считаются первичными газами планеты. В принципе, в образце должен быть только радиогенный изотоп 40Ar. Если же есть примесь других изотопов аргона, то это говорит о том, что в высоковакуумную установку по выделению аргона из минералов натекло какое-то количество воздушного аргона или он был сорбирован образцом. Количество воздушного аргона определяется пропорционально содержанию в выделенном из минерала или породы аргоне 36Ar, т.к. 38Ar значительно меньше и его труднее измерить (соотношение изотопов аргона в воздухе постоянно и хорошо известно). В данном случае количество этих изотопов было такое, что если полагать их атмосферное происхождение, то воздушного аргона должно было быть 110%, если опираться на содержание 36Ar, и 140%, – если на 38Ar, чего быть, естественно, в принципе не может. Какие-либо экспериментальные ошибки здесь исключены, поскольку исследования проводились на аппаратуре уникальной и по точности, и по чувствительности, на которой изучались образцы, приве- 342 Методы абсолютной геохронологии зенные с Луны, и для анализа достаточно было 100 тыс. атомов. Поэтому для контроля подобных ситуаций необходимо настаивать, чтобы в лаборатории были измерены соотношения и 40Ar/36Ar, и 40/38Ar. В первоначальном варианте метода в образце измеряли отдельно количество аргона (объемным методом или на масс-спектрометре методом изотопного разбавления) и отдельно – количество калия (приемами классической "мокрой" химии или пламенной фотометрией). Позже был разработан так называемый метод 40Ar/39Ar. Суть его в том, что образец облучают в реакторе быстрыми нейтронами и калий-39 переходит в аргон-39. Тогда можно на масс-спектрометре измерить и содержание аргона-40, и содержание калия (отношение изотопов калия постоянно) по соотношению изотопов аргона-40 и аргона-39. Это давало возможность избежать химического определения калия, что в принципе должно было увеличить точность. Вначале этот метод был принят с большим энтузиазмом, но потом было показано, что при облучении теряется часть радиогенного аргона минерала, и сейчас постепенно от этого метода отходят. Радиосвинцовый метод основан на распаде изотопа 210Pb относящегося к ряду урана-238. Его долгоживущий предшественник 226Ra переходит в короткоживущий изотоп благородного газа радона 222Rn, некоторая часть которого попадает из горных пород в атмосферу, и через целый ряд короткоживущих изотопов переходит в изотоп свинца 210Pb с периодом полураспада около 22 лет. Последний через цепочку короткоживущих изотопов переходит в стабильный 206Pb (см. рис. 10.1). Из атмосферы часть 210Pb попадают в воду, оттуда - осадок, т.к. растворимость его мала. По соотношению свинца 210 и свинца 206 можно определить возраст осадка в пределах 100-120 лет. Аналогичный механизм поступления 210Pb наблюдается на ледниках, торфяниках – везде, где процесс осадконакопления достаточно активен. Мешающим фактором будет антропогенное влияние, особенно через этилированный бензин, который еще не так давно был весьма распространен (при этилировании использовали свинец-206). Есть еще ряд изотопов, образовавшихся в атмосфере под воздействием космического излечения, которые могут быть использованы в палеогеографии при датировании. Это радиобериллиевый метод, основанный на распаде космогенного 10Be, образующегося в верхних слоях атмосферы и пригодный для возрастов в пределах 10 млн. лет. Иногда он применяется при датировании льда из кернов ледниковых щитов. Однако имеющиеся данные говорят о больших колебаниях образования этого изотопа во времени. Радиохлорный метод (35Cl под воздействием космических лучей переходит в 36Cl), с помощью которого, считается, возможно датировать высокогорные бессточные озера; радиокремниевый, основанный на переходе 32Si в 32P и др. Но эти методы не получили широкого распространения, хотя в единичных случаях применяются. 10.2. Неядерные методы абсолютной геохронологии Поскольку радиологические методы по той или иной причине не являются достаточно совершенными для четвертичного времени, были попытки создания других геохронометрических методов, основанных не на принципах постоянства скорости радиоактивного распада. Это методы условно отнесены 343 Методы абсолютной геохронологии нами ко второй группе. Термолюминесцентный метод определения возраста основан на преобразовании радиационной энергии горных пород (в породах всегда содержится то или иное количество радиоэлементов) и аккумуляции ее рядом минералов, которые выступают своеобразными дозиметрами. Возраст вычисляется как отношение полной поглощѐнной дозы излучения к мощности поглощѐнной дозы. Запасенную энергию можно выделить при нагреве минерала в виде термолюминесценции и измерить ее. В этом плане перспективны полевые шпаты, кварц, карбонаты. Наибольшее применение нашел кварц. В диэлектриках, которыми являются перечисленные минералы, состояние электронов группируется в энергетические зоны. Одной зоне "валентной" – соответствуют энергии электронов, находящихся на валентных оболочках. Если по каким-то причинам (в данном случае – воздействие радиации) электрон оказался оторванным от атома, то такому состоянию соответствует более высокий энергетический уровень. Всевозможные энергии свободных электронов также объединены в энергетическую зону. Поскольку свободные электроны обеспечивают электропроводность материала, она названа "зоной проводимости". Для диэлектриков характерно наличие довольно широкого энергетического промежутка между этими зонами, где согласно квантовой механике электронам пребывать "запрещено". Отсюда ее название – "запретная зона". Ее энергетическая ширина достаточно велика по сравнению с энергией тепловых движений электронов. Поэтому в обычных условиях электроны не в состоянии оторваться от валентных оболочек и совершить переход через запретную зону. Однако при столкновении с радиоактивной частицей это становится возможным. Таким образом, радиационное поле обеспечивает в диэлектриках некоторое количество свободных электронов. В реальных кристаллах из-за возмущения потенциальной энергии кристаллической решетки вблизи точечных дефектов, которыми являются вакансии, межузельные атомы, примесные атомы и т.п., в запретной зоне образуется некоторое количество разрешенного состояния электронов. Такие уровни – своеобразные "электронные ловушки". Свободные электроны стремятся сбросить избыток энергии, осуществляя обратный переход в валентную зону, сопровождая его высвобождением свободной энергии в виде кванта света. Но часть их может попасть в ловушки. Если последние достаточно глубоки, так что для захваченных электронов невозможно тепловое освобождение, то по мере роста поглощенной радиационной дозы они будут накапливаться. Чем больше доза, или чем дольше происходило радиационное воздействие, тем больше будет накопленная энергия. Ловушки существуют разной энергетической глубины. Если ловушки недостаточно глубоки, то существует определенная вероятность тепловой потери. Для глубоких ловушек тепловой фактор практически равен нулю, и потеря обусловлена, главным образом, той же радиацией, которая приводит к накоплению, поскольку захваченные электроны могут быть "выбиты" радиоактивными частицами. При нагреве минерала в лабораторных условиях происходит освобождение электронов, сопровождающееся свечением в том или ином диапазоне световых волн. Поскольку существует ряд ловушек, выделившаяся световая 344 Методы абсолютной геохронологии энергия на развертке по величине нагрева выглядит как спектр пиков разной интенсивности по мере освобождения ловушек. Высвободившаяся при этом светосумма пропорциональна наличному числу электронов в ловушках и может выступать мерой поглощенной дозы. Зная природную дозу при известной мощности радиационной дозы в точке отбора образца, которую можно измерить стандартным полевым радиометром, можно рассчитать время радиационной экспозиции. Но необходимо знать параметр радиационной чувствительности материала. Ее определяют путем калибровки материала искусственным радиоактивным источником. Кроме того, надо знать уровень насыщения ловушки. Очень важным моментом является изначальное опустошение ловушки при образовании породы – так называемый 0-момент. Обычно считается, что пребывания минерала на дневной поверхности от суток до месяца под ультрафиолетовым излучением солнца достаточно для освобождения ранее накопленных в ловушках электронов и полагается, что это время имеется у песчинок кварца при их переотложении при образовании песчаных толщ. Детальнее эти вопросы освещены в разделах А.И. Шлюкова в [Руководство …, 1987]. Однако многие вопросы метода окончательно не решены. И в первую очередь – постоянство ловушек и их свойств у кварцев разного происхождения и геологического возраста. Например, при датировании песчаных отложений, имеющих скандинавское докембрийское происхождение, было отмечено отличное совпадение с радиоуглеродными данными. По датировкам по геологически более молодым кварцам карпатского происхождения удовлетворительных результатов получено не было. Не до конца разработаны вопросы определения радиационной чувствительности материала. Калибровка мощными дозами, многократно превышающими естественную, приводит к "выбиванию" электронов из ловушек. Подобных проблем можно перечислить много. Единственная сверка, проведенная Комиссией по изучению четвертичного периода, результатов датирования одних и тех же образцов различными лабораториями, использующими модификации термолюминесцентного метода, была проведена в 1992 г. Она показала большой разброс как в полученных данных, особенно древнее 125 тыс. лет, так и в максимально возможном возрасте датирования. Поэтому признать этот метод работоспособным пока трудно. Метод оптически стимулированной люминесценции. Предложен он был Д. Хантли с коллегами в 1984 г. Геохронологические основы этого метода близки термолюминесцентному. Но в отличие от предыдущего, в нем используются иные ловушки, из которых электроны могут быть освобождены световым пучком. Используются кварц или полевые шпаты. Для кварца обычно применяется синий или зелѐный возбуждающий свет и измеряется эмиссия в близком ультрафиолете. Для полевого шпата обычно используется возбуждение в ближнем инфракрасном спектре и измеряется фиолетовая эмиссия. Одним из преимуществ метода является то, что освобождение этих ловушек солнечным светом происходит за десятки секунд против суток и более в термолюминесцентном, т.е. практически снимается проблема 0момента. Английские авторы предложили использовать цирконы. Их преимущество в том, что уровень радиации их столь велик, что не требуется 345 Методы абсолютной геохронологии учитывать дозу, обусловленную внешним облучением, а это сильно упрощает проведение датирования. Метод зарекомендовал себя с положительной стороны, но, к сожалению, как и большинство других геохронологических методов для плейстоцена, не подвергался официальной сравнительной проверке. Но, во всяком случае, им получены вполне разумные результаты как минимум в диапазоне последних 200 тыс. лет. Метод электронного парамагнитного резонанса, как и оба предыдущих, тоже основан на изменениях, постепенно накапливающихся в кристалле под воздействием окружающего радиационного фона. Только в данном случае речь идет не о количестве «возбужденных» электронов, способных «успокаиваться» с излучением света, а о количестве электронов с изменившимся спином. В веществе, содержащем парамагнитные частицы (центры), обладающие постоянным моментом, при наложении статического поля Н происходит резонансное поглощение энергии радиочастотного поля. Это явление и носит название электронного парамагнитного резонанса. Интенсивность сигнала поглощения пропорциональна общему количеству парамагнитных центров. Образование этих центров может происходить под действием природного α. β и γ излучения. Механизм образования парамагнитного центра под действием излучения можно представить себе точно таким же, как и накопление электронов на центрах захвата в двух предыдущих методах. Наиболее успешно датируемыми объектами являются раковины, травертины, спелеотемы, кости, кораллы. Но здесь необходимо учитывать, что для этих объектов характерно отсутствие равновесия в ряду 238U. На ранних стадиях все эти продукты фиксируют уран без продуктов распада. Мощность дозы в них меняется по мере накопления и, соответственно, нарастания активности накапливающихся дочерних радиоэлементов. Большим достоинством метода является небольшая навеска необходимого образца (1,5÷2 г), возможность проведения анализа без разрушения образца и практически неограниченное количество повторных измерений. Метод позволяет датировать образцы возрастом до двух миллионов лет. Трековый метод основан на том, что в породе присутствует уран, при распаде которого образуются осколки деления, разлетающиеся с большой энергией. Осколки на своем пути производят разрушения кристаллической решетки. Эти дефекты в виде следов – треков – легко выявляются под микроскопом путем травления шлифов породы. Определив концентрацию урана и соотнеся ее с количеством треков, можно определить возраст. Метод применим к лавам, пеплам в интервале от 100÷200 тыс. лет до нескольких миллионов. Нижний предел ограничивается процессом "залечивания" треков с течением времени. Метод дает хорошие результаты, но ограничен районами развития вулканических пород. Перспективен биохимический аминокислотный метод датирования. В его основе лежит спонтанная рацемизация аминокислот, т.е. переход оптически-активной смеси (L-изомера) в оптически неактивную (рацемическую) смесь (D-изомеры). Первоначально практически все белки состоят из Lэнантиомеров (зеркальных изомеров) аминокислот, которые со временем в результате слабой диагенетической рацемизации частично переходят в Dэнантиомеры, причем с возрастом это соотношение увеличивается. Отноше- 346 Методы абсолютной геохронологии ние этих изомеров и служит мерой возраста образца. Для датирования наиболее пригоден раковинный и костный материал. К сожалению, на скорость рацемизации влияет температура окружающей среды. Поэтому в умеренных широтах предел датирования близок к 1 млн. лет, а в полярных районах он выше. Недопустимо заражение образцов "посторонними" аминокислотами. Несмотря на это, метод находит все большее применение. Этому способствует большой диапазон датирования, малые объемы необходимого материала и его широкая распространенность. В разделе коротко критически рассмотрены наиболее часто используемые методы. Имеются еще и другие, например, хронология по подсчету слоев ленточных глин, дендрохронология и ряд других, используемых в настоящее время реже. В заключение надо заметить следующее. Очевидно, что методы геохронометрии отнюдь не столь совершенны, как это требуется стоящими перед палеогеографией задачами. В последнее время хронология палеоклиматических событий и, соответственно, океанских отложений стала опираться на изотопно-кислородную шкалу с датировками событий, оцененных, главным образом, по изменениям орбитальных параметров. Обычно считается, что датировки ее границ произведены с точностью до одной тысячи лет. Эти возрастные оценки переносятся и на палеоклиматические события на континентах с соответствующими им отложениями. Рассмотрение такого подхода, обоснованность его даны ниже. Здесь только следует сказать, что корреляция изотопно-кислородной кривой со стратиграфическими схемами плейстоцена континентов весьма сложная задача, решаемая разными авторами по-разному, часто весьма спорно, противоречиво и взаимоисключающе. Объем издания не позволяет рассмотреть эти вопросы, потому отсылаем читателя к обзору вариантов сопоставления стратиграфических схем четвертичных отложений Русской равнины с изотопно-кислородной кривой в работе [Николаев и др., 2003]. 10.3. Астрохронологический метод датирования палеогеографических событий 10.3.1. Общие сведения о методе астрохронологии В самом общем смысле астрохронология (которая является основой для астро-, или циклостратиграфии) – это определение возраста геологических образований, основанное на выделении в геологических последовательностях астрономически обусловленных временных периодичностей. Их временной спектр очень широк – от сотен и десятков миллионов лет, связанных с бомбардировкой Солнечной системы галактическими кометами [Баренбаум и др., 2002], до 11-летнего цикла солнечной активности. Разумеется, выделение столь различных цикличностей в развитии природной среды, также как и соответствующих им астрономических событий, имеет разную степень обоснованности. Здесь мы остановимся на широко используемом в настоящее время определении возраста осадочных слоѐв посредством выделения в седиментационных записях орбитальных циклов, не совсем корректно называемых обычно циклами Миланковича [Большаков, 2003а]. Под орбитальными циклами подразумеваются квазипериодические изменения орбитальных элементов Земли, характеризующих еѐ положение в 347 Методы абсолютной геохронологии пространстве при движении вокруг Солнца. В соответствии с теоретическими расчѐтами, начало которым положили такие известные специалисты по небесной механике, как Ж. Даламбер, П. Лаплас, У. Леверье, и которые постоянно уточнялись по мере углубления знаний о планетах Солнечной системы, временные характеристики вариаций орбитальных элементов различны. Согласно [Berger et al., 2004], в изменении эксцентриситета эллиптической орбиты Земли выделяется ряд гармоник с главными периодами около 400 тысяч и 100 тысяч лет (рис 10.5). 348 Методы абсолютной геохронологии Главная гармоника вариаций угла наклона земной оси по отношению к плоскости эклиптики имеет средний период 41 тыс лет, а основные периоды так называемой климатической прецессии земной оси – около 23 тысяч и 19 тысяч лет. (Более подробно об орбитальных элементах можно прочитать в книгах [Имбри, Имбри, 1988; Большаков, 2003а]). Заметим, что само по себе выделение орбитальных периодичностей в седиментационных записях изменений природной среды является важной самостоятельной задачей. Решение такой задачи позволяет дать ответ на вопрос, какой вклад изменения орбитальных элементов и, в частности, обусловленные ими вариации инсоляции, вносят в исследуемые изменения природной среды. Очевидно, что для корректного выделения любых периодичностей в седиментационных записях необходимо прежде всего установление возможно более точной временной шкалы исследуемого разреза. Однако некоторая парадоксальность ситуации в данном случае заключается в том, что потребность в астрохронологическом методе как раз и определяется недостатками или невозможностью использования методов абсолютного датирования при изучении определѐнных этапов геологического развития Земли или некоторых типов отложений. Например, известно о практическом отсутствии надѐжных методов абсолютного датирования для раннего-среднего плейстоцена (см. выше разделы 10.1 и 10.2). И именно для этого периода времени наиболее широко используется изотопно-кислородная шкала, полученная при использовании так называемой «орбитальной подгонки» (orbital tuning, [Hays et al., 1976; Imbrie et al., 1984]). В таких случаях использование астрохронологического метода требует соблюдения ещѐ двух условий. Первое – надѐжная идентификация в седиментационной записи природных циклов, связанных именно с вариациями определѐнных орбитальных элементов. Для этого прежде всего должен быть установлен реальный физический механизм воздействия вариаций конкретного орбитального элемента на изменения природной обстановки (в частности, климата), а также должны быть выявлены косвенные (proxy) палеоклиматические показатели (соотношения изотопов кислорода, пыльцевые спектры и др.), наиболее полно и адекватно, по возможности в количественной форме, отражающие эти палеоклиматические изменения. Неверные представления о физических механизмах воздействия вариаций орбитальных элементов на изменения природной среды и, соответственно, на седиментационную запись этих изменений, приводят к ошибкам в выделении периодов природной цикличности и, следовательно, в определении хронологии, динамики, да и самой физической основы зафиксированных природных изменений [Большаков, 2003б]. Второе условие корректной оценки возраста или временных характеристик изучаемого палеогеографического события или природного процесса с помощью астрохронологии – полнота геологической летописи. Оно обусловлено тем очевидным обстоятельством, что наличие стратиграфических перерывов приведѐт к исключению неопределѐнного количества орбитальных циклов при расчѐте возраста и, следовательно, к соответствующему занижению возраста. Поскольку многие специалисты [Боуэн, 1981; Свиточ, 2002; и др.] считают, что реально в континентальных разрезах представлена запись лишь (10-20)% природных событий охватываемого этими разрезами геологического интервала времени, данное условие существенно 349 Методы абсолютной геохронологии затрудняет (или даже делает практически невозможным) применение метода для создания астрохронологической шкалы. Оно приводит к необходимости хроностратиграфической корреляции разрезов, нередко расположенных на значительном удалении друг от друга и охватывающих относительно короткие перекрывающиеся интервалы времени. Как известно, такая задача далеко не всегда решается однозначно, при этом даже наличие абсолютных дат не всегда решает проблему. Тем не менее, необходимо отметить публикации, в которых сообщается о создании таких шкал для отложений средиземноморского региона, охватывающих интервал времени от современности до 13 млн. лет назад [Hilgen et al., 2005], равно как и публикации, в которых некоторые из подобных построений критикуются [Большаков, 2003 а, б]. Первым, кто использовал расчѐтные данные об изменении орбитальных элементов для определения возраста палеогеографических событий, был известный британский учѐный Дж. Кролль [J. Croll, 1875]. Используя формулы, полученные Леверье, он рассчитал изменения эксцентриситета на 3 млн лет назад и 1 млн лет в будущее. Согласно его теории вековых изменений климата, оледенения на Земле должны были иметь место в периоды особенно больших значений эксцентриситета, и последнее из них приходилось на интервал времени (240 – 80) тысяч лет назад. Полвека спустя М. Миланкович [1939] представил вычисленные им для последних 600 тысяч лет орбитально обусловленные вариации инсоляции, минимальные значения которых сопоставлялись с оледенениями. Эти инсоляционные кривые также применялись для оценки возраста и продолжительности соответствующих оледенений и межледниковий. С восьмидесятых годов 20-го столетия для уточнения хронологии мела, палеогена и неогена начинается использование выделения в седиментационных записях прецессионных, промодулированных вариациями эксцентриситета, циклов [Rossignol-Strick, 1983; Barron et al., 1985; Hilgen, Langereis, 1989; Hilgen, 1991]. Более подробно остановимся на создании изотопно-кислородной (ИК) шкалы, которая, являясь по сути климатохроностратиграфической, наиболее широко используется при изучении плейстоцена. 10.3.2. Создание изотопно-кислородной шкалы SPECMAP Напомним, что ИК кривые, особенно полученные по бентосным фораминиферам глубоководных осадков плейстоцена, отражают прежде всего изменения глобального объѐма льда (подробнее см. раздел 8, а также [Имбри, Имбри, 1988; Большаков, 2003а, 2006]). Наиболее ярко выраженные колебания объѐма льда для последнего миллиона лет интерпретируются как отдельные оледенения и межледниковья. На ИК кривой они выделяются соответственно как чѐтные и нечѐтные стадии (рис. 10.6), за исключением стадий 2-4, которые сопоставляют со стадиалами валдайского, или висконсинского, (ИК стадии 4 и 2) оледенения, разделенного потеплением межстадиального ранга (ИК стадия 3), которое часто сопоставляют с брянским интерстадиалом. Таким образом, в палеомагнитном хроне Брюнес фиксируется 8 оледенений и 9 (включая современное, а также соответствующее 19-й ИК стадии) межледниковий. К сожалению, об этом, а также о статусе ИК стадий 2-4, часто забывают при корреляции континентальных и глубоководных отложений [Большаков, 2006]. На рисунке 10.6 показаны изменения δ18О колонки V 28-238, для которой был впервые получен [Shackleton, Opdyke, 1973] важный хроно- 350 Методы абсолютной геохронологии стратиграфический репер – граница Матуяма-Брюнес, которая фиксируется внутри ИК стадии 19, что явилось важной вехой в исследовании временных закономерностей изменений палеоклимата плейстоцена. Наиболее важный этап в современном развитии орбитальной теории палеоклимата связан с работой Дж. Хейса, Дж. Имбри и Н. Шеклтона [Hays et al., 1976], которые составили и проанализировали палеоклиматические записи для последних 460 тысяч лет, полученные по двум глубоководным колонкам из Индийского океана. Проведѐнный спектральный временной анализ показал, что наибольшие амплитуды спектров, соответствующие 50процентному вкладу в исследуемые палеоклиматические кривые, связываются со 100- тысячелетним периодом; затем идѐт 41-тысячелетний период (25% климатической изменчивости), и наименьший вклад в климатические изменения, около 10%, связан с вариациями, характеризующимися 23- тысячелетним периодом. Таким образом, полученные по трем палеоклиматическим показателям периоды основных климатических изменений последнего полумиллиона лет практически совпадают с периодами изменений орбитальных элементов. При этом важно отметить, что сравнение вариаций угла наклона земной оси с выделенными климатическими кривыми соответствующего периода показало, что уменьшение угла наклона соответствовало увеличению 18О и понижению температуры, что полностью соответствует теоретическим представлениям о климатическом влиянии вариаций угла наклона, развитым ещѐ Дж. Кролем [Croll, 1875]. Следовательно, данные [Hays et al., 1976] фактически не оставляют сомнений в наличии связи между вариациями орбитальных элементов и климатическими изменениями, т.е. подтверждают орбитальную гипотезу палеоклимата, согласно которой оледенения и межледниковья последнего миллиона лет были вызваны орбитально обусловленными вариациями приходящей к Земле солнечной радиации (инсоляции). Еще один важный результат, полученный в работе [Hays et al., 1976] – совпадение времени оледенений с временными интервалами низких значений эксцентриситета (рис. 10.7), что в пределах десяти ИК стадий было отмечено еще в работе [Broeker, van Donk,1970]. Этот факт, вместе с преобладающей выраженностью 100-тысячелетнего периода в климатических колебаниях плейстоцена, на мой взгляд, говорит об опреде- 351 Методы абсолютной геохронологии ляющем влиянии непосредственных, прямых вариаций эксцентриситетной инсоляции на процесс глобальных изменений последнего миллиона лет. Сравнение орбитальных кривых и компонент палеоклиматических записей, выделенных с помощью использования фильтров с базовыми периодами 40 и 23 тыс. лет, показало, что на некоторых временных интервалах (в основном для возраста больше 300 тысяч лет) климатические компоненты опережали по фазе соответствующие орбитальные кривые. Очевидно, так быть не должно, поскольку получается, что климатический отклик опережает вызывающий этот отклик входной (инсоляционный) сигнал (иными словами, следствие опережает причину). Поэтому временная шкала глубоководной записи в соответствующей части колонки сдвигалась таким образом, чтобы обеспечить лучшее фазовое соответствие между палеоклиматической записью и орбитальными кривыми. Естественно, такой метод «орбитальной регулировки» (orbital tuning) приводил и к изменению хронологии изотопнокислородной шкалы. В результате в работе [Hays et al., 1976] была установлена в пределах 13-ти ИК стадий обновленная ИК шкала, отличная от той, которая была основана на ИК данных по колонке V 28-238 в предположении постоянства скорости седиментации в интервале времени, соответствующем хрону Брюнес (на то время 700 тыс лет). Метод орбитальной регулировки продолжал применяться и далее для уточнения изотопно-кислородной климатохроностратиграфической шкалы. Очевидно, применимость этого метода основывается не только на постулате о проявлении орбитальных периодов в палеоклиматических записях, но и на представительности записей, о чѐм уже говорилось выше. Большую известность приобрела ИК шкала SPECMAP, разработанная в рамках исследований по одноименному международному проекту [Imbrie et al., 1984]. Значимость и цель работы, результаты которой изложены в публикации, ее авторы обозначают во введении следующими словами [Imbrie et al., 1984, p. 270]: «Ещѐ с пионерских работ Джеймса Кролля (1864-1875) и Милутина Миланковича (1920-1941) центральной геологической проблемой проверки астрономической теории плейстоценовых оледенений была трудность получения хронологии климатических событий, которая оказалась бы достаточно точной, чтобы служить этой цели, но и достаточно независимой от самой теории, что- 352 Методы абсолютной геохронологии бы сделать проверку заслуживающей доверия» (курсив мой – В.Б.). Поставленная задача решалась следующим образом. Для проведения статистического анализа ИК данных, полученных по планктонным фораминиферам, было отобрано 5 колонок из разных районов Мирового океана. В трех наиболее длинных колонках зафиксировано положение инверсии Матуяма-Брюнес (М-Б). На ИК записях выделялись (для дальнейшего сопоставления) наиболее заметные и статистически значимые минимумы и максимумы. Несоответствия ИК записей устранялись путем сравнения с другими колонками так, чтобы запись в отмеченном месте рассматриваемой колонки становилась наиболее, по мнению авторов [Imbrie et al., 1984], достоверной. Очевидно, мнения авторов относительно типизации ИК записей небезосновательны, однако нельзя не отметить и возможность необъективного отображения ИК записей при таком несколько неопределенном подходе. Далее проводилась процедура обработки данных, похожая на использованную в работе [Hays et al., 1976]. Выделялись временные реперы для создания временной шкалы. Такими реперами были граница ИК стадий 6 и 5 с возрастом 127 тыс. лет и инверсия М-Б, возраст которой, согласно новым абсолютным датировкам [Mankinen, Dalrymple, 1979], принимался равным 730 тыс. лет. Затем с помощью фильтров с периодами 22 и 41 тыс. лет из ИК записи выделялись прецессионная и связанная с наклоном земной оси климатические составляющие. Метод орбитальной регулировки осуществлялся путем подгонки выделенных в ИК записях составляющих под теоретически вычисленные кривые прецессии и угла наклона земной оси. Подгонка проводилась с помощью последовательных приближений, или итераций, когда каждое последующее сравнение выделенных с помощью фильтрации ИК составляющих с орбитальными кривыми проводилось при «улучшенной», т.е. более приближенной к орбитальным кривым, хронологии ИК кривых. Такое улучшение осуществлялось путем сдвига первоначально выделенных на ИК кривых максимумов и минимумов до тех пор, пока не достигалось наилучшее соответствие ИК составляющих и орбитальных кривых. Количество итераций доходило до 120, причем примерно «В середине этого процесса радиометрические временные рамки, соответствующие стадии 6,0 (граница ИК стадий 6 и 5 – В.Б.) и инверсии Матуяма-Брюнес были удалены» [Imbrie et al., 1984, p. 286]. Таким путем последовательных итераций для каждой ИК записи создавалась своя временная шкала SPECMAP. (Очевидно, такое построение временной шкалы, направленное на проверку астрономической теории, трудно назвать независимым от самой теории, что декларировалось авторами во введении. Правильнее сказать, что эта шкала строилась как наиболее точный временной шаблон для последовательности палеоклиматических событий последних 800 тысяч лет именно на основе уже показанного ранее в работе [Hays et al., 1976] определяющего влияния вариаций орбитальных элементов на климатические изменения последних 450 тысяч лет, а также на основе имеющихся абсолютных временных дат). После того, как все ИК записи, приведенные к новой временной шкале, были нормированы, путем их усреднения и сглаживания была получена составная ИК кривая SPECMAP, показанная на рис. 10.8. Методы абсолютной геохронологии 353 Несмотря на довольно очевидную, на наш взгляд, зависимость построенной временной шкалы SPECMAP от использования орбитальной (астрономической) гипотезы, авторы [Imbrie et al., 1984, р.301] пишут: «Имея разработанную временную шкалу, точность которой, по нашему мнению, не превышает 5 тыс. лет, мы теперь способны проверить астрономическую теорию эмпирически». Тем не менее, ИК шкала SPECMAP получила широкое распространение. Возрасты границ ИК стадий в этой шкале (которые в пределах 300 тысяч лет считаются адекватными и сейчас) приведены в таблице. Таблица 10.1. Возрасты границ ИК стадий по шкале SPECMAP Границы Стадий Возраст, тыс. лет Границы Стадий Возраст, тыс. лет 1-2 2-3 3-4 4-5 5-6 6-7 7-8 8-9 9-10 10-11 12 24 59 71 128 186 245 303 339 362 11-12 12-13 13-14 14-15 15-16 16-17 17-18 18-19 19-20 423 478 524 565 620 659 689 726 736 Возраст инверсии Матуяма-Брюнес, оцененный авторами [Imbrie et al., 1984] по методике орбитальной регулировки, равен 7345 тыс. лет. При этом ими отмечается, что оценка возраста инверсии Р. Джонсоном [Johnson, 1982] удревнена на 50 тыс. лет. Однако, как оказалось впоследствии, эта оценка (790 тыс. лет) является более правильной, чем дата, полученная в ходе создания широко разрекламированной шкалы SPECMAP. Работа Джонсона, который, на наш взгляд, проявил и независимость мышления, и творческий подход к делу, стоит того, чтобы остановиться на ней отдельно. 10.3.3. Определение нового возраста палеомагнитной инверсии Матуяма-Брюнес Анализируя недостатки использованного для определения возраста инверсии Матуяма-Брюнес калий-аргонового метода абсолютного датирования, среди которых упоминается точность определения констант радиоактивного распада, степень сохранности дочерних продуктов распада в изверженных 354 Методы абсолютной геохронологии породах с течением времени, атмосферные загрязнения, автор предлагает использовать для датировки выделенные в глубоководных записях орбитальные циклы, и прежде всего прецессионный. Он считает, что положение инверсии в осадке может быть определено с точностью до долей 22-тысячелетнего прецессионного периода. Также Johnson [1982, р. 136] справедливо замечает: «Однако, прецессионные вариации не всегда рельефны или ясно видны, и, взятые отдельно, иногда приводят к сомнительным корреляциям на длительных временных интервалах.». Для устранения этого недостатка он предлагает использовать изменения эксцентриситета, которые модулируют прецессионные вариации (рис. 10.8.1), при этом минимумы эксцентриситета совпадают с чѐтными ИК стадиями (оледенениями). Предложение использовать совместно эксцентриситетный и прецессионный циклы для датировки ИК стадий есть первая принципиальная отличительная особенность методики Джонсона от способа хронометрирования, использованного Имбри с коллегами [1984]. Это предложение ставит его в ряд с наиболее видными специалистами по прикладному использованию орбитальной гипотезы палеоклимата. Во всяком случае, из его методики прямо вытекает связываемый часто с именем Хилгена [Hilgen, 1991] и восходящий к Кроллю метод астрохроностратиграфии, основанный на использовании модуляции вызываемых прецессией климатических изменений вариациями эксцентриситета. Уже просто использование совпадения минимумов эксцентриситета с максимальными значениями 18О (которым соответствуют минимумы ИК кривых, поскольку последние изображаются обычно так, что по оси ординат «у» вверх откладываются уменьшающиеся величины 18О – см. рис. 10.6 и 10.7) приводит к оценке возраста инверсии М-Б, близкой к 790 тысячам лет. Такая оценка получается из следующих простых соображений. Инверсия М-Б в колонках V28-238 и V28-239, с которыми работал Джонсон, приходится на начало ИК стадии 19 [Johnson, 1982]. Восьмой от современности минимум эксцентриситета, приходящийся на холодную стадию 20, соответствует времени 814 тыс. лет, а следующий за ним максимум эксцентриситета, который логично сопоставить с теплой 19-й ИК стадией, имеет возраст 782 тыс. лет, согласно расчетам [Berger, Loutre, 1991]. Поэтому границу между 20-й и 19-й стадиями можно оценить временем около 798 тысяч лет (не учитывая времени задержки климатического отклика на орбитальный инсоляционный сигнал), и инверсия М-Б, следовательно, будет иметь возраст около 790 тысяч лет. Конечно, такая корреляция возможна только при условии выполнения сделанного Джонсоном предположения, что закономерности, полученные Хейсом с соавторами [1976] для последних 450 тыс. лет (в частности, совпадение оледенений с интервалами минимальных значений эксцентриситета), сохраняются в течение всего хрона Брюнес. Однако, из полученной оценки возраста инверсии М-Б (и, следовательно, возраста 19-й ИК стадии) следует существенная неоднородность осадконакопления в колонке V28-238, использование которой во многом определяло ИК хронологию в работах [Hays et al., 1976; Imbrie et al., 1984]. Здесь мы приходим ко второй отличительной особенности методики Джонсона от методики Имбри с коллегами, которая заключается в практическом учете 355 Методы абсолютной геохронологии обычно только декларируемой возможности неравномерной скорости седиментации и искажений палеоклиматической (изотопно-кислородной) записи. (Более подробно о публикации Р. Джонсона см. в книге [Большаков, 2003а]). Однако, как мы знаем, работа Джонсона не была оценена по достоинству. Почему Имбри с коллегами [1984] не учли результаты работы Джонсона, остаѐтся неясным. Скорее всего, это может быть связано с тремя причинами: 1) с некритичным отношением Имбри и др. к методу калий-аргонового датирования; 2) с использованием Джонсоном 100-тысячелетних эксцентриситетных циклов, отсутствующих в теории Миланковича, и применяемых как бы «незаконно»; 3) с обнаружением Джонсоном существенных седиментационных нарушений в колонке V28-238, которая была одной из наиболее продолжительных колонок, использованных Imbrie et al. [1984] для создания шкалы SPECMAP. Лишь через 8 лет после опубликования статьи [Johnson, 1982] cделанная в ней оценка возраста палеомагнитной инверсии Матуяма-Брюнес (М-Б) была подтверждена в работе [Shackleton et al., 1990] и затем принята повсеместно. Новая оценка была получена при анализе значительно более подробной ИК записи колонки ODP 677, скорость осадконакопления в которой была около 4 см/тыс. лет, т.е. почти в 3 раза выше, чем в колонке V28-238 [Shackleton, Opdyke, 1973]. Возраст инверсии М-Б, которую авторы [Shackleton et al., 1990, p.257], не имея палеомагнитных данных по колонке, совмещают с основанием стадии 19, оценивается величиной 0,78 млн. лет. Увеличение возраста связывается ими с обнаружением «дополнительного цикла наклона земной оси в нижней части хрона Брюнес», «дополнительного» по сравнению с орбитальными циклами, выделенными исследователями, оценивающими возраст инверсии в глубоководных осадках величиной 0,73 млн. лет. Новая оценка возраста инверсии М-Б, полученная с помощью метода орбитальной регулировки, была подтверждена новыми радиометрическими датами, полученными на основе аргон-аргонового метода датирования [Spell, McDougal, 1992; Tauxe et al., 1996]. Тем не менее, объективности ради, необходимо отметить некую «несамостоятельность» как метода орбитальной датировки, так и методов абсолютного датирования. Помимо Имбри и др. [1984], немного позже [Ruddiman et al., 1989] также с помощью орбитальной подгонки оценили возраст инверсии М-Б величиной около 730 тыс. лет. Причѐм они это сделали на основе изучения колонки DSDP 607, скорость седиментации в которой была почти такой же, как в колонке 677. А вот в ИК шкале, разработанной Бассино с соавторами после 1990 г. [Bassinot et al., 1994], возраст инверсии МатуямаБрюнес определен величиной 77510 тыс. лет, что связывалось с обнаружением двух дополнительных, по сравнению со шкалой SPECMAP, прецессионных циклов. Также вызывает некоторую настороженность и небольшое запаздывание по времени (относительно публикации [Shackleton et al., 1990] новых аргон-аргоновых датировок возраста инверсии М-Б. Как существенный положительный факт отметим создание в 2005 г. глобально осреднѐнной по 57 глубоководным колонкам изотопнокислородной кривой по бентосным фораминиферам, охватывающей интервал времени от современности до 5,2 млн. лет [Lisiecki, Raymo, 2005]. 356 Методы абсолютной геохронологии 10.3.4. Хронометрирование изотопно-кислородных кривых с помощью орбитально-климатической диаграммы Из сказанного выше очевидно, что процедура орбитальной настройки трудоемка и не всегда однозначна, вследствие чего ИК шкалы у разных авторов и для различных колонок несколько отличаются одна от другой. Поэтому был предложен [Большаков, 2003а,в] более простой метод хронометрирования ИК записей, основанный на их визуальном соотнесении с орбитальноклиматической диаграммой (ОКД). Создание ОК диаграммы является одним из результатов разработки новой концепции орбитальной теории палеоклимата. ОКД – теоретически построенная кривая, отражающая условную относительную вероятность P осуществления оледенений (для наиболее низких значений P) и межледниковий (для наиболее высоких P) за последний миллион лет. (Более подробно о способе построения ОКД, еѐ достоинствах и недостатках см. [Большаков, 2000, 2001]). Орбитально-климатическая диаграмма имеет визуальное сходство с изотопно-кислородными записями (рис. 10.9). С другой стороны, экстремальные точки ОК диаграммы (еѐ максимумы и минимумы), по которым и осуществляется сравнение с ИК кривыми, и, соответственно, хронометрирование ИК данных, однозначно определяются во времени (рис. 10.10). Важно отметить, что, поскольку в ОКД наибольший вклад дает 100тысячелетняя эксцентриситетная составляющая, наиболее выраженная и в палеоклиматических записях последнего миллиона лет, постольку сопоставление ОКД и ИК кривых, являющееся основой хронометрирования, проводится, в отличие от других упомянутых выше методов, путем непосредственного соотнесения наиболее значимых и хорошо выраженных в обоих графиках особенностей, связанных прежде всего со 100-тысячелетним циклом. При этом учитывается отставание палеоклиматической записи от ОКД на 5-6 тыс. лет, отражающее инерцию глобального климатического отклика на воздействие изменений инсоляции. Полученные таким способом временные реперы ИК кривой могут быть использованы для временного анализа и установления 357 Методы абсолютной геохронологии временных шкал других показателей природной среды, не только 18О, записанных в той же колонке, а также и по континентальным палеоклиматическим записям [Большаков, 2001; Большаков и др., 2005]. Для примера приведѐм несколько палеоклиматических дат, следующих из сравнения ОКД с ИК кривой Лизецки и Раймо (рис. 10.9 и рис. 10.10). Оптимум голоцена сопоставляется, естественно, с максимумом ОКД 11 тыс. лет, значит, его возраст – (5-6) тыс. лет. Аналогично, максимум последнего оледенения имеет возраст (21-22) тыс. лет, оптимум ИК стадии 5 – возраст около 122 тыс. лет, а последний максимум оледенения ИК стадии 6 – около 139 тыс. лет. Из последних двух дат, при учѐте, что переход от ИК стадии 6 к ИК стадии 5 представляется прямой линией, следует, что возраст границы ИК стадий 6 и 5 – около 130,5 тыс. лет. Этот возраст всего на 1 тысячу лет превышает аналогичный рубеж, данный в публикации [Thompson, Goldstein, 2006], в которой приведены результаты радиометрической калибровки шкалы SPECMAP в пределах последних 250 тысяч лет. Таким образом, предлагаемый нами способ датирования палеоклиматических событий последнего миллиона лет, учитывая его простоту и прозрачность, имеет определѐнные преимущества перед другими методами. Очевидно, что наиболее эффективно он может использоваться для палеоклиматических записей, в которых зафиксирован важный хроностратиграфический уровень – палеомагнитная инверсия Матуяма-Брюнес. Даже при наличии стратиграфических перерывов в такой записи метод не бесполезен: сравнение с ОКД может способствовать выявлению наиболее вероятных временных интервалов, на которые приходятся указанные перерывы. Методы абсолютной геохронологии 358 ЛИТЕРАТУРА Арсланов Х.А. Радиоуглерод: геохимия и геохронология. Л.: ЛГУ, 1987. 300 с. Балабанов И.П., Измайлов Я.А. Изменение уровенного и гидрохимического режима Черного и Азовского морей за последние 20 тысяч лет // Водные ресурсы. 1988. №6. С. 54-63. Баренбаум А.А., Гладенков Ю.Б., Ясаманов Н.А. Геохронологические шкалы и астрономическое время (современное состояние проблемы) // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2002. Т. 10. № 2. с. 3-14. Большаков В.А. Новый способ построения диаграммы палеоклиматических изменений плейстоцена // Докл. РАН. География. 2000. Т. 374. № 5. С. 692-695. Большаков В.А. Орбитально-климатическая диаграмма как основа сопоставления палеоклиматических записей плейстоцена. // Докл. РАН. География. 2001. Т. 378. № 5. С. 675-678. Большаков В.А. Новая концепция орбитальной теории палеоклимата М.: МГУ, 2003а. 256 с. Большаков В.А. Климатические циклы фанерозоя с позиций новой концепции орбитальной теории палеоклимата // Известия РАН. Серия Географическая. 2003б. № 3. С. 14-25. Большаков В.А. Новый способ хронометрирования изотопно-кислородных записей колонок глубоководных осадков // Доклады АН. 2003в. Т. 388. №1. С.105-108. Большаков В.А. Корреляция континентальных и глубоководных отложений плейстоцена: постановка вопроса и некоторые проблемы // Известия РАН. Сер. Географическая. 2006 №4. с. 16-28. Большаков В.А., Иванова Е.В., Прудковский А.Г. Некоторые результаты применения нового метода хронометрирования палеоклиматических записей глубоководных колонок донных осадков // Океанология. 2005. Т. 45. № 6. С. 916-926. Боуэн Д. Четвертичная геология. М.: Мир, 1981. 272 с. Вагнер Г.А. Научные методы датирования в геологии и истории. М.: Техносфера, 2006. 576 с. Гамильтон Е.И. Прикладная геохронология. Л.: Недра, 1968. 256 с. Имбри Дж. Имбри К.П. Тайны ледниковых эпох М.: Прогресс, 1988. 264 с. Кузнецов В.Ю. Радиохронология четвертичных отложений. СПб.: КОМИЛЬФО, 2008. 312 с. Купцов В.М. Абсолютная геохронология донных осадков океанов и морей. М.: Наука, 1986. 271 с. Купцов В.М. Методы хронологии четвертичных отложений океанов и морей. М.: Наука, 1989. 288 с. Миланкович М. Математическая климатология и астрономическая теория колебаний климата. М.-Л-д.: ГОНТИ. 1939. 207 с. Николаев С.Д., Писарева В.В., Судакова Н.Г. Ледниковая ритмика плейстоцена // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2003. Т. 11. № 1. С. 96-110. Пунинг Я.-М.К., Власов В.К., Куликов О.А. и др. Первый опыт и результаты межлабораторного контроля термолюминесцентного датирования лѐссовых пород // Геохронология четвертичного периода. М.: Наука, 1992. С. 5-10. Руководство по изучению новейших отложений. Ред. П.А. Каплин. М.: Изд-во Московского ун-та, 1987. 238 с. Свиточ А.А. Четвертичная геолгоия, палеогеография, морской плейстоцен, соляная тектоника. М.: РАСХН. 2002. 650 с. Старик И.Е. Ядерная геохронология. М. – Л.: Изд-во АН СССР, 1961. Barron E., Arthur M., Kauffman E. Cretaceous rhythmic bedding sequence: a plausible link between orbital variations and climate // Earth Planet. Sci. Lett. 1985 V. 72. P. 327-340. Bassinot F.C., Labeyrie L.D., Vincent E., et al. The astronomical theory of climate 359 Методы абсолютной геохронологии and the age of the Brunhes-Matuyama magnetic reversal // Earth Planet. Sci. Lett. 1994. V. 126. P. 91-108. Berger A. Loutre M.F. Insolation values for the climate of the last 10 million years // Quat. Sci. Rev. 1991. V. 10. P. 297-317. Berger A., Loutre M., Melice J. Milankovitch and beyond // Paleoclimate and the Earth Climate System Milutin Milankovitch Anniversary symposium. Abstracts. Serbian Academy of Sciences and Arts. Belgrade. 2004. P. 31-50. Broecker W., Van Donk J. Insolation changes, ice volumes, and the 18O record in deep-sea cores // Reviews of Geophys. and Space Phys. 1970 V. 8. P. 169-198. Croll J. Climate and time in their geological relations: a theory of secular changes of the Earth’s climate. London: Edward Stanford, 1875. 577 p Hays J. D., Imbrie J., Shackleton N. Variation in the Earth’s orbit: Pacemaker of the ice ages // Science. 1976. V. 194. P. 1121–1132. Imbrie J., Hays J, Martinson D. et al. The orbital theory of Pleistocene climate: support from a revised chronology of the marine 18 O record // Milankovitch and Climate, NATO ASI Ser. C. 126. A.L.Berger et al. Eds. Reidel. Dordrecht. 1984. P. 269-305. Hilgen F. Astronomical calibration of Gauss to Matuyama sapropels in the Mediterranean and implication for the geomagnetic polarity time scale // Earth and Planet. Sci. Letters. 1991. V. 104. P. 226-244. Hilgen F., Langereis C. Periodicities of CaCO3 cycles in the Pliocene of Sicily: discrepancies with the quasi-periodicities of the Earth’s orbital cycles // Terra Nova. 1989. V. 1. P. 409-415. Hilgen F., Aziz H., Abels H., et al. Mediterranean Neogene cyclostratigraphy and astrochronology: recent progress and new developments // Paleoclimate and the Earth Climate System. Milutin Milankovitch Anniversary symposium. Invited lectures. Eds.: A. Berger, M. Ercegovac, F. Mesindger. Serbian Academy of Sciences and Arts. Belgrade. 2005. P. 89-100. Johnson R.G. Brunhes-Matuyama magnetic reversal at 790,000 yr. B.P. by marineastronomical correlatins // Quatern. Res. 1982. V.17. P.135-147. Lisiecki L.E., Raymo M.E. A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ 18O records // Paleoceanography. 2005. V. 20. PA 1003, doi: 10.1029 /2004 PA001071, 2005. Mankinen E., Dalrimple G. Revised geomagnetic polarity time scale for the interval 0-5 m.y. BP // J. Geophys. Res. 1979. V. 84. P. 615-626. Rossignol-Strick M. African monsoons, an immediate climate response to orbital insolation // Nature. 1983. V. 304. P. 46-49. Ruddiman W.F., Raymo M.E., Martinson D.G. et al. Pleistocene evolution: Northern Hemisphere ice sheets and North Atlantic ocean // Paleoceanography, 1989. N 4. P. 353-412 Shackleton N.J., Berger A. and Peltier W. An alternative astronomical calibration of the lower Pleistocene time scale based on ODP Site 677 // Trans. R. Soc. Edinb. 1990. V. 81. P. 251-261. Shackleton N. Opdyke N. Oxygen isotope and palaeomagnetic stratigraphy of equatorial Pacific core V28-238: Oxygen isotope temperatures and ice volumes on a 105 year and 106 year scale. // Quaternary research. 1973. V. 3. P. 39-55. Spell T., McDougall I. Revisions to the age of the Brunhes-Matuyama boundary and the Pleistocene geomagnetic polarity timescale // Geophys. Res. Letters. 1992. - V. 19. P. 1181-1184. Tauxe L., Herbert T., Shackleton N., Kok Y. Astronomical calibration of the Matuyama-Brunhes boundary: consequences for magnetic remanence acquisition in marine carbonates and Asian loess sequences // Earth Planet. Sci. Lett. 1996. V. 140. P. 133-146. Thompson W.G., Goldstein S.L. A radiometric calibration of the SPECMAP timescale // Quat. Sci. Rev. 2006. V. 25. 23-24. P. 3207-3215. 11. ПАЛЕОГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЙ МЕТОД ПРИ ИЗУЧЕНИИ ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ МОРСКИХ ПОБЕРЕЖИЙ Палеогеоморфологический метод является одним из основных при изучении палеогеографического развития морских и океанических побережий в плейстоцене. Под морскими побережьями понимается единый в генетическом отношении участок окраины материка, в пределах которого закономерно сочетаются различные формы и типы берегового рельефа, связанные общностью развития и образовавшиеся под воздействием волн и других рельефообразующих процессов за длительное геологическое время при возможном неоднократном относительном измерении уровня моря [Зенкович, 1962; Каплин, 1973]. Основным объектом изучения при палеогеоморфологических исследованиях морских побережий являются современные и древние береговые линии, под которыми понимаются комплексы древних форм рельефа и слагающих от отложений, фиксирующие положение уровня моря в прошлом. В рельефе современных побережий древнебереговые линии встречаются в виде комплексов абразионных (волноприбойных ниш, уступов, резких перерывов и следов размыва в толщах отложений) и аккумулятивных форм рельефа и слагающих их комплексов прибрежно-морских осадков, расположенных на различных гипсометрических уровнях. Особый интерес представляют древние береговые аккумулятивные террасы, представляющие собой реликтовые аккумулятивные образования, состоящие из серии береговых валов и содержащие остатки мелководно-морской фауны. Применение палеогеоморфологического метода позволяет решать широкий круг задач палеогеографического развития морских побережий, среди которых следует отметить: — реконструкции изменения уровня моря, — оценки направленности и интенсивности тектонических движений, — эволюции аккумулятивных форм под влиянием изменений уровня морей и океанов и ряда других. В отечественной литературе основы анализа истории развития рельефа морских побережий заложены в работах В.П. Зенковича [1946, 1962], О.К. Леонтьева [1970], П.А. Каплина [1973], Ю.А. Павлидиса [1992], И.Г. Вейнбергса [1991], Ф.А. Щербакова [1983, 1984], М.Н. Алексеева и А.А. Чистякова [1986], Ю.С. Долотова [1989], П.А. Каплина и А.О. Селиванова [1999, 2003]. Большой материал по подводным аккумулятивным береговым формам и истории их развития в условиях изменений уровня моря приводится в работе Е.Н. Невесского [1967]. Ниже кратко рассматриваются основные методические подходы, используемые при рассмотрении некоторых вопросов истории развития морских побережий. 11.1. Реконструкция изменений уровня моря Среди основных процессов, определяющих изменения уровня моря в геологических масштабах времени, выделяются процессы, связанные с изме- Палеогеоморфологический метод 361 нениями массы и объема воды в океане и обусловленные изменениями емкости океанических впадин вследствие движений дна и континентальных блоков. Обзор современных представлений о механизмах и относительном вкладе отдельных процессов в изменения уровня Мирового океана на протяжении новейшей геологической истории приводится в ряде обобщающих сводок [Emery, Aubrey, 1991; Gornitz, Lebedeff, 1987; Каплин, 1978, 1993; Селиванов, 1996; Каплин, Селиванов, 1999]. В таблице 11.1 приводятся основные процессы, определяющих изменения уровня океана, в масштабах тысячелетий, среди которых основной вклад принадлежит неотектоническим и изостатическим движениям земной коры, а также климатически обусловленным изменениям масс океанических вод. Таблица 11.1 . Основные факторы, определяющие изменения уровня морей и океанов в масштабах n* 102-104 лет (по П.А. Каплину [1993]) Тип колебаний 1. 2. Поступление ювенильных вод Уход водяных паров в атмосферу 3 4 5 6 Изменения объемов океана в результате: - образования/таяния ледниковых покровов Америки и Евразии - Антарктиды и Гренландии - изменения температуры и солености океанических вод - изменений глобального водообмена 7 Скорость, мм/тыс. лет 1 1 Амплитуда, м За кайнозой +65 ? 9000 7,5 10000 ±110 -67 ±10 1500 10 18 -1200 4 0,2 0,4 +260 -13 +26 9 10 11 Увеличение объема океанических впадин: - в результате погружения океанических впадин -преобразования рельефа дна - движением литосферных плит - осадконакопления 12 13 14 Тектонические движения: - платформенные -геосинклинальные -сейсмогенные 5 300 500 000 ±1000 ±8000 ±100 15 16 17 18 Изостатические движения: - гляциоизостазия - гидроизостазия -седименто-изостазия - техногенные воздействия 50 000 1000 100 000 700 000 -700 +25 +5000 +10 40000 ±200 100-300 -30 +60 8 19 20 Изменения формы геоида (геоидальльная изостазия) Изменение скорости вращения земли Среди основных процессов, оказывающих влияние на изменения уровня морей и океана в масштабах тысячелетий, основная роль принадлежит неотектоническим и изостатическим движениям земной коры, а также климати- 362 Палеогеоморфологический метод чески обусловленным колебаниям уровня океана. Изостатические движения — вертикальные перемещения береговых линий, вызванные изменениями нагрузки на земную кору в прибрежных районах. Основные причины таких перемещений — это изменения объемов материковых льдов, изменения толщины водной оболочки над шельфовыми районами, увеличение мощности рыхлых отложений на побережье, особенно в районах крупных речных дельт, увеличение нагрузки на земную кору вследствие строительства крупных гидротехнических и других сооружений. Наиболее изучены колебания уровня, связанные с изменением объема океана в результате образования и таяния ледниковых покровов. Как известно, в плейстоцене ледниковые покровы неоднократно занимали огромные пространства суши в Северной Америке и Евразии. При максимальных стадиях оледенения в ледниковых щитах аккумулировалось около 35 млн. кмЗ воды. B межледниковые периоды эта вода возвращалась обратно в океанические впадины, т.е. регрессии сменялись трансгрессиями. Амплитуда гляциоэвстатических колебаний уровня Мирового океана достигала примерно 110 м: в периоды регрессий уровень опускался ниже современного на 100 м, а максимальные трансгрессии затапливали сушу не более, чем на 10-метровую высоту [Марков, Суетова, 1964]. Достаточно хорошо изучена последняя гляциоэвстатическая трансгрессия, которая подразделяется на два этапа: верхнеплейстоценовый, охватывающий период 17 - 6 тыс. л.н., во время которого уровень океана поднимался от отметок -100130 м со средней скоростью около 9 м/тыс. л. и в конце приблизился к его современному положению; и позднеголоценовый, охватывающий последние 6 тыс.л.н., характеризующийся медленным повышением уровня, темпы которого изменялись от 4 до 1 м/тыс. л. (рис. 11.1). В преобразовании рельефа Земли большую роль играют тектонические вертикальные движения земной коры, которые обусловливают относительные изменения уровня морей и океанов. Тектонические движения разнообразны по мплитудам, знаку, скоростям, по охвату пространства земной поверхности. Существуют многочисленные классификации вертикальных тектонических движений, среди которых при анализе поведения уровня океана в Палеогеоморфологический метод 363 прошлом представляет интерес выделение платформенных и геосинклинальных типов вертикальных тектонических движений [Хаин, 1964]. В платформенных областях амплитуда кайнозойских движений достигала 1-1,5 км, а средняя скорость — 0,005 мм/год. В пределах геосинклинальных поясов размах поднятий и погружений за это же время составил 6-8 км, а средняя скорость движений достигала 0,3 мм/год. Максимальные скорости тектонических подвижек могут быть около 3-3,5 см/год. Однако известно, что тектонические перемещения, связанные с проявлениями сейсмичности, могут быть очень быстрыми, практически мгновенными. Одним из примеров таких тектонических поднятий может быть побережье о. Новая Гвинея. Радиоуглеродные определения возраста мангровых деревьев на 50-60-метровой террасе северного побережья острова (возраст 4555±80, 4915±65) позволили сделать заключение, что каждые 88 лет берег поднимался на 1 м, т.е. скорость поднятия достигала 11 мм/год [Pirazzoli, 1991]. Скорее всего, в данном случае мы имеем дело не с длительным равномерным поднятием структуры, а с несколькими мощными подвижками, связанными с землетрясениями. Подобные сейсмогенные подвижки блоков суши хорошо известны для побережья Японии, где во время землетрясения 1964 г. участок берега за несколько минут опустился на 1-2 м [Schofield, 1967]. Это опускание хорошо заметно по погруженным под уровень моря берегоукрепительным конструкциям. Землетрясение 1899 г. на Аляске, по сведениям Береговой и Геодезической службы США, вызвало поднятие одного из участков зал. Якутат на 14 м [Pirazzoli, 1991]. Уровень моря локально и регионально изменяется на некоторых побережьях в результате проявления изостазии. Наиболее широко изостатическими движениями охвачены области современного и древнего оледенений. Энергичные поднятия этих областей компенсируют исчезновение, полное или частичное, ледниковой нагрузки. Районы изостатических движений хорошо очерчиваются изобазами и в Скандинавии и Северной Канаде, по контурам они хорошо согласуются с бывшими ледниковыми щитами. Скорости поднятий, связанных с ледниковой разгрузкой территорий, отличаются большими величинами, чем скорости обычных тектонических движений. Гляциоизостатические движения земной коры связаны с ее реакцией на нагрузки при образовании ледниковых щитов или их таянии. Неоднократное возникновение в Северной Америке и Евразии мощных ледниковых покровов приводило к прогибаниям земной коры, особенно в центрах оледенений (Скандинавия, Канадский щит), амплитуда которых составляла сотни метров. В периоды таяния ледников кора вздымалась со скоростью, в несколько раз превосходившей скорость вертикальных тектонических движений. Гляциоизостатические поднятия земной коры в центрах оледенений сопровождались подъемом береговых террас, Суммарная величина поднятия Скандинавии за время голоцена составила 800-850 м, т.е. в среднем 40-42 мм в год [Morner, 1979], в районе восточной окраины Гудзонова залива морские отложения подняты на высоту до 300 м [Andrews, 1989]. В голоцене скорость гляциоизостатических поднятий прогрессивно сокращалась: для последних 3-4 тысячелетий в различных районах она составляет 18 – 9 мм в год, а в настоящее время они не превышают 1 мм/столетие [Pirazzoli, 1991]. Благодаря тому, что интенсивность гляцио- гидроизостатических движений зем- 364 Палеогеоморфологический метод ной коры экспоненциально затухает со временем после окончания таяния ледниковых покровов, тектонические движения становятся основным фактором изменений относительного уровня океана для большинства участков побережий Мирового океана для последних 5-6 тысяч лет (рис. 11.2). Однако способность земной коры реагировать на нагрузки проявляется не только при ледниковом воздействии. Интересным и мало изученным процессом является гидроизостазия, т.е. прогибание коры под нагрузкой водной массы, например, при поступлении талых ледниковых вод в какой-либо бассейн. В этом районе гидроизостатические движения должны были проявляться ярче всего из-за обширности бассейна и небольшой мощности литосферы под ним. Древние береговые линии островов позволили продемонстрировать прогибание дна относительно континентов. Естественно, что наибольшее прогибание должно наблюдаться в центральных частях акватории, где столб воды больше. Палеогеоморфологический метод 365 Изостатический эффект сказывается также при накоплениях мощных толщ осадков. Особенно наглядно это проявляется в дельтовых районах. Правда, при накоплении отложений кроме изостатического опускания происходит уплотнение осадка и проседание его кровли. Для районов интенсивной седиментации в дельтах крупнейших рек значительную роль играет одна из разновидностей изостататических процессов – уплотнение неконсолидированных сильно обводненных отложений. В частности, темпы погружения дельты Миссисипи за счет уплотнения осадочной толщи составляет 1 мм/год [Stanley et al, 1996]. Существенно влияние уплотнения осадочной толщи и многих других дельтовых областей, где суммарные темпы погружения составляют несколько мм в год: в дельте р. Эбро – 4-5 мм/год, р. Роны - 5 мм/год, р. По -1-3 мм/год, р. Нил – 4-5 мм/год [Stanley, 1997]. Проседания земной поверхности происходят и усиливаются также в результате хозяйственной деятельности человека. Дополнительная тяжесть городских строений Шанхая усугубляет уплотнение древних дельтовых отложений Янцзы. Хорошо известно погружение г. Венеция, расположенного в дельте р.По. Одним из примеров влияния искусственного осушения земель на темпы погружения представляет побережье Голландии, где дневная поверхность XV-XVI веков залегает на глубинах 6 м ниже современного уровня моря [Pirazzoli, 1996]. При хозяйственной деятельности человека значение имеет не только нагрузка сооружений, но и откачка подземных вод или нефти. Показателен в этом отношении пример района Лонг Бич в Калифорнии. Здесь в результате нефтедобычи за период с 1928 по 1971 гг. максимальное опускание поверхности прибрежной равнины составило 9,3 м. Максимуму нефтедобычи соответствует наивысшая скорость проседания земной поверхности - 71,9 см/год [Pirazzoli, 1991]. В последние годы получены принципиально новые выводы о региональных различиях в ходе послеледниковой трансгрессии океана вследствие изменения гравитационного поля (которое, как известно, определяется потенциальной функцией, называемой потенциалом силы тяжести). Гравитационное поле изменяется при перераспределении масс на поверхности и в недрах Земли - на границе ядра и нижней мантии, либо в астеносфере, а также при. таянии материковых льдов на ее поверхности. В результате этих процессов происходит деформация геоида. Поверхность океана является уровенной поверхностью потенциала силы тяжести. Это означает, что во всех пунктах водной поверхности потенциал равен одной и той же величине. При деформациях геоида потенциал меняется, и океанская масса воды вынуждена реагировать на это колебаниями уровня, неравномерными в разных районах. Вследствие изменения гравитационного поля поступающая в океан талая вода ледников должна растекаться неравномерным слоем. Деформации геоида могут приводить к изменениям уровня на 2-4 м за 100 лет [Mörner, 1995]. Колебания уровня, вызванные деформациями геоида, изменением гравитационного поля Н.-А. Мѐрнер предложил называть геоидальной изостазией. В настоящее время из-за неоднородности гравитационногo поля Земли водная поверхность отступает от правильной фигуры вращения, которая со- 366 Палеогеоморфологический метод ответствует среднему уровню океана. Океан имеет свой рельеф, где огромные впадины чередуются с поднятыми куполами. Амплитуда неровностей около 200 м. Неровности обусловлены неоднородностью строения глубоких слоев Земли и неодинаковым вследствие этого распределением силы тяжести. Н.-А. Мернер считает, что эти аномалии нестабильны во времени и пространстве. Вместе с их миграциями сдвигаются в горизонтальном и вертикальном направлении депрессии и выпуклости водной поверхности океана, изменяя форму палеогеоида. Такие смещения в рельефе геоида могут вызывать за короткое время локальные трансгрессии и регрессии довольно значительной амплитуды. Перечисленными в таблице 1 типами колебания уровня океана, возможно, и не исчерпаны все их виды и не все причины изменения водной поверхности названы. Возможно и дальнейшее более углубленное исследование проблемы. Неравноценен, конечно, и вклад каждого из типов колебания в результирующий общий процесс изменения поверхности океана. Отдельные виды колебаний уровня имеют глобальный характер, другие проявляются локально. Колебания уровня океана порождаются различного рода процессами. Некоторые их них постоянны, другие проявляются периодически, бывают просто случайные явления, происходящие одноразово. К постоянным процессам следует отнести поступление в океан мантийных вод, преобразование рельефа дна океанов, осадкообразование и др. Ярким проявлением периодических процессов могут служить гляциоэвстатические трансгрессии и регрессии. Случайные процессы, вызывающие колебания уровня, - тектонические движения, уплотнение осадков, вызванное землетрясениями, отрыв огромных кусков материкового льда. Некоторые исследователи считают, что от ледниковых покровов могут отрываться в океан значительные по площади части. Например, рассматривается возможность быстрого распада Западной Антарктиды. В этом случае произойдет геологически мгновенное повышение уровня океана на несколько метров. Для разных территорий и различных периодов времени определяющими будут неодинаковые процессы, вызывающие изменения уровня. В масштабе всего геологического времени главным процессом следует считать приток мантийных вод, в результате которого неуклонно повышается уровень океана. В течение фанерозоя определяющими для колебания уровня были процессы изменения рельефа дна (возникновение срединно-океанических хребтов и др.), углубление океанических чаш, осадконакопление. Для четвертичного времени наиболее характерны сменяющие друг друга гляциоэвстатические трансгрессии и регрессии. В современную эпоху, когда, по существу, закончилась послеледниковая трансгрессия, на авансцену вышли вертикальные тектонические движения. Это не значит, что они не существовали в период трансгрессий, но по скорости в большинстве случаев тектонические движения значительно уступали эвстатическому подъему уровня. Поэтому тектонически поднимающиеся побережья в послеледниковое время оказались погруженными, затопленными, и только после завершения послеледниковой трансгрессии на них стал сказываться эффект поднятия. Для выявления колебаний уровня, определяющих рельеф побережий, важен и территориальный подход. В областях оледенений, например, исключительное значение имеют гляциоизостатические движения. Они по скоро- Палеогеоморфологический метод 367 стям, как было показано выше, опережали гляциоэвстатическую трансгрессию, и поэтому в этих областях преобладали поднятия побережья. Реконструкции изменения уровня морей и океанов в общем случае основаны на установлении последовательностей вертикальных положений древних береговых линии за определенные периоды времени для конкретных участков побережий, на основе которой создаются графики изменения относительного уровня моря. Древние береговые линии рассматриваются как комплексы отложений и соответствующих им форм рельефа, сформировавшихся в прошлом при том или ином положении уровня моря относительно суши [Каплин, 1973; Вейнбергс, 1986]. Как справедливо отмечается, раздельное рассмотрение морфологии и строения древних береговых форм с одной стороны и разрезов береговых и прибрежных отложений с другой зачастую приводит к существенным искажениям не только в реконструкциях палеогеографической обстановки, но и в определении уровня моря в тот или иной период прошлого [Селиванов, 1996]. Выделение древних береговых линий основывается на анализе форм рельефа побережья и участвующих в их строении типов отложений, характерных для береговой зоны моря, включающих весь фациальный комплекс береговой зоны: пляж и подводный береговой склон, а также отложения тыловой части пляжа в случае, если они представлены типом с полным профилем. В умеренных широтах в этой зоне широко развиты эоловые отложения, слагающие современные и древние дюнные массивы. Для любого типа индикаторов общими остаются три основных требования: точность, сохранность и возможность определения возраста. Наиболее полно этим требованиям среди биоиндикаторов, присутствующих в осадочных толщах, отвечают погребенные (древние) горизонты торфяников. Реконструкция изменения уровня на основе данных по древним береговым линиям включает интерпретацию положения уровня моря по отношению к конкретному типу индикатора, оценку возможных погрешностей и его датирование. Каждый из этих этапов заключает возможность погрешностей, которые в сумме сказываются на точности реконструируемых положений уровня моря в прошлом [Pirazzoli, 1991]. При построении кривых изменения уровня важно не ограничиваться вынесением высотного/возрастного положения отдельного индикатора, но и показывать интервалы ошибки при определении высотного положения и диапазон временного интервала с учетом погрешностей определения возраста. Это не только повышает надежность реконструкции, но и позволяет более достоверно сопоставлять различные типы индикаторов положения уровня в прошлом. Среди геоморфологических индикаторов положения уровня моря в прошлом используется комплекс древних абразионных и аккумулятивных форм рельефа, расположенные выше и ниже современного уровня моря и фиксирующий положение береговой зоны в прошлом. Абразионные формы включают два крупнейших элемента: клиф и абразионную платформу, которая своей тыловой частью (тыловым швом) примыкает к клифу. Такой тыловой шов идентифицируют с соответствующим уровнем моря. Но обычно подошва клифа располагается несколько выше среднего уровня моря. Высота этой подошвы над уровнем моря зависит от 368 Палеогеоморфологический метод волновой экспозиции и прочности пород, слагающих клиф (рис. 11.3). Одним из наиболее точных индикаторов положения уровня моря на абразионном побережье считаются волноприбойные ниши, располагающиеся в основании клифа. Для образования волноприбойных ниш благоприятны положение клифа на открытом побережье, достаточно большие уклоны абразионной платформы и аккумулятивного подводного склона, запасы галечного материала на этом склоне и у подножия клифа. По-разному сказываются волновая экспозиция и сила волнения, литология и трещиноватость, определяющие абразионную устойчивость скальных пород, в которых вырабатывается клиф. В зависимости от сочетания перечисленных факторов волноприбойная ниша и подошва клифа могут располагаться почти на уровне моря или на 1-З м выше него. Абразионная платформа может использоваться для определения положения древнего уровня моря только при наличии признаков близости ее тылового шва (клифа). Такими признаками служат эрозионные котлы, ниши подтачивания и другие мелкие скульптурные формы рельефа. Поскольку в зоне заплеска и межприливной зоне известняки подвергаются наиболее активному растворению, формы их прибрежного растворения также могут служить индикатором древнего уровня моря. Для определения положения уровня моря на абразионных берегах широко используются биологические индикаторы (рис. 11.4), некоторые виды которых имеют очень узкий диапазон обитания по отношению к уровню моря Палеогеоморфологический метод 369 и в процессе жизнедеятельности создают характерные микроформы на поверхности клифов, но и представляют собой хороший материал для радиоуглеродного датирования [Hopley, 1986; Jardine, 1986; Laborel, 1986]. На скалистых берегах, зоны обитания морской фауны и различных типов водорослей обычно образуют полосы, располагающиеся параллельно уровню моря, отличающиеся между собой не только составом занимающих их организмов, но и характером (биоэрозией / биоконструкцией) их жизнедеятельности. Обычно выделяется супралитораль, занимающая полосу выше среднего уровня моря и представляющую зону обитания сине-зелѐных водорослей; литораль – примерно совпадающая с приливной полосой и занимаемая сине-зелѐными водорослями, гастроподами и коралловыми водорослями. Расположенная ниже сублиторальная полоса обычно наиболее богата обитающими в ней организмами. В ее верхней приурезовой полосе обитают бурые водоросли и разнообразные моллюски, живущие на твердом субстрате. Результатом жизнедеятельности этих организмов является серия биоэрозионных (норы, канавки, борозды и пр.) и биоконструкционных (биостромы, биогермы и пр.) форм микрорельефа, наиболее выраженные на берегах, сложенных осадочными, неустойчивыми к абразии породами. Небольшая группа водорослей, кораллы Lithophyllum lynoides и Lithophyllum oncodes, гастроподы Dendropoma и Spiroglyphus и кольчатые черви Idanthyrsus и Galeolaria занимают очень узкую полосу (от 10 до 20 cм) вблизи среднего уровня моря, что позволяет использовать их в качестве одних из наиболее точных и надежных индикаторов положения уровня моря [Baker and Haworth, 1999; Laborel, 1986]. Часто они присутствуют внутри водорослевых матов, биогерм и ниш, что дополнительно облегчает их поиск и использование. Большинство других биоиндикаторов имеют больший интервал обитания, поэтому чаще используются для определения верхней границы их обитания. Например, использование Balanus, найденного на сваях пирса античного времени, позволило провести реконструкции положения уровня моря в первые века нашей эры в гавани Марселя [Morhange el al., 1996]. Примеры использование биоиндикаторов для реконструкций изменения уровня моря известны для многих участков абразионных побережий: Средиземного моря, Западной Африки, Бразилии, Японии, Австралии [Piraz- 370 Палеогеоморфологический метод zoli, 1991, 1996]. Например, детальность реконструкции уровня моря по горизонтам реликтовых вермитид на побережье Крита достигает ±5 см [Thommeret et al, 1981], западного побережья Cреди-земного моря ±10 - 20 cм [Laborel et al., 1994], около ±50 cм для побережья Бразилии [Delibrias and Laborel, 1971]. Для аккумулятивных берегов в рельефе неприливных морей определеннее всего обозначается верхняя граница зоны прибоя, которая достигается 1 раз в N лет (например, при экстремальном штормовом нагоне). В морфологическом плане указанной границе может соответствовать вершина наиболее удаленной от берега бермы (берегового вала, построенного потоком волнового заплеска) или подножье авандюны. Основание авандюны для большинства пляжей располагается на отметке 1.8-2.5 м. В том же диапазоне отмечаются отметки экстремальных уровней при нагонах с повторяемостью 1 раз в 10-20 лет. Вместе с тем необходимо учитывать возможность локальных особенностей рельефа берегового склона, способствующих увеличению высоты нагона и волнового заплеска. Высота последнего R возрастает пропорционально уклону пляжа β, высоте H0 и длине волн L0 в открытом море и может быть оценена по известной формуле Ханта [Hunt, 1959]: R H 0 L0 . Если условия вдоль берега неоднородны, то в качестве характеристики высоты волн при вычислении R более уместным является использование высоты волн в точке обрушения, которая может варьировать вдоль берега. Поверхность аккумулятивной террасы в момент своего образования обычно находится выше уровня моря, и ее высота зависит от гидродинамических условий, а также от гранулометрического состава пляжевых наносов. Рост аккумулятивной формы осуществляется за счет причленения вновь образующегося берегового вала к мористому склону более древнего. В результате аккумулятивный чехол такой террасы представляет собой серию разновозрастных береговых валов, каждый из которых в момент своего формирования был пляжем. За высоту положения уровня моря относительно поверхности аккумулятивной террасы предлагается принимать среднюю высоту вала или генерации одновозрастных валов, из которых должно быть вычтено превышение их гребня над урезом воды. Эта величина в современных условиях определяется крупностью пляжевого материала и интенсивностью волнового воздействия и обычно изменяется в интервале от 1 до 2,5 м на побережьях внутренних морей до 3,5 - 5м на открытых океанских побережьях. В качестве основного критерия для установления направленности относительных изменений уровня моря используются различия в высотах береговых валов разновозрастных генераций. При относительном понижении уровня в процессе формирования аккумулятивной террасы высоты более молодых форм будут несколько ниже, чем более древних, слагающих тыловые части террас и, наоборот, в случае формирования террасы на фоне относительного повышения уровня моря. При стабильном уровне высота всех валов должна быть одинаковой [Зенкович, 1962 а; Леонтьев, 1961; Каплин, 1973]. Особенности использования морфологического анализа поверхности древних аккумулятивных террас при анализе изменений уровня морей и океанов детально разобраны в фундаментальной сводке В.П. Зенковича [1962], а также его учеников [Буданов др., 1957, 1960; Ионин, 1955; Берега Тихого океана, 1968 и Палеогеоморфологический метод 371 др.], которые особо обращали внимание на влияние крупности слагающих древние береговые валы отложений гидродинамических условий их формирования на их высотные отметки. Оба этих фактора требуют тщательного анализа при интерпретации различий в изменении высот различных генераций древних береговых валов при реконструкциях изменений уровня моря. Определение положения уровня моря в прошлом по высоте аккумулятивных или абразионных береговых форм на берегах со значительными приливно-отливными движениями представляет собой довольно сложную задачу. В качестве береговой линии на приливных морях чаще всего принимают линию уреза при среднем уровне прилива, однако она часто слабо выражена как в рельефе, так и в строении отложений приливной полосы. Тыловой шов бенча на абразионных берегах, вершина берегового вала и верхняя граница распространения пляжевых отложений на аккумулятивных берегах могут располагаться на самых различных отметках как внутри межприливной зоны, так и несколько выше, а иногда и ниже нее. Их положение определяется как параметрами прилива (величиной, периодом) в их соотношении с параметрами штормовых волнений, так и морфологическими и литолого-фациальными особенностями береговой зоны, которые определяют продолжительность стояния уровня на разных отметках в приливно-отливном цикле, интенсивность переформирования отдельных частей межприливной зоны и характер происходящего при этом перераспределения наносов. По этим причинам выделение уровня моря на древних приливных берегах, как правило, основывается на высотном соответствии отдельных форм рельефа приливного берега и среднего уровня моря. Если межприливная зона достаточно полога, а подводный береговой склон характеризуется более значительными уклонами, чем в предыдущем случае (около 0,001-0,005), то при наличии достаточного количества осадочного материала на осушке формируются сравнительно небольшие валообразные формы, как на большей части атлантического побережья США и некоторых берегах Северного моря. При средних величинах уклонов подводного берегового склона (около 0,003-0,01) морфологические и лито-фациальные особенности приливной осушки зависят от величины соотношения высоты прилива и штормовой активности. В случае преобладания штормового воздействия деформации поперечного профиля за счет действия приливов сравнительно невелики и сводятся к увеличению размеров и степени выраженности пляжа полного профиля вблизи уровня квадратурного прилива и развитию менее выраженной аккумулятивной формы у уровня квадратурного отлива. При наибольших уклонах подводного берегового склона (обычно >0,01) чаще всего формируется сравнительно выровненная поверхность осушки, сложенная умеренно сортированными отложениями, крупность которых обычно увеличивается вверх по профилю, и хорошо выраженный песчано-гравийный или галечный береговой вал выше уровня квадратурного прилива. В целом, на приливных берегах, сложенных рыхлыми породами, могут формироваться довольно сложные сочетания абразионных и аккумулятивных форм в пределах одного участка побережья. Например, на побережье Белого моря довольно широко распространены ситуации, когда вблизи уровня квад- 372 Палеогеоморфологический метод ратурного прилива располагается уступ размыва в породах ледникового комплекса со скоплением губообломочного материала у его подножия, ниже по профилю в межприливной зоне существует серия довольно устойчивых песчаных береговых валов, а у уровня квадратурного отлива в глинистых отложениях озерно-ледникового или озерно-морского генезиса формируется обширный бенч [Селиванов, 1984]. В других случаях возможно формирование крупного вала у среднего уровня малой воды, или сочетание бенча в нижней и средней частях осушки с береговыми валами в ее верхней части и выше уровня полной воды [Леонтьев и др., 1975]. Наряду с морфологическими особенностями рельефа побережья для реконструкции изменений уровня в прошлом широко применяется комплекс литолого-фациальных особенностей строения толщ прибрежных отложений. Особенно широко они используются при выявлении следов древних береговых линий, морфологически не выраженных в современном рельефе и погребенных под покровом более молодых отложений. Осадки зоны пляжа, формируясь в зоне прибоя, образуют надводную и подводные части аккумулятивной террасы. Их характерными чертами являются в грубых наносах хорошая окатанность и меньшая сортированность по сравнению с отложениями подводного склона, а также четко выраженная косая слоистость. Для зоны подводных валов характерно сочетание ритмической и косослоистой текстур. В зависимости от динамических условий отложения пляжа в настоящее время накапливаются в пределах от 4 м выше уровня моря и до глубин 2,5-3 м. Зона пляжа генетически приурочена к приурезовой полосе, находящейся под воздействием потока заплеска волн. Его границы определяются зоной разрушения с мористой стороны и верхним пределом заплеска волн со стороны берега. Толща пляжевых отложений характеризуется сложным и неоднородным строением, определяемым особенностями режима потока заплеска волн, представляющего собой пульсирующий плоский турбулентный поток воды, образующийся в результате окончательного разрушения волн у линии уреза на заключительном этапе развития прибойного потока В общем случае зону пляжа принято подразделять на надводную и подводную части. Однако Ю.С. Долотов [1982, 1989] на основании обзора литературного материала по морфологии, структурным и текстурным особенностям пляжевых отложений обосновывает целесообразность различать три подзоны, отвечающие воздействию волн различной силы: слабых, умеренных и сильных волнений. В отечественной и зарубежной литературе приводятся многочисленные описания структурных и текстурных особенностей пляжевых отложений для различных типов аккумулятивных берегов [Щербаков и др., 1975, 1978; Логвиненко, 1980; Ульст, Вейнбергс, 1975; Айбулатов, 1986; Аксенов, 1972; Зенкович, 1962; Гуделис и др, 1966; Reineck, Singh, 1972; Allen, 1967, 1982; Greenwood, Mittler, 1979; Davidson-Arnott, Greenwood, 1974, 1976; Niedoroda et al., 1984; Reineck, 1978; Davis, 1978 и многие другие]. Ю.С. Долотовым [1989] проведено суммирование наиболее общих, типичных особенностей гидродинамического режима, рельефа, состава отложений и текстур осадочной толщи (табл. 11.2). Важно отметить, что расположение и ширина динамических зон и подзон в плане, а также интервалы глубин, в которых они прослеживаются, Палеогеоморфологический метод 373 крупность и текстурные особенности осадков, а также размеры форм рельефа и масштаб их изменений — все это отличается большим разнообразием и зависит, в первую очередь, от конкретной энергетической обстановки среды, рельефообразования и осадконакопления в том или ином районе. Для реконструкции положения уровня моря в прошлом широко используются отложения приморских заболоченных территорий, режим которых тесно связан с морем, они имеют уровень обычно на 1-1,5 м выше среднего уровня моря. Анализ особенностей состава и пространственного положения в разрезе прибрежных толщ позволяет реконструировать не только условия седиментации, варьирующие в зависимости от степени осолонения прибреж- 374 Палеогеоморфологический метод ной акватории (лагуны, лимана, пресноводных условий и т.п.), но и сравнительно небольшие изменения в положении относительного уровня моря. При этом следует учитывать влияния климатически обусловленных факторов на цикличность седиментации в дельтах: (изменения темпов осадконакопления, уплотнения осадков, изменчивости поступления терригенного материала и речного стока и др.), не связанных с колебаниями уровня моря. Отложения ваттов и маршей, представленные чаще всего слоистыми толщами алевритов, песков и илов, благодаря присутствию обогащенных органикой прослоев хорошо поддаются радиоуглеродному датированию. Учитывая приуроченность зон торфонакопления к довольно четко локализованным гипсометрическим уровням, многие авторы рассматривают серии отложений ваттов и маршей в качестве надежных индикаторов даже небольших (десятки сантиметров) изменений относительного уровня моря. При этом анализируются имеющиеся в разрезах и колонках фациальные переходы, поверхности несогласия, взаимные смены сообществ, характерных для соленых маршей и пресноводных или субаэральных условий и т.п. Изучение маршевых торфяников позволило провести реконструкцию короткопериодных (столетия и даже десятилетия) изменений относительного уровня моря в среднем - позднем голоцене на побережьях Нидерландов [van de Plassche, Roep, 1989] и восточных штатов США [van de Plassche, 1991; Varecamp et al., 1992], что впервые открыло путь к сопоставлению геолого-геоморфологических данных с историческими и археологическими сведениями. Точность подобных реконструкций оценивается вышеупомянутыми авторами величиной порядка +/-10-20 см. При рассмотрении отложений ваттов и маршей в качестве индикаторов уровня моря и его изменений следует уделять особое внимание латеральному прослеживанию соответствующих горизонтов, в частности, выделению в них сравнительно грубозернистых, песчано-гравийных, а иногда и галечных, отложений приливных желобов, характеризующихся высокой сортированностью и располагающихся обычно немного ниже уровня квадратурного прилива. Маршевые торфяники достаточно точно (с отклонением не более 10-20 см) фиксируют высотным положением своей кровли средний уровень квадратурного прилива [Roep, Beets, 1988]. Однако использование маршевых торфяников в качестве индикаторов уровня моря требует внимательного изучения видового состава торфа, степени обогащенности минеральными веществами, характера и степени засоления и т.п. [van de Plassche, 1982]. Наиболее надежным индикатором положения уровня моря является нахождение в разрезе торфяника, подстилаемого субаэральными отложениями и перекрытого маршевыми илами. На изучении таких осадочных серий основаны наиболее детальные реконструкции изменений относительного уровня моря в голоцене на побережьях Великобритании, Нидерландов [Jelgersma, 1979; van de Plassche, 1982; Sherman et al., 1993]. При этом обычно предполагается, что осадконакопление происходит непрерывно, поступление осадочного материала в береговую зону не меняется как по характеру, так и по интенсивности, а гидродинамические факторы также остаются неизменными. В общем случае использование погребенных торфов для реконструкции изменения уровня позволяет получать их с точностью до ± 0,3-1,0 м. Реликтовые торфяники, в общем случае, характеризуются тремя типа- Палеогеоморфологический метод 375 ми залегания в разрезе прибрежных отложений: 1). Базальные: залегающие на поверхности континентальных отложений, перекрываемых сверху лагунными и прибрежно-морскими отложениями. Их формирование отражает постепенное смещение зоны избыточного увлажнения вслед за поднимающимся уровнем моря. При надежном палеоботаническом изучении, позволяющем контролировать условия формирования торфяников, этот тип торфов позволяет проводить наиболее детальные реконструкции уровня моря с точностью до 0,5-0,3 м. Примеры использования данного типа погребенных торфов приведены в ряде публикаций по различным побережьям Мирового океана (рис. 11. 5). 2). «Переслаивающиеся» торфа, отличающиеся залеганием в толще терригенных отложений (илов, алевритовых песков и т.п.). Характерны для внешних частей речных дельт и континентальных окраин лагун. В общем 376 Палеогеоморфологический метод случае они отражают периодическую смену условий седиментации от осолоненных мелководных водоемов к пресноводным, надводным. Данный тип торфяников представляет особый интерес, т.к. отражает неравномерный, прерывистый ход изменения уровня моря (рис. 11.6). 3). Непрерывные толщи торфов. Характерны для внутренних участков обширных заболоченных приморских низменностей с постоянным переувлажнением. В качестве индикатора изменений уровня выступает состав торфов, которые могут отражать переходы от типично пресноводных условий до слабоосолоненных. Как правило, для использования подобного типа торфяников для целей реконструкции уровня моря необходимы достаточно детальные палеоботанические исследования, направленные на выделение различных типов болотных сообществ в парагенезе приморских болот: от низинных до верховых. Одним из примеров детального изучения условий формирования и эволюции отложений приморских заболоченных территорий в голоцене является исследование торфяников Колхидской низменности [Богомолова, 1989, 1990]. В таблице 11.3 приведены оценки точности реконструкций положения уровня для основных типов индикаторов. Из приведенных в таблице данных видно, что погрешность оценок древних береговых линий почти никогда не становится меньше ±2,5м. Кроме этого, следует иметь в виду, что отчетливо выраженные береговые формы рельефа и разрезы, вскрывающие клиф и приклифовые отложения, встречаются крайне редко. Обычно они либо уничтожены последующей эрозией, либо скрыты под чехлом покровных образований. Тогда необходимы специальные геометрические построения для определения местоположения тылового шва морской террасы. Естественно, что подобные построения не отличаются точностью, что ставит под сомнение надежность некоторых реконструкций положения уровня моря в прошлом. Палеогеоморфологический метод 377 Малая точность многих признаков делает необходимым применение для реконструкций изменений уровня по нескольким параметрам (рис. 11.7) равной достоверности эта высота характеризуется по критерию, имеющему наибольшую точность. 378 Палеогеоморфологический метод Дополнительные сложности при анализе создает то, что многие признаки изменений уровня моря, в частности, из группы геологогеоморфологических, фиксируют не изменение уровня моря, а горизонтальное перемещение береговой линии, которое обусловлено не только смещением уровня моря, но и другими факторами, в частности изменениями бюджета наносов в береговой зоне. По этой причине целесообразно различать подъем или понижение уровня моря с одной стороны и трансгрессию или регрессию как движение береговой линии, фиксируемое, в частности, изменениями фациального состава отложений в разрезе, с другой [Swift, 1975; Carter, 1988]. В качестве примера реконструкций изменений уровня моря в голоцене приведем результаты комплексного изучения морфологии литологофациального строения голоценовых морских террас на побережье Японского моря (рис. 11.8), проведенных А.М. Коротким [1980]. На побережье Японского моря широко развита голоценовая терраса, высота которой колеблется в пределах 4—8 м. Гипсометрически она выше современных надводных форм и отделена от последних хорошо выраженным уступом. За зоной древних штормовых валов расположена аллювиальнолагунная терраса высотой 3-4м. Эта терраса наблюдается практически в устьях всех рек на побережье Японского моря и имеет сходное геоморфологическое строение и литолого-фациальный состав осадков. Радиоуглеродный возраст лагунных осадков в разрезе 3-4-метровой террасы (5,0-4,5 тыс. лет назад) уверенно сопоставляется с временем накопления пляжевых отложений в разрезе 5-метровой морской террасы, (5,5 – 6,0). Некоторое расхождение среди радиоуглеродных дат для поверхности Палеогеоморфологический метод 379 морской и лагунной аккумуляции, соответствующих максимуму голоценовой трансгрессии, вероятно, определяется тем, что возникновение барьерных форм предшествует осадконакоплению в лагунах [Короткий и др., 1976]. На возникновение поднятой голоценовой береговой линии на побережье Японского моря существовали различные взгляды: образование этой береговой линии определяется тектоническим поднятием суши на фоне замедления эвстатического повышения уровня Мирового океана [Медведев и др., 1961] с неотектоническими движениями земной коры в районе Приморья [Соловьев, 1963; Кулаков, 1973]. На основании предположения о преобладании в плейстоцене погружения материкового побережья Японского моря, образование 4-6-метровой морской и 3-4-метровой аллювиально-лагунной террас связывалось с понижением уровня Мирового океана [Короткий, 1980]. В пользу этого предположения свидетельствуют результаты комплексного изучения голоценовой аллювиально-лагунной террасы, которые показали, что в строении террасы на всем протяжении береговой зоны отмечается совпадение по высоте (+2,5-3,0м над уровнем моря) и возрасту (конец атлантического-начало суббореального периода) кровли лагунных слоев. Это трудно объяснимо с позиции тектонического поднятия береговой зоны в голоцене с учетом неоднородности его геологического строения. Выдержанность по высоте хорошо объясняется формированием пачки илов близ единого базиса эрозии (+2-3 м над современным уровнем моря) и быстрым по времени прекращением процесса осадконакопления в результате понижения уровня моря. 11.2. Установление направленности и интенсивности тектонических движений Одна из наиболее распространенных и, одновременно, наиболее сложных задач, решаемых с привлечением палеогеоморфологического метода при изучении палеогеографического развития морских побережий, связана с установлением направленности и интенсивности тектонических движений. В общем случае выявление и оценка тектонических движений на побережьях Мирового океана основывается на анализе изменений гипсометрического положения одновозрастных древних береговых линий в пределах прибрежной суши, представленных толщами лагунных и прибрежно-морских отложений во впадинах побережья, а также различными формами рельефа морского генезиса (береговые террасы, клифы и т.д.). Особый интерес представляет изучение морских террас, которые во многих случаях служат важнейшим составным элементом рельефа побережья. Они легко прослеживаются на значительные расстояния и обычно рассматриваются как своеобразные реперы, отмечающие крупные палеогеографические события по окраине континента. На некоторых побережьях, особенно в пределах островных дуг, террасы образуют последовательность террасовых ступеней - своеобразная лестница террас, где снизу вверх одновременно увеличивается возраст и абсолютные отметки уровней (рис. 11.9). Так, например, на о-ве Сахалин, Курильских и Японских о-вах верхние ступени террасового ряда плиоценового и нижнечетвертичного возраста рас- 380 Палеогеоморфологический метод полагаются на отметках 200-300 м [Александров, 1973], а на Камчатке подняты даже на высоту 600-800 м и больше над уровнем моря [Мелекесцев и др., 1974]. Изучение террасовых рядов показало, что они приурочены исключительно к воздымающимся участкам морских побережий. В районах, в тектоническом отношении относительно стабильных или испытывающих тектони ческое погружение, они не образуются или же их количество сокращено, а их высоты незначительно превышают современный уровень моря [Кулаков, 1973]. Во многих случаях данные комплексного изучения разрезов террас свидетельствуют о формировании последних в условиях морских трансгрессий межледниковых эпох. Однако существующие данные по возрасту и условиям формирования террасовых рядов показывают, что существует более сложная зависимость между основными факторами формирования террас, среди которых особую роль могут играть локальные факторы [Измайлов, Несмеянов, 1995]. Вертикальные тектонические движения оцениваются по деформациям одновозрастных древних береговых линий, отвечающих определенным положениям уровня моря в прошлом. Положение древних береговых линий фиксируется как по расположению ряда форм рельефа (древние береговые аккумулятивные и абразионные террасы), так и на основании присутствия фациальных типов осадков, генетически связанных с береговой зоной моря. Вопросы методики реконструкции вертикальных тектонических движений рассматривались в ряде работ, посвященных истории развития побережий Дальневосточных [Берега Тихого океана, 1967; Кулаков, 1980; Корот- Палеогеоморфологический метод 381 кий и др., 1997; Буданов, Медведев, 1961], Балтийского [Вайнберг, 1986] и Черного [Несмеянов, Измайлов, 1995] морей. Принимая во внимание, как правило, незначительные темпы неотектонических движений прибрежных территорий за пределами центров плейстоценовых оледенений, итоговые амплитуды вертикального смещения за голоцен оказываются в пределах погрешностей оценок (см. предыдущий раздел), поэтому наибольший интерес представляет анализ вертикальных движений побережья на основании результатов изучения распределения высотного положения и деформаций плейстоценовых морских террас. Изучение тектонических движений морских побережий представляет собой достаточно сложную задачу, что связано как с методикой корреляции прибрежных террас, их недостаточной изученностью (в первую очередь – геохронологической), так и с малой точностью оценок тектонических движений, допускающих, в ряде случаев, неоднозначность оценок тектонических движений. Указанные методические и региональные особенности обусловливают исходные ограничения и возможность неоднозначных оценок деформаций геоморфологических уровней и, соответственно, темпов и направленности молодых тектонических движений. В основе современного подхода к анализу неотектонических движений на морских побережьях на основе изучения высотного положения морских террас и древних береговых линий положен сравнительный анализ профилей, пересекающих весь ряд плейстоценовых террас, присутствующих на конкретном участке побережья. Использование профилей позволяет привлечь к корреляции весь комплекс морфологически выраженных следов древнебереговых линий. Кроме этого, привлечение данных по литологическому строению и стратиграфии прибрежно-морских отложений позволяет выделить погребенные морские террасы, перекрываемые чехлом покровных отложений. Это значительно повышает полноту исходных данных для корреляции отдельных морских террас. Крайне важно при сопоставлении разновозрастных уровней использовать схему тектонического районирования, позволяющую установить структурную приуроченность каждого профиля, и даже разных их частей, когда профили пересекают несколько новейших структур. Использование такой схемы дает возможность определить влияние основных и поперечных структур, разделить блоковые и пликативные деформации, сконцентрировать внимание на границах блоков [Несмеянов, 1992]. При значительной ширине зоны древних береговых линий нижняя (молодая) и верхняя (древняя) их части могут оказываться в разных тектонических блоках, что может существенно исказить представление о строении террасового ряда и внести искажения в итоговые построения. Очевидным обстоятельством, снижающим достоверность оценок скоростей молодых вертикальных тектонических движений, является несовершенство абсолютных датировок палеогеографических этапов. Для древних этапов основным является малочисленность и малая точность датировок, а для позднего плейстоцена — наметившаяся в последние годы необходимость пересмотра и отбраковки радиоуглеродных датировок [Арсланов, 1987; Измайлов, 1990; Несмеянов, 1992 и др.]. Кроме этого, выделение древних береговых линий по комплексу разнообразных материалов проводится с различ- 382 Палеогеоморфологический метод ной точностью, находящейся в пределах ±2-10м [Несмеянов, Балабанов, Измайлов, 1987], что часто практически полностью перекрывает интервал исходных различий в амплитудах разновозрастных плейстоценовых трансгрессий. При рассмотрении тектонических движений регионального плана следует учитывать, что их темп относительно невелик, они действуют направленно в течение длительного времени и поэтому определяют в конечном счете наиболее существенные черты морфоструктурного плана и долговременную тенденцию развития крупных районов побережья. Поэтому для получения представлений о режиме тектонических движений какого-либо участка берега необходимо изучить геоморфологическое строение достаточно широкой зоны побережья. Хорошим показателем служат долины высокопорядковых рек, строение которых в нижнем течении определяется режимом тектонических движений побережья и гляциоколебаниями уровня океана. В качестве примера реконструкции характера тектонических движений с использованием комплекса индикаторов (рис. 11.10) ниже кратко приводятся результаты оценки проявления тектонических процессов в прибрежной зоне Сахалина, проведенные А.М. Коротким [Короткий и др., 1994]. Побережье Японского и Охотского морей развивалось в условиях дифференцированных тектонических движений, направленность которых в плейстоцене сохранялась для отдельных блоков, но отмечались смены знаков и интенсивности движений [Александров, 1973; Кулаков, 1973]. Неравномерность проявления тектонических процессов в прибрежной зоне Сахалина фиксируется разновозрастными морскими террасами, погружением депрес- Палеогеоморфологический метод 383 сий, также восточно- и южно-сахалинского шельфа. Широкое развитие высоких морских террас на побережье Западного Сахалина и в отдельных блоках Северного и Восточного Сахалина — показатель восходящих тектонических движений. Детальное изучение морских террас западного и южного побережья о.Сахалин показало, что верхний комплекс (QI-II ?) формировался в условиях интенсивного воздымания (общая амплитуда поднятия от современного уровня до 120 м), а нижний комплекс (QIII-IV) по своим высотным характеристикам более соответствует колебаниям уровня моря на фоне замедления движений как поднимающихся, так и опускающихся блоков. В целом же морской террасовый ряд япономорского побережья о. Сахалин, свидетельствующий о сводовом воздымании морфоструктуры, не имеет четкой высотной дифференциации в пределах морфоструктурных зон с различной направленностью движений. Распределение мощностей четвертичных отложений в депрессиях Южного Сахалина показывает, что активное погружение по времени отвечает раннему — среднему плейстоцену, с чем связаны их широкое распространение и значительная мощность (85—150 м). Более молодой комплекс отложений (Q III-IV). накопление которого в приморских частях депрессий контролировалось колебаниями уровня моря, по своим мощностям и набору фаций сходен с таковым для разрезов переуглубленных долин шельфа Южного Приморья. Вероятно, осадконакопление в позднем плейстоцене в этих частях впадин контролировалось эвстатическим, а не тектоническим фактором, с чем связано появление верхнеплестоценовой морской террасы по бортам впадин и высокое гипсометрическое положение кровли морских слоев новотроицкого горизонта. В пределах восточно-сахалинского шельфа мощность четвертичных отложений не превышает 80 м, причем подошва отложений этого возраста расположена на глубинах от -85 до -130 м при наибольшей мощности в скважинах около 80 м. Режим осадконакопления соответствовал умеренному погружению внешнего шельфа, прекращению аккумуляции во время регрессии за исключением участков шельфа с переуглубленными долинами. Максимум аккумуляции на шельфе совпал со средним плейстоценом, которому отвечает широкое распространение осадков. Отложения верхнего плейстоцена при их значительной мощности (от 25 до 53 м) пространственно приурочены к переуглубленным долинам. Такое распределение мощностей и фаций свидетельствует об эвстатическом факторе осадконакопления с образованием переуглубленных долин во время регрессий и заполнением их осадками при трансгрессиях. Таким образом, при cопоставлении мощностей и фаций четвертичных отложений в пределах восточно-сахалинского шельфа, центральносахалинских депрессий и высотных характеристик морских террас Западного Сахалина установлены две фазы тектонической активности. Первая из них, по возрасту соответствующая эоплейстоцену - среднему плейстоцену, характеризуется повышенной контрастностью тектонических движений, которой отвечает поднятие западно-сахалинского побережья (с амплитудой до 120150 м), опусканием центрально-сахалинских депрессий и восточносахалинского шельфа (с амплитудой до 150 - 200 м). Вторая фаза (поздний 384 Палеогеоморфологический метод плейстоцен - голоцен) характеризуется замедлением темпов тектонических движений и превалированием эвстатического фактора в режиме осадконакопления и интенсивности геоморфологических процессов [Короткий и др., 1994]. 11.3. Геохронология и корреляция плейстоценовых морских террас Определяющее значение для корреляции имеет развитие методов абсолютной геохронологии (радиоуглеродный, калий-аргоновый, трековый, торий-урановый, аминокислотный, термолюминесцентный и т.д.). Наибольшее количество датировок выполнено по изотопам уранового ряда, причем сопоставимость датировок фрагментов кораллов довольно высока. По этой причине наиболее комплексные и детальные исследования серий поднятых морских террас приведены в тропических и субтропических широтах: Новая Гвинея, о. Тимор, о-ва Рюкю, Гавайские о-ва, Калифорнийский п-в, атоллы Тихого океана и др. Перспективным представляется применение (пока еще ограниченное) гелий-уранового метода, диапазон уверенного датирования которого охватывает большую часть плейстоцена. Этим методом, например, датированы коралловые террасы о. Барбадос. В настоящее время получают развитие электропарамагнитного резонанса, термолюминесцентный и аминокислотный методы датирования. Последний из них уже широко применялся для определения возраста террас тихоокеанского побережья США, на Баффиновой Земле, в Средиземноморье. К сожалению, все имеющиеся в арсенале исследователей методы страдают известными ограничениями (по возрасту, датируемому материалу, точности и др.), многие из них, исключая радиоуглеродный, еще не достаточно разработаны. Поэтому единичны определения абсолютного возраста раннеплейстоценовых образований, недостаточно датировок и для среднего плейстоцена. Статистическая обработка имеющихся торий-урановых, калийаргоновых, наиболее надежных радиоуглеродных и некоторых других датировок поднятых плейстоценовых морских террас древнее 30 тыс. л.н. показала, что возраст большинства из них сосредоточен в интервалах около 30-40, 60, 70, 70-90, 100-110, 120-140, 170-180, 200-230, 310-360, а также 500-600 тыс. л.н. [Каплин, Селиванов, 1987]. В целом, они совпадают с эпохами крупных межледниковий и глобальными потеплениями. Наибольшее количество датировок относится к эпохе межледниковья начала позднего плейстоцена (микулинского, эемского, сангамонского), причем во многих районах (Арктическая Канада, Северная и Южная Каролина, Большой Барьерный риф Австралии, Новые Гебриды, Гавайи, Калифорния, Ангола, Джибути в Восточной Африке) выделяются, по крайней мере, две группы террас этой эпохи возрастом около 125 и 80-100 тыс.л., а на Барбадосе, Ямайке, Новой Гвинее, Мальорке, севере Новой Зеландии - даже три-четыре группы (возраст 130140, 118-122, 100-105 и 75-85 тыс.л.н.). Последние две, возможно, относятся уже к ранним межстадиалам вюрма-валдая. На основе полученных в последние годы датировок трех тирренских террас Западного Средиземноморья установлена их приуроченность к последней межледниковой эпохе. Высота террас этого возраста на океанических островах составляет обычно от 2-3 до 10-12 м, в среднем 5-6 м. Сходные Палеогеоморфологический метод 385 высоты соответствующих коралловых сооружений и других береговых форм рельефа отмечаются на Большом Барьерном рифе, у западного побережья Австралии (о. Роттнест), на о. Тимор, побережьях Калифорнийского залива, Аляске, Алеутских островах. Большие высоты характерны лишь для таких поднимающихся островов, как Барбадос, Рюкю, Новая Гвинея, Новая Зеландия, тектонически активных участков побережий Средиземноморья, а также тихоокеанского побережья Калифорнии, изостатически поднимающихся Баффиновой Земли, Норвегии и т. д., а меньшие (-8, -10 м) - для погружающихся побережий Северного моря. В большинстве регионов береговые линии конца этого межледниковья располагаются ниже, чем береговые линии его начала. Можно предполагать, что средний уровень океана около 125 тыс. л.н. превышал современный на 57 м, а 100-80 тыс.л.н. был на 10-15 м ниже его. Лишь на юге Африки и в ряде районов Средиземноморья позднеэемские уровни моря, возможно, превышали раннеэемские. Превышение современного среднего уровня океана во время последнего межледниковья можно объяснить как меньшей емкостью океанических впадин, так и превышением объема океана относительно современного на 2-2,5 млн кмЗ и, соответственно, меньшим объемом покровного оледенения. Значительно более фрагментарны геохронологические данные о береговых линиях предшествующих эпох. Около 190-230 и 310-360 тыс.л.н. формировались поднятые береговые линии на побережье Северной и Южной Каролины, Баффиновой Земли, на Барбадосе, западе Италии, побережье Южной Африки, о-вах западной части Индийского океана, юго-востоке Австралии, Новой Гвинее, Тиморе, северном острове Новой Зеландии, юге архипелага Рюкю, центре о. Хонсю, о-вах Новые Гебриды, Таити, тихоокеанском побережье Калифорнии. Большинство из них тектонически деформированы, однако в ряде случаев фиксируется приуроченность террасы к высотам соответственно +10...+15 и +15... +20 м. Вероятно, эти береговые линии связаны с предшествующими межледниковыми эпохами, средний уровень океана во время которых был выше современного и, возможно, выше уровня во время эемского межледниковья. Хронологию гляциоэвстатических колебаний уровня Мирового океана невозможно полностью реконструировать по датировкам поднятых террас, которые фиксируют в основном трансгрессивные стадии. Однако регрессии, их разделяющие и соответствующие эпохам оледенений, плохо поддаются определениям. Регрессивные стадии должны фиксироваться погруженными береговыми линиями. Подводные береговые террасы на шельфе сохраняются плохо, так как во время повторных трансгрессий и регрессий они разрушаются в зоне прибоя, мигрирующей по шельфу. В случае же сохранения отдельных фрагментов подводных террас технически пока еще очень трудно извлечь из них материал, пригодный для определения абсолютного возраста. Хорошо известны лишь определения абсолютного возраста береговых линий, отмечающих регрессивную стадию времени последнего оледенения. Серии подводных аккумулятивных береговых линий с радиоуглеродными датировками от 20 до 6 тыс. л. н. известны у берегов Японского, Желтого, Восточно-Китайского, Северного морей, Атлантического побережья США и Бразилии, некоторых ост- 386 Палеогеоморфологический метод ровов Тихого океана. Глубина их распространения достигает 100-130, реже 140-160 м [Pirazzoli, 1991, 1996]. Наиболее часто береговые линии встречаются на глубинах 80, 30 и 20 м и имеют возраст соответственно 15, 10 и 8 тыс. л. н. Крайне немногочисленны данные о погруженных береговых линиях древнее последнего оледенения. Во время последнего среднеплейстоценового оледенения (180-140 тыс. л. н.) уровень Карибского моря опускался ниже 45 или даже 60 м. В Северной Австралии погруженная береговая линия на глубине около 200 м датируется по изотопам урана 170 тыс. л. н. На глубине около 70 м отмечается в районе о. Тимор также внутриэемская береговая линия возрастом около 115 тыс. л. н. Понижения уровня до отметок ниже -20 м отмечались около 105 и 85 тыс. л. н. на Бермудских о-вах. Вероятно, эвстатические колебания уровня океана размахом, по крайней мере, в несколько десятков метров, происходили в течение крупных межледниковых эпох и были связаны со значительными изменениями объема оледенения, что подтверждается изотопно-кислородными данными по глубоководным отложениям. Остается пока открытым вопрос об уровне океана в середине позднего плейстоцена (50-25 тыс. л. н.). После установления возможного значительного омоложения радиоуглеродных датировок раковин морских моллюсков, кораллов и другого материала, относящихся к этой эпохе, более вероятным представляется, что средний уровень океана в это время не достигал современного. В Северном Приморье, на атлантическом побережье США, во Флориде, на Багамских о-вах он достигал -10 - -15м, в районе Барбадоса, Бермудских о-вов, в Южно-Китайском и Восточно-Китайском морях, вероятно, не превышал -30 - -40 м. Поднятые береговые линии этого возраста известны на тектонически активных тихоокеанском побережье Калифорнии, Аравийском п-ве, в Японии, на Курилах, Камчатке, в Северном Приохотье, на северном острове Новой Зеландии. Сложнее объяснить широкое распространение датированных не только радиоуглеродным, но также торий-урановым и аминокислотным методами и поднятых террас возрастом 30-50 тыс. л. на высотах 4 -10 м в Арктической Канаде, на Аляске и в Восточной Арктике, а также на северо-западе Индии. Обращает на себя внимание приуроченность этих районов к "впадинам" современной поверхности океана. Возможно, из-за расположения центров оледенения, а также иных причин; поверхность геоида в эту эпоху заметно отличалась от современной, например, в сторону меньшей контрастности. Достаточно полная картина колебаний уровня океана может восстанавливаться при комплексном исследовании отдельных регионов и дальнейшей корреляции полученных результатов. В таких случаях эффективные данные могут быть получены при изучении серий как надводных, так и подводных береговых линий. Классическими считаются работы, проведенные по датированию серий поднятых террас на о. Новая Гвинея [Bloom et al., 1974], о. Барбадос [Mesolelia et al., 1970], о-ва Рюкю [Bloom, 1974]. На этих островах, характеризующихся высокими скоростями тектонических поднятий (до 11 м/тыс. л.), образовались четко выраженные, построенные из коралловых рифов, расположенные друг над другом террасы, число которых может достигать 15-20. Серии этих террас были продатированы радиоуглеродным и урановыми методами в возрастном диапазоне от голоцена до среднего плей- Палеогеоморфологический метод 387 стоцена. На основании этих датировок делались неоднократные попытки сопоставлять эпохи формирования террас с глобальными климатическими изменениями [Каплин, 1976]. Впечатляющие исследования проведены на побережье северного острова Новая Зеландия новозеландскими и японскими исследователями. Комплекс террас изучается здесь с применением радиоуглеродного, аминокислотного, уран-ториевого, трекового, тефрохронологического и других методов [Ota, 1987]. В результате исследований удалось определить возраст трех плейстоценовых поднятых береговых линий: 80, 120-130 и 220-230 тыс. л. н. Высота этих террас на протяжении 200-300 км вдоль побережья меняется в довольно больших пределах. Самая молодая из названных террас варьирует по высоте от 5. до 215 м, береговая линия возрастом 120-130 тыс.л.н. - от 10 до 300 м и наиболее древняя - от 20 до 430 м. Этот пример свидетельствует о том, насколько ненадежными могут быть корреляции террас только по их высотным отметкам. Значительные исследования в последние годы проводятся на побережье и шельфе Китая. Обобщение данных изучения кернов бурения на шельфе и колонок глубоководных морских осадков позволило выделить пять морских трансгрессий: 293-215, 198-114, 100-80, 40-35 и 12 тыс. л. н. [Каплин, Селиванов, 1987]. Последней глубокой регрессией моря признается понижение уровня на 130 м 17 тыс. л. н. [Qin Yunshan, 1987]. Таким образом, благодаря широкому применению методов абсолютной геохронологии, в последние годы удалось определить возраст и гипсометрическое положение множества береговых линий средне- и позднеплейстоценового возраста. Эти определения относятся к областям активных тектонических движений и интенсивного вулканизма (трековый метод), а также к тропическим островам в основном также тектонически активной переходной зоны. Корреляция таких террас затруднена, так как террасы в этих районах отражают, в первую очередь, проявления локальных тектонических движений, и их формирование не всегда связано с глобальными событиями четвертичного периода. Их трудно сопоставлять еще и потому, что уровни террас вследствие неравномерности тектонических движений варьируют, как мы видели выше, в очень широких пределах. Больше того, межрегиональная корреляция береговых линий между собой и с глобальными изменениями климата несовершенна из-за ошибок измерения возраста методами абсолютного датирования. Они достигают 15%, т.е. при возрасте, например, 300 тыс. л. н. неопределенность равна +30-50 тыс. л., тогда как климатический цикл, включающий межледниковье, оледенение и новое межледниковье, мог длиться около 50 тыс. лет. С некоторой долей условности поднятые береговые линии можно разделить на три группы: террасы активных тектонических районов, террасы областей поздне- и послеледникового изостатического поднятия и террасы тектонически стабильных регионов. Наиболее информативными, пригодными для дальних корреляций, могут быть береговые линии платформенных областей, испытывающих слабые, малодифференцированные движения на значительных протяжениях побережий. К сожалению, данных по береговым линиям таких территорий сравнительно мало. Во многих платформенных областях и даже в районах мезозойской складчатости четвертичные береговые 388 Палеогеоморфологический метод линии не развиты или выражены весьма фрагментарно. Показательны в этом отношении побережья дальневосточных морей России. А.П. Кулаковым [1974] показано, что плейстоценовые береговые террасы этого региона распространены только в пределах островной части и на п-ве Камчатка. На материковом побережье поднятых морских террас не обнаружено, что, видимо, свидетельствует об устойчивом опускании шельфа и побережья Японского и Охотского морей. Вероятно, большое значение для реконструкции палеоуровней и климатических условий четвертичного времени имела бы информация о береговых линиях Африки. Однако они изучены еще недостаточно полно, и не проведена их внутрирегиональная корреляция Таким образом, на современном этапе исследований изучение древних береговых линий, как индикаторов колебаний уровня Мирового океана, пока дает лишь ограниченную информацию о локальных относительных изменениях уровня моря, главным образом, тектонического происхождения. Это связано с несколькими обстоятельствами. Хорошо выраженные лестницы последовательно различающихся по возрасту террас встречаются на побережьях мира не часто. Они, как правило, приурочены к резко активным тектоническим областям и поэтому фиксируют этапы развития отдельных геоструктур. Существуют трудности в прослеживании на больших протяжениях основных "цикловых" береговых линий. Это связано не только с дифференцированными движениями, но и с тем, что первоначально, в зависимости от физико-географических условий, береговые линии закладываются на разных гипсометрических уровнях, уничтожаются последующими экзогенными процессами. Среди исследователей отсутствует единый подход, однозначная методика выделения береговых линий. К сожалению, еще часты случаи, когда за береговые террасы принимаются структурные или денудационные ступени и уступы, а за морские отложения - осадки другого генезиса. Кроме того, в большинстве случаев не разделяются береговые линии, формирование которых обусловлено крупными палеогеографическими изменениями природной обстановки, и террасы, созданные в ходе одного регрессивного или трансгрессивного цикла, когда береговые формы рельефа возникают не в результате колебаний уровня или даже его остановки, замедления, а вследствие изменения в строении берегового склона, по которому смещается регрессирующий уровень. При отсутствии единой комплексной методики выделения древних береговых линий в литературе не накапливается достаточно много сопоставимых данных для проведения корреляций. Одна из главных причин невозможности дальних корреляций береговых линий - ограниченная применимость существующих методов абсолютного датирования для этих целей. Эти методы - калий-аргоновый, модификации уранового, трековый и радиоуглеродный - ограничены или по диапазонам возраста, или по непригодности материала, используемого для определения абсолютного возраста, а также из-за низкой их точности. Поэтому очень мало датировок ранне- и среднеплейстоценовых террас, затруднено определение возраста береговых отложений полярных и умеренных широт из-за частого отсутствия органического или карбонатного материала, и т.д. Решение проблемы корреляции четвертичных береговых линий резко продвинется вперед, если будет разработан достаточно универсальный метод (или группа методов) определения абсолютного возраста, охватывающий весь возрастной диа- Палеогеоморфологический метод 389 пазон четвертичного периода, и при использовании которого возможно датирование по достаточно широко распространенному материалу, слагающему типичные береговые формы. Перечисленные проблемы не являются непреодолимыми, но предполагают новый подход к исследованию береговых террас, а через них к проблеме колебаний уровня океана. 11.4. Реконструкция эволюции береговых аккумулятивных форм При изучении истории развития морских побережий палеогеоморфологический анализ направлен, как правило, на решение двух основных задач: реконструкцию динамики контура береговой линии на различных этапах развития побережья и особенности эволюции береговых форм. Первая задача связана с реконструкцией плановых очертаний берега в определенных масштабах времени, определяемым влиянием комплекса различных факторов (изменениями уровня моря, гидрометеорологических условий и бюджета наносов береговой зоны), определяющих конфигурацию береговой линии. Эволюция береговых аккумулятивных форм связана с реконструкцией их развития как морфо-седиментационных образований под влиянием изменений уровня моря. 11.4.1. Изменения контура береговой линии Изменение плановых очертаний береговой линии в общем случае основывается на выделении и сравнении разновозрастных береговых линий на основе морфологического строения прибрежной территории и литологофациальных особенностей прибрежных отложений. Как правило, наиболее благоприятными для решения подобных задач являются участки побережья, которые характеризовались положительным бюджетом наносов, т.е. существовали условия для непрерывного или периодического возникновения береговых аккумулятивных образований. К таким, как правило, относятся окраинные участки приустьевых областей рек или участки абразионноаккумулятивных берегов, на которых клифы сложены рыхлыми, легко размываемыми отложениями. Одним из примеров реконструкции изменения береговой линии в полосе прибрежного шельфа являются результаты исследований Института океанологии АН СССР на Черноморском побережье, позволившие установить последовательность смещения древних береговых линий (рис. 11.11), сформировавшихся в ходе голоценовой трансгрессии [Невесский, 1967]. В ходе этих исследований были также развиты основные критерии для выделения древних береговых образований по комплексу морфо-седиментационных признаков. Реконструкции динамики плановых очертаний береговых аккумулятивных форм для морских дельтовых побережий приводятся в многочисленных работах по Черноморско-Средиземноморскому региону: дельте Кубани [Арсланов и др., 1989], Дуная [Panin, 2007]. Динамика морского края дельтовых побережий Средиземного моря рассматривалась как в обобщающих работах, посвященных эволюции дельт в голоцене, так и большом числе отдельных работ, посвященным дельтовым участкам рек По [Stefani, Vincento, 2005], Эбро [Samoza et al., 1998], Роны [Vella et al, 2005], Нила [Stanley, 2003] и др. В качестве одного из примеров на рис. 11.12. показана последовательность выдвижения дельты Кубани, отражающая периоды повышенного выноса речных наносов и замедления темпов относительного повышения уровня Азовского моря. 390 Палеогеоморфологический метод Палеогеоморфологический метод 391 Многочисленные примеры динамики контура береговой линии за последние 4,5-3,0 тысячи лет выполнены для ряда участков восточного Причерноморья: п-ва Пицунда, Сухумской бухты и др. [Балабанов, 2009]. 11.4.2. Реконструкции эволюции береговых аккумулятивных форм в ходе голоценовой трансгрессии Крупномасштабные колебания уровня Мирового океана и его морей в плейстоцене-голоцене сопровождались значительными изменениями рельефа и процессов осадконакопления на морских побережья и прилежащих шельфах. Динамика рельефа и осадконакопления в условиях изменений уровня на примере послеледникового подъема уровня океана детально рассмотрены в работах В.П. Зенковича [1962], П.А. Каплина [1973], Ю.А. Павлидиса [1992], И.Г. Вейнбергса [1991], Ф.А. Щербакова [1983], М.Н. Алексеева, А.А. Чистякова и Ф.А. Щербакова [1986], Ю.С. Долотова [1989]. В ходе голоценовой трансгрессии океана произошло затопление прибрежных равнин и образование своеобразного рельефа и сложного комплекса осадков верхней части шельфа. Затопленными оказались многие субаэральные формы рельефа, а в осадки шельфа были закономерно включены береговые и аккумулятивные образования, залегающие в толще морских осадков в виде серии реликтовых комплексов береговых валов. Среди реликтовых отложений, залегающих как на поверхности дна, так и в толще донных осадков, значительное место занимают типичные береговые образования. В ходе трансгрессии береговая зона мигрировала вверх по шельфу, в толщу шельфовых осадков оказались закономерно включенными береговые аккумулятивные образования. В дальнейшем береговые формы захоронялись под покровом более молодых морских отложений. Особенностью строения отложений верхней части шельфа является чрезвычайно широкое распространение в их толщах различного рода береговых образований. Во многих случаях (особенно в лагунных районах) толща голоценовых осадков верхней части шельфа представляет собой серии сопряженных линзовидных прослоев. Наиболее часто и четко определяются два типа линз: относительно более грубозернистых, чем окружающие, отложений. Они обычно четко ограничены и сложены песками, часто крупнозернистыми, с примесью гравия и гальки. Нередко среди песка встречается битая и окатанная ракуша; 2) линзы алевритовых или глинистых илов, с наличием угнетенной тонкостенной фауны, высоким содержанием органики. Линзы второго типа как бы прислонены к линзам грубозернистых осадков и встречаются в комплексе с ними. Рассмотренные литологические признаки, так же как характер пространственного залегания, показывают, что подобные комплексы являются реликтами лагун с остатками сочленяющих береговых форм (линзы грубозернистого материала) и линзами лагунных илов, отложившихся за этими формами. В ряде случаев вверх по разрезу и одновременно в направлении современной береговой линии можно проследить серию подобных комплексов — своеобразную «лестничную» структуру, состоящую из линз осадков различного генезиса. Прибрежно-морские толщи голоценовых осадков верхней части шельфа подстилаются континентальными осадочными отложениями, преимущественно верхнеплейстоценового возраста, генезис которых зависит от рай- 392 Палеогеоморфологический метод онов их распространения: для морей, расположенных в районах, испытавших оледенение, почти везде цоколь образован ледниковыми (морена) или флювиогляциальными отложениями. В районах, не испытавших оледенения, цоколем обычно служат аллювиальные пески, лѐссовидные суглинки и т. п. Во многих случаях возраст этих континентальных отложений, составляющих фундамент верхней части шельфа определяется как плейстоценовый и даже раннеголоценовый. Однако в ряде случаев в качестве фундамента голоценовых отложений шельфа отмечены и породы дочетвертичного возраста (кристаллические, морские, осадочные, континентальные и др.). Поверхность цоколя шельфа часто весьма неровная и является собственно реликтом субаэрального рельефа. В настоящее время эта поверхность в пределах шельфа может быть обнажена или захоронена толщей осадков самой различной мощности. Изучение развития различных участков побережий Мирового океана в ходе голоценовой трансгрессии показали, что направление морфодинамического развития береговых аккумулятивных форм в условиях подъема уровня в первую очередь определяется соотношением темпов подъема уровня и бюджетом наносов в береговой зоне, роль которых на разных этапах голоценовой трансгрессии существенно менялась. Обобщение данных по истории развития побережий Мирового океана в ходе голоценовой трансгрессии позволило независимо В.П. Зенковичу [1954] и J.R. Curray [1964] разработать общие схемы возможных направлений эволюции аккумулятивных берегов в условиях изменений (повышения) уровня океана, заложившие своего рода основу для формирования «концепции множественности направлений» эволюции аккумулятивных берегов. Результаты изучения строения и возраста голоценовых отложений шельфов показали, что в развитии послеледниковой трансгрессии Мирового океана выделяются два этапа, резко различающиеся по темпам подъема уровня под влиянием климатических изменений и определявших принципиальные особенности развития абразионно-аккумулятивных процессов. На первом этапе трансгрессии, охватывавшем 14,0 - 6,0 тыс. лет назад, в условиях быстрого подъема уровня происходило быстрое затопление суши, формирующиеся абразионные и аккумулятивные формы в начальные стадии своего развития выводились из зоны волнового воздействия и перекрывались более молодыми морскими отложениями. Высокие скорости относительного повышения уровня (до 10-15 мм/год) сопровождались активной переработкой верхней части береговой зоны, а возникавшие аккумулятивные формы затоплялись, частично смещаясь в сторону суши, и погребались под толщей более поздних отложений внешней части шельфа. В результате в строении шельфовых отложений широко развиты спектры реликтовых аккумулятивных форм, следы которых были установлены в толще шельфовых отложений различных участков побережий Мирового океана [Каплин, 1973; Ионин, 1992; Field, Duane, 1976; Swift, 1976; Swift et al., 1985; Swift et al., 1991; Thorn, 1984; Kraft et al., 1985, 1987; Boyd et al, 1987, Roy et al., 1992]. Для второго этапа трансгрессии, охватывающего последние 5,0-6,0 тыс. лет, характерно замедление темпов подъема уровня, что определило существенное возрастание роли бюджета наносов в эволюции береговых аккумулятивных форм. Процессы абразии и аккумуляции в этот период протекали Палеогеоморфологический метод 393 особенно интенсивно благодаря невыработанности вновь затопленного подводного склона, большим запасам обломочного материала, общей молодости рельефа береговой зоны. Результаты изучения эволюции различных участков морских побережий, обобщенные, в частности, в работах J. Swift [1982], R. Boyd [1984], J. Kraft [1987] и др., позволили выделить ряд типовых схем литолого-фациального строения толщ прибрежно-морских отложений, отражающих основные типы направлений эволюции береговых аккумулятивных форм в условиях изменений уровня моря, а также оценить влияние относительных факторов (темпов повышения уровня, характер, интенсивность поступления наносов и т.п.) на развитие береговой зоны. Исходя из соотношения бюджета наносов береговой зоны в условиях относительно низких темпов подъема уровня (< 2,0-2,5 мм/год) выделяются три основных направлениия морфодинамического развития береговых форм: стабильные, отступающие и нарастающие, каждый из которых характеризуется характерным типом строения прибрежных отложений (рис. 11.13 а-с). Каждый из этих типов строения отвечает определенному направлению морфо-седиментационной динамики береговой зоны, которые в зависимости от постоянства условий (геолого-геоморфологическое строение побережья, 394 Палеогеоморфологический метод условия поступления наносов и т.п.), могут оставаться постоянными или претерпевать изменения. Выделение такой направленности или их последовательной смены и может рассматриваться в качестве одной из задач реконструкции развития морских побережий в условиях послеледниковой трансгрессии. При высокой скорости относительного повышения уровня и активной переработке верхней части береговой зоны аккумулятивные формы, не успев сдвинуться в сторону суши, затопляются и в дальнейшем погребаются под толщей более поздних глубоководных осадков. Именно так, по-видимому, шло формирование побережья в начальный период трансгрессии, в результате чего образовались спектры реликтовых аккумулятивных форм, описанных, в частности, при рассмотрении реликтовых аккумулятивных форм на шельфе Черного моря [Невесский, 1967]. В условиях более медленного погружения берега и обильного поступления в береговую зону наносов урез на отмелых аккумулятивных участках выдвигается в море, так как погружение в значительной степени компенсируется аккумуляцией наносов. Нарастание аккумулятивных форм и выдвижение их в сторону моря, по-видимому, было особенно характерно в начальной стадии замедления послеледниковой трансгрессии. В этот период на погружающейся равнине обломочного материала было много. Он постоянно возобновлялся в результате погружения все новых и новых участков, а также за счет размыва соседних абразионных участков, особенно активного в этот период. При еще меньшей скорости погружения, характерной для современной эпохи, и недостаточном поступлении или запасе на дне обломочного материала, наблюдается размыв аккумулятивных образований и ослабление процессов абразии. Естественно, что рассмотренные случаи не охватывают всего разнообразия условий и не строго приурочены к выделенным этапам трансгрессии. Процесс размыва или нарастания аккумулятивных форм, их затопление и перемещение в сторону суши в соответствии с конкретными физикогеографическими условиями происходил в любой период трансгрессии, так же как происходит в разных районах и на современном этапе (рис. 11.14). Большой материал по строению и возрасту прибрежно-морских отложений позволяет отметить некоторые закономерности в направленности и интенсивности динамики береговых аккумулятивных образований за последние тысячелетия. При этом основное внимание вызывают распределение мощностей толщи голоценовых осадков шельфа и степень сложности ее строения. В качестве определяющих факторов выступают: геолого-структурная приуроченность района, климатическая зональность и условия поступления наносов и особенности динамики береговой зоны того или иного района. Нарастающие аккумулятивные берега (см. рис. 11.13а), как правило, располагаются на участках с устойчивым поступлением в береговую зону наносов – вблизи устьев крупных рек (Западной Африке, Бразилия, побережье Мексиканского залива и др.), либо за счет выноса значительных масс песчаного материала со дна (Юго-восточная Австралия). Они образованы серями береговых валов, наиболее древние из которых перекрываются дюнными массивами. Вершины береговых валов редко повышаются больше чем на 3 м над уровнем моря, хотя высота дюн достигает 3-5 м и возвышения гребня Палеогеоморфологический метод 395 7-10 м выше морского уровня. Мощности слагающих аккумулятивные террасы песчаных отложений достигают 10-20 м и, как правило, залегают непосредственно на континентальных субстрате. Возраст формирования аккумулятивных террас этого типа определяется региональными особенностями голоценовой трансгрессии и, в общем случае, зависит от времени стабилизации уровня вблизи его современного положения. На побережье юго-восточной Австралии наиболее древние береговые валы имеют возраст около 6,5 тысяч лет. В целом, период возникновения и активного разрастания для этого типа берегов охватывает интервал 6,5-3,0 тысячи лет назад. В этот период темпы выдвижения береговой линии составляли в среднем 1 м/год. В последние тысячелетия темпы развития абразионных и сопряженных с ними аккумулятивных форм характеризуются процессом их отмирания, что связано с образованием на многих участках побережий подводных абразионных террас, на поверхности которых рассеивается энергия волн. На активно нараставших ранее побережьях скорости современного выдвижения берега существенно сократились и не превышают 0,5 м/год. При этом на многих участках нарастание берега сменилось стабилизацией или размывом [Bird, 1985; Leaterman, 1985]. Стабильные участки (см. рис. 11.13б) выделяются на основе двух критериев: во-первых, отсутствие существенного свидетельства выдвижения за последние 6000 лет; и во-вторых, присутствие дюнного комплекса. Берега этого типа наиболее часто развиты в вершинах бухт с ограниченными запасами песчаного материала. Они часто приурочены к устьевым участкам малых рек. Их ширина обычно не превышает 0,5-1,0 км, а на поверхности береговых валов, сложенных песчаным материалом, развиты небольшие дюнные 396 Палеогеоморфологический метод массивы. Общая мощность прибрежных отложений, как правило, не превышает 10-15 м. Некоторые стабильные участки представляют переходную стадию от нарастающих к размываемым образованиям. Согласно широко распространенным представлениям [Roy et al., 1995], эти участки пережили активное нарастание в период замедления трансгрессии в середине голоцена, а в дальнейшем испытали стабилизацию в ходе сокращения запасов наносов в береговой зоне. Данные по возрасту формирования отдельных генераций береговых валов свидетельствуют о чередовании периодов стабильности и активизации поступления наносов в береговую зону в течение последних 4,05,0 тысяч лет. Широко развитый в настоящее время отступающий тип аккумулятивных берегов (см. рис. 11.13с) связан с участками побережий, испытывающих дефицит наносов на большей продолжительности периода их существования. Как следствие, они характеризуются сравнительно малыми мощностями слагающих береговые валы песчаных отложений (не превышающей 5-10 м). В уступах размыва на пляже часты выходы лагунных илов, торфов, которые указывают, что в результате размыва почти полностью разрушено прежнее аккумулятивное образование, ранее отделявшее лагуну от моря. Как правило, береговая терраса имеет небольшую ширину и часто прилегает к более древним абразионным террасам верхнеплейстоценового возраста. Как показывает обзор существующих данных, активизация размыва и отступание берега активизировалось за последние 3,0 тысячи лет в связи с резким сокращением поступления наносов в береговую зону [Leatherman, 1883; Niedoroda et al., 1985].Изложенные выше краткие основы палеогеоморфологического метода при решении ряда вопросов реконструкции развития морских побережий показывают, что его эффективность в значительной мере определяется и зависит от комплекса сопряженных методов: литологофациального, биостратиграфического, геохронологического и ряда других. Одно из основных ограничений метода связано с возможностью получения возраста палеогеоморфологических объектов, особенно за пределами радиоуглеродного анализа, т.е. более 20 тысяч лет. Наряду с этим, даже имеющиеся достаточно большие группы радиоуглеродных датировок, полученные по раковинному материалу, нуждаются в уточнении и проверке в связи с возможностью переотложения, смешения разновозрастного материала и внесении поправок на резервуарный эффект. Дополнительные сложности возникают при сравнении радиоуглеродных датировок, полученных по разным типам органического материала. Самостоятельной задачей может рассматриваться проведение корреляций между основными рубежами в палеогеоморфологическом развитии побережий и палеоклиматическими событиями на основе календарной шкалы возраста. Наряду с этим, многие вопросы, связанные с точностью и надежностью реконструкций положения уровня моря в прошлом на основе основных групп индикаторов, далеки от совершенства и нуждаются в дальнейшей детализации. В связи с этим вопросы реконструкции малоамплитудных изменений уровня моря под влиянием климатических флуктуаций позднего голоцена, представляющие особый интерес в связи с оценками и прогнозом последствий изменений уровня моря в будущем, продолжают привлекать к себе большое внимание. Палеогеоморфологический метод 397 ЛИТЕРАТУРА Александров С.М. История развития рельефа Сибири и Дальнего Востока. Остров Сахалин. М.: Наука, 1973. 184 с. Алексеев М.Н. Антропоген Восточной Азии. М.: Наука, 1978. 207 с. Алексеев М.Н., Чистяков А.А., Щербаков Ф.А. Четвертичная геология материковых окраин. М.: Недра, 1986. 244 с. Арсланов Х.А., Балабанов И.П., Гей Н.А. и др. Методы и результаты картирования и геохронологические привязки древних береговых линий на суше и шельфе Черноморского побережья Кавказа и Керченско-Таманского района // Колебания уровня морей и океанов за 15 000 лет. М.: Наука, 1982. С. 144-150. Арэ Ф.Э. Основы прогноза термоабразии берегов. Новосибирск: Наука, 1985. 172 с. Берега Тихого океана / Под ред. В.П.Зенковича. М.: Наука, 1967. 373 с. Благоволин Н.С., Девирц А.Л., Лилиенберг Д.А., Серебрянный Л.Р. Опыт сопоставления молодых морских террас Балтики и Понто-Каспия по геологогеоморфологическим и радиохронометрическим данным //Baltica. Вып. 5. Вильнюс, 1974. С. 181-202. Благоволин НС, Победоносцев СВ. Современные вертикальные движения берегов Черного и Азовского морей // Геоморфология. 1973. № 3. С. 46-55. Боголюбова Л.И. Седиментогенез в области торфонакопления Колхидской низменности // Литология и полезные ископаемые, 1989. № 5. С. 37-57. Былинский Е.Н. Причины морских плейстоценовых трансгрессий севера Евразии // Бюл. Ко-мис. по изуч. четвертич. периода. 1980. № 50. С. 35-56. Былинский Е.Н. Влияние гляциоизостазии на развитие рельефа Земли в плейстоцене. М: Нац. геофиз. комитет РАН, 1996. 212 с. Вейнбергс И.Г. Древние берега Советской Балтики и других морей СССР. Рига: Зинатне, 1986. 168 с. Власов Г.М. Движение береговой линии залива Петра Великого в четвертичное время // Вопросы географии Дальнего Востока. Вып. 3. Хабаровск: СВКНИИ, 1957. С. 102-115. Долотов Ю.С. Динамические обстановки прибрежно-морского рельефообразования и осадконакопления. М: Наука, 1989. 270 с. Зенкович В.П. Влияние эвстатических колебаний уровня океана на рельеф дна и побережий // Тр. Ин-та географии АН СССР. 1946. Вып. 37. С. 3-46. Зенкович В.П. Основы учения о развитии морских берегов. М.: Изд-во АН СССР, 1962. 710 с. Измайлов Я.А. Результаты изучения строения голоценовых террас Адлерского и Лазаревского взморий (Черноморское побережье Кавказа) // Колебания уровня морей и океанов за 15 000 лет. М.: Наука, 1982. С. 156-161. Ионин А.С. Восточная Камчатка. Побережье Охотского моря. Западный Сахалин и Приморье // Тихий океан. Берега Тихого океана. М.: Наука, 1967. Т. 4. С. 34-61. Ионин А.С., Каплин П.А. Особенности формирования морских террас // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1956. № 5. С. 9-12. Ионин А.С., Каплин П.А., Медведев B.C. Карта современных вертикальных движений берегов морей СССР и геолого-геоморфологические методы их изучения // Современные тектонические движения земной коры и методы их изучения. М.: Издво АН СССР, 1961. C. 140-158. Ионин А.С. Рельеф шельфа Мирового океана. М. :Наука, 1999. 255 с. Каплин П.А., Ионин А.А., Леонтьев O.K., Медведев B.C., Никифоров Л.Г., Павлидис Ю.А., Щербаков Ф.А. Особенности формирования рельефа и современных осадков прибрежной зоны дальневосточных морей СССР. М.: Наука, 1971. 184 с. Каплин П.А. Новейшая история побережий Мирового океана. М.: Изд-во 398 Палеогеоморфологический метод МГУ, 1973. 265 с. Каплин П. А. Террасы океанических островов тропической зоны /Ред. А.А. Аксенов/ //Островные шельфы тропической зоны океана. М., 1975. С.134-149. Каплин П.А. Послеледниковая история развития современного шельфа морей и океанов // Проблемы общей физической географии и палеогеографии. М.: Изд-во МГУ, 1976. C. 173-177. Каплин П.А. Плейстоценовые колебания уровня Мирового океана // Палеогеография и отложения плейстоцена южных морей СССР. М.: Наука, 1977. C. 5-16. Каплин П.А. Изменения уровня океана и их влияние на эволюцию окраин континентов // Тенденция развития природы в новейшее время. М.: Изд-во МГУ, 1993. С. 36-83. Каплин П.А., Селиванов А.О. Хронология четвертичных морских террас // Новые данные по геохронологии четвертичного периода. М.: Наука, 1987. С. 32-39. Каплин П.А., Щербаков Ф.А. Реконструкция палеогеографических обстановок на шельфе в позднечетвертичное время // Океанология. 1986. Т. XXVI. Вып. 6. С. 976-980. Каплин П.А., Селиванов А.О. Изменения уровней морей России и развитие берегов: прошлое, настоящее и будущее. М.: ГЕОС. 1999. 299 с. Каррей Д. Позднечетвертичная история материковых шельфов США // Четвертичный период США. М.: Мир, 1968. Т. 1. С. 451-472. Клиге Р. К. Уровень океана в геологическом прошлом. М., 1980. 109 с. , Клиге Р. К. Изменение глобального водообмена. М., 1985. 247 С. Короткий A.M., Караулова Л.П., Троицкая Т.С. Четвертичные отложения Приморья: Стратиграфия и палеогеография. Новосибирск: Наука, 1980. 234 с. Короткий A.M., Пушкарь B.C., Гребенникова Т.А. Морские террасы и четвертичная история шельфа Сахалина. Владивосток: Дальнаука, 1997. 195 с. Короткий А.М., Пушкарь B.C. Ритмика колебания уровня Японского моря в рисе —вюрме // Прибрежная зона дальневосточных морей в плейстоцене. Владивосток: ДВО АН СССР, 1988. С. 61-71. Короткий А.М., Пушкарь B.C., Гвоздева И.Г. О влиянии гляциоэвстатических колебаний уровня Японского моря на формирование рельефа и осадков шельфа // Проблемы четвертичной истории шельфа. М.: Наука, 1982. С. 134—147. Короткий А.М., Худяков Г.И. Экзогенные геоморфологические системы морских побережий. М: Наука, 1990. 216 с. Кулаков А.П. Четвертичные береговые линии Охотского и Японского морей. Новосибирск: Наука, 1973. 188 с. Кулаков А.Л. Морфотектоника и палеогеография материкового побережья Охотского и Японского морей в антропогене. М.: Наука, 1980. 174 с. Леонтьев O.K. Об изменениях уровня Мирового океана в мезозое и кайнозое // Океанология. 1970. Т. 10. Вып. 2. С. 276-285. Леонтьев O.K., Никифоров Л.Г., Сафьянов Г.А. Геоморфология морских берегов. М.: Изд-во МГУ, 1975. 336 с. Леонтьев O.K., Лукьянова С.А., Калинина Л.И. О предполагаемых масштабах вертикальных движений дна океана и изменениях объема океанических впадин в кайнозое // Проблемы палеогидрологии. М.: Наука, 1976. С. 69-80. Марков К.К., Суетова И.А. Эвстатические колебания уровня океана // Основные проблемы изучения четвертичного периода. М.: Наука, 1965. C. 14 3-146. Медведев B.C. Берега Южного Приморья // Особенности формирования рельефа и современных осадков прибрежной зоны дальневосточных морей. М.: Наука, 1971. C. 89-102. Мелекесцев И.В., Брайцева О.А., Эрлих Э.Н. и др. История развития рельефа Сибири и Дальнего Востока. Камчатка, Курильские и Командорские острова. М.: Наука, 1974. 440 с. Палеогеоморфологический метод 399 Невесский Е.Н. Процессы осадкообразования в прибрежной зоне моря. М.: Наука, 1967. 255 с. Несмеянов С.А., Балабанов И.П., Измайлов ЯЛ. Методика анализа плейстоценовых тектонических движений на побережьях внутренних морей по деформациям древних береговых линий (на примере Черного моря) // Бюлл. Комис. по изучению четвертичного периода. № 6. 1987. C. 27-35. Несмеянов С.А., Измайлов Я.А. Тектонические деформации черноморских террас Кавказского побережья России. М.: ПНИИИС, 1995. 237 с. Никонов А.А., Энман С.В., Мишин А.В. Современные вертикальные движения земной коры на побережьях Черного и Азовского морей (по уровнемерным данным) // ДАН. 1997. Т. 37. №6. С. 818-822. Павлидис Ю.А. Шельф Мирового океана в позднечетвертичное время. М.: Наука, 1992. 272 с. Победоносцев С.В. Вертикальные движения побережий морей Европейской части СССР // Колебания уровня морей и океанов за 15 000 лет. М.: Наука, 1982. С. 93-102. Селиванов А.О. Изменения уровня Мирового океана в плейстоцене-голоцене и развитие морских берегов. М.: ИВП РАН. 1996. 268 с. Серебрянный Л.Р. Динамика покровного оледенения и гляциоэвстазия в позднечетвертичное время. М.: Наука, 1978. 270 с. Соловьев В.В. Морские четвертичные отложения Приморского края // Тр. ВСЕГЕИ. Нов. сер. 1963. Т. 90. Вып. 5. С. 117-125. Щербаков Ф.А. Материковые окраины в позднем плейстоцене и голоцене. М.: Наука, 1983. 214 с. Allen, J.R.L., 2000. Morphodynamics of Holocene salt marshes: a review sketch from the Atlantic and southern North Sea coasts of Europe. Quaternary Science Reviews, 19: 1155-1231. Behre, K.-E., 1986. Analysis of botanical macro-remains. In van de Plassche, O. (ed.), Sea-level Research: A Manual for the Collection and Evaluation of data. Norwich, UK: GEO Books, pp. 413-4-34. Bird, E.C.F. (1976). Coasts, 2nd edn. Canberra: Australian National University Press. 282 pp. Bloom A. L., Annual report on scientific progress. Project N 61//Geological correlation. 1979. N7. P.74-76. Bloom A. L., Broecker W. S., Chappell M. A., Matthews R. K., Mesolella K.J. Quaternary sea level fluctuations on a tectonic coast: new Th/U dates from Huon peninsula. New Guinea. Quaternary research. 1974. V.4. P.185-205. Boyd, R., Bowen. A.J. & Hall, R.K. (1987). An evolutionary model for transgressive sedimentation on the Eastern Shore of Nova Scotia. In Glaciated coasts, ed. D.M. Fitzgerald & P.S. Rosen, pp. 88-114. San Diego: Academic Press. Boyd, R.. Dalrymple, R.W. & Zaitlin, B.A. (1992). Classification of clastic coastal depositional environments. Sedimentary Geology. 80, 139-50. Carter, R. W. G. 1988. Coastal Environments: An Introduction to the Physical, Ecological, and Cultural Systems of Coastlines, Academic Press, London, UK. 618 p. Curray, J. R. 1964. ―Transgressions and Regressions,‖ Papers in Marine Geology: Shepard Commemorative Volume, R. L. Mills, ed., MacMillan, New York, NY. Curray, J. R. 1965. ―Late Quaternary History, Continental Shelves of the United States,‖ The Quaternary of the United States, H. E. Wright, Jr. and D. G. Frey, eds., Princeton University Press, Princeton, NJ, pp 713-735. Davis, R.A., Jr. (1985). Coastal sedimentary environments, 2nd edn. New York: Springer-Verlag. 716 pp. Davis. R. A., Jr. (1992). Depositional systems: an introduction to sedimentology and stratigraphy. Englewood Cliffs, NJ: Prentice Hall. 604 pp. 400 Палеогеоморфологический метод Delibrias, G., and Laborel, I, 1971. Recent variations of the sea-level along the Brazilian coast. Quaternaria, 14: 45-49. Guilcher, A., 1953. Essai sur la zonation et la distribution des formes lit-torales de dissolution du calcaire. Annales de Geographic, 331: 161-179. Dickinson, K.A., Berryhill. H.L. & Holmes, C.W. (1972). Criteria for recognizing ancient barrier coastlines. In Recognition of ancient sedimentary environments. Special Publication No. 16, ed. J.K. Rigby & W.K. Hamblin, pp. 192-214. Tulsa, OK: Society of Economic Mineralogists and Paleonotologists. Field. M.E. & Duane, D.B. (1976). Post-Pleistocene history of the United States inner continental shelf: significance to the origin of barrier islands. Geological Society of America Bulletin. 87,691-702. Gornitz, V., and Lebedeff, S. 1987. ―Global Sea-Level Changes During the Past Century,‖ Sea-Level Fluctuations and Coastal Evolution, D. Nummedal, O. H. Pilkey, and J. D. Howard, eds., Special Publication No. 41, Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Tulsa, OK, pp 3-16. Hayes, M. O. 1979. ―Barrier Island Morphology as a Function of Tidal and Wave Regime,‖ Barrier Islands from the Gulf of St. Lawrence to the Gulf of Mexico, S. P. Leatherman, ed., Academic Press, New York, NY, pp 1-29. Hopley, D., 1986. Corals and reefs as indicators of paleo-sea-levels with special reference to the Great barrier Reef. In Van de Plaasche, O. (ed.), Sea-Level Research: A Manual for the Collection and Evaluation of Data. Volume 8. Norwich: Geo Books, pp. 195228. Jardine, W.G., 1986. Determination of altitude. In Van de Plaasche, O., (ed.), SeaLevel Research: A Manual for the Collection and Evaluation of Data. Volume 21. Norwich: Geo Books, pp. 569-590. Kraft, J. C., and Chrzastowski, M. J. 1985. ―Coastal Stratigraphic Sequences,‖ Coastal Sedimentary Environments, Davis, R. A., Jr., ed., Springer-Verlag, New York, NY, pp 625-663. Kraft, J.С., Chrzastowski, M.J., Belknap, D.F., Toscano, M.A., and Fletcher, C.H., III, 1987. The Transgressive barrier-lagoon coast of Delaware: morphostratigraphy, sedimentary sequences and responses to relative rise in sea level. In Nummedal, D, Pilkey, O.H., and Howard, ID. (eds.), Sea-Level Fluctuation and Coastal Evolution. Tulsa: Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Special Publication No. 41, pp. 129-143. Laborel, 1, 1986. Vermetids. In Orson van de Plassche (ed.), Sea-Level Research: A Manual for the Collection and Evaluation of Data, Volume 12. Norwich: Geo Books, pp. 281-310. Laborel, J., and Laborel-Deguen, F., 1994. Biological indicators of relative sea-level variation and of co-seismic displacements in the Mediterranean area. Journal of Coastal Research, 10(2): 395-415. Laborel, J., Morhange, C, Lafont, R., Le Campion, I, Laborel-Deguen, F, and Sartoretto, S., 1994. Biological evidence of sea-level rise during the last 4500 years on the rocky coasts of continental southwestern France and Corsica. Marine Geology, 120: 203-223. Long, A., 2000. Late Holocene sea-level change and climate. Progress in Physical Geography, 24: 415-423.C Leatherman S.P. Response of sandy beaches to sea-level rise // Late Quaternary SeaLevel Correlations and Applications / Ed. by D.B.Scott et al. Dordrecht: Kluwer Acad. Publ., 1989. P. 57-69. Leatherman. S.P.. Barrier dynamics and landward migration with Holocene sea-level rise. Nature, 1983, v.301, 415-18. Mesо1е11а К. J., Sеа1у Н. A., Matthews R. К. Facies geometric within Pleistocene reef of Barbados, West Indies//Bull.Araer.Assoc.Petrol.Geol. 1970. V.54. 1899 p. Milliman, J. D., and Emery, K. O.. ―Sea Levels During the Past 35,000 Years,‖ Палеогеоморфологический метод 401 Science, 1968, Vol 162, pp. 1121-1123. Morhange, C, Laborel, J., Hesnard, A., and Prone, A., 1996. Variation of relative mean sea level during 2500 years on the northern shores of the Lacydon, the ancient harbour of Marseilles. Journal of Coastal Research, 12: 841-849. Morhange, C, Laborel, I, and Laborel-Deguen, F, 1998. Precision des mesures de variation relative verticale du niveau marin a partir d'indicateurs biologiques. Le cas des soulevements bradysismiques de Pouzzoles, Italie du sud (1969-1972; 1982-1984). Zeitschrift fur Geomorphologie, 42(2): 143-157. MÖrner N.-A. Eustasy and geoid changes//J. Geology. 1976. V.84. P.123-151. MÖrner N.-A. Differential Holocene sea level chandes over the Globe: evidence for glacial eustasy, geoical eusyasy and crustal movements. Intern.Sumposium on coastal evolution in the Holocene, Tokyo, Japan. 1983. P.93-96. Morner, N.A., 1979. The Fennoscandian uplift and Late Cenozoic geo-dynamics: geological evidence. Geojournal, 3: 287-318. Niedoroda A.W., Swift, D.J.P.. & Hopkins. T.S. The shoreface. In Coastal sedimentary environments, 2nd edn. ed. R.A. Davis. New York: Springer-Verlag . 1985. pp. 533624. Nummedal, D., Pilkey, O. H., and Howard, J. D., eds. 1987. Sea-Level Fluctuations and Coastal Evolution, Special Publication No. 41, Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Tulsa, OK. Ota Yоко, Ed. Holocene coastal tectonics of Eastern North Island, New Zeland. Overseas scientific survey, of the Japanese Ministry of Education. 1987. 104 p. Qin Yunshan, Zhao Songling, Ed. Late Quaternary sea-level changes. China Ocean Press. 1987. 251 p. Pirazzoli, P.A., 1986. Marine notches. In van de Plaasche, O. (ed.), Sea-Level Research: A Manual for the Collection and Evaluation of Data. Volume 12, Norwich: Geo Books, pp. 361-400. Pirazzoli, P. A. 1991. World Atlas of Sea-Level Changes, Elsevier Scientific Publishers, Amsterdam, The Netherlands. Pirazzoli P.A. Sea-Level Changes: The Last 20 000 years. Chichester et al.: Wiley, 1996. 212 p. Pirazzoli, P.A., 1995. Tectonic shorelines. In Carter, R.G.W., and Woodroffe, CD. (eds.), Coastal Evolution: Late Quater nary Shoreline Morphodynamics. Cambridge University Press, pp. 451-476. van de Plassche, O., 2000. North Atlantic climate-ocean variations and sea level in Long Island Sound, Connecticut, since 500 cal yr ad. Quaternary Research, 53: 89-97. van de Plassche, O., van der Borg, K., and de Jong, A.F.M., 1998. Sea level-climate correlation during the past 1400 yr. Geology, 26: 319-322. van de Plassche, O., van der Borg, K., and de Jong, A.F.M., 1998. Sea level-climate correlation during the past 1400 yr. Geology, 26: 319-322. Reineck, H.E., and Singh, I.B., 1975. Depositional Sedimentary Environments. Berlin, New York: Springer Verlag. Roep Th., Bets D. (1988). Sea level rise and paleotidal lvels from sedimentary tructures in the coastal barriers in he western Netherlands since 5600 BP. Geologogie en Mijnbouw 67, 53-60. Short, A.D., 1984. Beach and nearshore facies: southeast Australia. Marine Geology, 60: 261-282. Short, A.D. (1988). The South Australia coast and Holocene sea-level transgression. Geographical Review, 78, 119-36. Shennan, I., Long, A.J., Rutherford, M:M., Innes, IB., Green, F.M., and Walker, K.J., 1998. Tidal marsh stratigraphy, sea-level change and large earthquakes II: submergence events (luring the last 3500 years at Netarts Bay, Oregon. USA. Quaternary Science Reviews, 17: 365-393. 402 Палеогеоморфологический метод Stanley, D.J., 1997. Mediterranean deltas: subsidence as a majpr control of relative sea-level rise. In Briand, F., and Maldonado, A. (eds.), Transformations and Evolution of the Mediterranean Coastline. Monaco, CIESM Science Series No, 3, pp. 35-62. Stanley, D.J., and Warne, A.G., 1994. Worldwide initiation of Holocene marine deltas by deceleration of sea-level rise. Science, 265: 228-231. Stanley, D.J., Warne, A.G., and Dunbar, J.B., 1996. Eastern Mississippi delta: late Wisconsin unconformity, overlying transgressive facies, sea level and subsidence. Engineering Geology, 45: 359-381. Swift D.J.P., Niedoroda A.W., Vincent C.E., Hopkins T.S. Barrier island evolution, middle Atlantic shelf, USA. Part 1. Shoreface dynamics // Mar. Geol. 1985. V. 63. № 1-4. P. 331-361. Swift, D.J.P. (1976b). Continental shelf sedimentation. In Marine sediment transport and environmental management, ed. D.J. Stanley & D.J.P. Swift, pp. 311-50. New York: Wiley. Swift D.J.P., McKinney, T.F. & Stahl, L. (1984). Recognition of transgressive and posttransgressive sand ridges on the New Jersey continental shelf: discussion. In Siliclastic shelf sediments. Special Publication No. 34. ed. R.W. Tillman & C.T. Siemers, pp. 25-36. Tulsa, OK: Society of Economic Palaeontologists and Mineralogists. Swift, D.J.P., Phillips, S. & Thome, J.A. (1991a). Sedimentation on continental margins. IV. Lithofacies and depositional systems. In Shelf sand and sandstone bodies: geometry, fades and sequence stratigraphy. Special Publication No. 14 of the International Association of Sedimentologists, ed. D.J.P. Swift, G.F. Oertel, R.W. Tillman & J.A. Thorne, pp. 89-152. Oxford: Blackwell Scientific Publications. Thommeret, Y, Thommeret, J., Laborel, J., Montaggioni, L.F., and Pirazzoli, P.A., 1981. Late Holocene shoreline changes and seismo-tectonic displacements in western Crete (Greece). Zeitschrift fur Geomorphologie, N.F., Bd, 40(Suppl.): 127-149. Thorn, B.G., Bowman, G.M. & Roy, P.S. (1981). Late Quaternary evolution of coastal sand barriers. Port Stephens - Myall Lakes area, central New South Wales, Australia. Quaternary Research. 15, 345-64. Thorn B.G. Transgressive and regressive stratigraphies of coastal sand barriers in southeast Australia // Mar. Geol. 1984. V. 56. № 1-4. P. 137-158. Thorn, B.G. & Roy, P.S. (1985). Relative sea levels and coastal sedimentation in southeast Australia'in the Holocene. Journal of Sedimentary Petrology, 55. 257-64. Tornquist T., van Ree M. (1998). Improving Vethodoligy of high-resolution reconstruction of sea-level rise and neoteconics by paleoecological analysis and AMS 14C dating of basal peats. Quaternary research 49, p. 72-85. Van de Plassche O. Coastal submergence of the Netherlands, NW Britanny (France), Delmarva Peninsula (Va, USA), and Connecticut (USA) during the last 550 to 7500 sideral years // Glacial Isostasy, Sea-Level and Mantle Rheology / Ed. by R.Sabadini et al. Dordrecht et al.: Kluwer Acad. Publ., 1991. P. 285-300: Van Plassche O., Roep Th. (1989). Sea-level changes in the Netherlands during the last 6500 years basal peat vs. coastal marine data. In D.B.Scott et al. (eds.), Late Quaternary sea-level correlation and applications. Kluwer Akademic Publishers. P.41-56. Van Plassche O. Periodic clay deposiyion in a fringing peat swamp in the lower Rhine-Mouse river area, 5400-5300 Cal BP. (1995). Journar of Coastal Research Sp.Iss. №17: Holocene Cycles Climate, Sea level and Sedimentation, pp. 95-102. Van de Plassche, O., 2000. North Atlantic climate-ocean variations and sea level in Long Island Sound, Connecticut, since 500 cal yr ad. Quaternary Research, 53: 89-97. Varekamp, J.C., Thomas, E., and van de Plassche, O., Relative sea-level rise and climate change over the last 1500 years. Terra Nova, 1995, v.4, pp. 293-304. Vita-Finzi, C, 1986. Recent Earth Movements: An Introduction to Neotectonics. London, Academic Press, 226 p. 12. СОПРЯЖЕННЫЙ МЕТОД Сопряженный (комплексный) метод при анализе новейших отложений, реконструкции и корреляции палеогеографических событий плейстоцена относится к концептуальным разработкам академика К.К. Маркова. Не желая пользоваться штампами, каким было определение «комплексный» метод, К.К. Марков (по предложению Л.В. Зорина) заменил его термином «сопряженный» метод. Сопряженный метод объединяет множество частных анализов, состав и количество которых зависит от характера объекта исследования, возможности исполнителей и объема работ. В нем отсутствуют анализы – фавориты. Согласно К.К. Маркову [1967, 1978] «нет лучших и худших методов, каждый метод исследований имеет свои сильные и слабые стороны». Поэтому необходимо сочетать различные методы, используя сильные стороны каждого из них. Сопряженная методика позволяет не только разносторонне обосновывать палеогеографические выводы, но и исключить из них ошибки, полученные при использовании какого-либо одного метода. Опыт изучения новейших отложений и палеогеографических событий показывает нерациональность применения всего арсенала анализов и необходимость использования рационального комплекса аналитических приемов, специфичных по набору для каждого конкретного объекта исследований. Концептуальным является положение, что при сопряженном методе используется не только традиционный набор анализов, но и сопряженное истолкование их результатов, поскольку конкретные методы в комплексе дают не только арифметическую сумму знаний, но и контролируют результаты друг друга. При этом подразумевается постоянное совместное — от полевого опробования до окончательных выводов — применение множества частных методик. Примером сопряженной методики исследования являются изданные коллективом НИЛ новейших отложений и палеогеографии плейстоцена труды из серии «Опорные разрезы». Опорный разрез плейстоцена – это одно или несколько наиболее представительных естественных (искусственных) обнажений новейших отложений конкретного района (участка, региона), дополняющих друг друга, и несущих полную информацию о составе осадков, их стратификации и палеогеографии территории расположения разрезов. Основное требование, предъявляемое к опорному разрезу, — его максимально высокая страто- палеогеографическая информативность, реализуемая в процессе его изучения. Метод опорных разрезов является одним из самых информативных приемов изучения новейших отложений и палеогеографии плейстоцена. Важнейшей предпосылкой для успешного изучения опорного разреза является стратегия его выбора. В 1969 г. К.К. Марков предложил для выбора опорных разрезов районирование территории СССР на три главных типа и 11 частных страторайонов и выделил разрезы, исследование которых необходимо провести в разной степени детальности, исходя из состояния изученности и практической целесообразности. Методом сопряженного анализа изучены опорные разрезы новейших отложений Русской равнины (Северный Прикаспий, Северо-Восточное Приазовье, Центр), юга Западной Сибири (Верхнее Приобье, Горный Алтай), 404 Сопряженный метод Рис. 12.1. Схема районирования территории бывшего СССР по особенностям палеогеографического развития в плейстоцене. Территории и районы: 1 — материкового оледенения (восточноевропейского — 1, уральского — 2, среднесибирского — 3, таймырского — 4). 2 — средневысокогорные с горным оледенением (Кавказ — 5, среднеазиатские — Тянь-Шань, Памир — 6, горы Южной Сибири — Алтай, Саяны - 7, Карпаты — 8). 3 — средненизкогорные наземного и подземного оледенения Сибири (Забайкалье — 9, Верхоянье и нагорье Черского — 10), 4 — перигляциальные равнины и плато (южно-среднерусский — 11, юг Западной Сибири — 12, Приленскии — 13). 5 — низменные с широким развитием современного и древнего подземных оледенений (западносибирская — 14, Ленская — 15, Колымо-Яно-Индигирская — 16, Средне-амурская — 17). 6 — аридные внутриматериковые равнины и плато (Туранская низменность и Казахский мелкосопочник — 18). 7 — морских трансгрессий (Печорский — 19, Обь-Енисейский — 20, Каспийский — 21, Черноморский — 22 Аральский — 23). 8 — горные, внутригорные и прибрежные районы Дальнего Востока (Чукотский — 24, Корякский — 25, Камчатский — 26, Охотский — 27, Приморский — 28, Сахалинский — 29, Курильский — 30). 9 — типы территорий по особенностям палеогеографического развития (BE — восточноевропейский, Т — туранский, ЗЦС — западно-центральносибирский, ВС — восточносибирский, ЗТ — западно-тихоокеанский). 10 — опорные разрезы: Иссык-Кульский — 1, Приазовский — 2, Алданский — 3, Центрально-русский — 4, Алтайский — 5, Западно-Камчатский — 6, Чукотский — 7, Приханкайский — 8, Нижнеамурский — 9, Сахалинский -10, Приморский — 11, Нижневолжский — 12, Туранский — 13, Нижнеенисейский — 14, Забайкальский — 15, Куринская впадина - 16, верховья рек Кубани-Ингури -17, Среднее Поволжье — 18, нагорье Черского —19 Средней Азии (Иссык-Куль), Восточной Сибири (Западное Приверхоянье) и Дальнего Востока (Чукотка, Западная Камчатка, Нижнее Приамурье, Сахалин, Приханкайская депрессия). Выбор этих регионов определялся как теоретическими положениями, разработанными Марковым, так и разнообразием их современной физико-географической обстановки, различием структурного положения и особенно характером палеогеографического развития и полнотой и изученностью разрезов новейших отложений. В физико-географическом отношении они располагаются в разных ландшафтных зонах и провинциях — от полупустынь и сухих степей Северного Прикаспия, степей Приазовья и Приобского плато, лесостепей и лесов центра Русской равнины до высокогорий Горного Алтая и Тянь-Шаня, таежной зоны Западного Приверхоянья и Нижнего Амура, кустарниковой и травянистой тундры Западной Камчатки, горной и полярной тундры Чукотки. В тектоническом отношении это различные структуры Русской плат- Сопряженный метод 405 формы, кулундинская синеклиза Западно-Сибирской плиты, периферия каледонид Алтае-Саянской области, складчатая структура Северного Тянь-Шаня, Нижнеалданская впадина и наложенные структуры Приверхоянского предгорного прогиба, краевой прогиб на фундаменте молодой платформы Западной Камчатки и разнообразные структуры Охотско-Чукотского вулканогенного пояса, окраины Сихотэ-Алинской складчатой области. Все они находятся в крупных тектонических депрессиях с длительным режимом аккумуляции мощной толщи новейших осадков и несут палеогеографическую информацию о крупных регионах Евразии с характерным ходом природного процесса. Следовательно, при их изучении была получена палеогеографическая информация о значительной части территории Северной Евразии. Опорные разрезы Русской равнины Северо-Восточное Приазовье [Разрез новейших отложений…, 1976]. Разрез расположен на стыке погружения Украинского кристаллического щита и Манычского прогиба. Общая тенденция изменения природной обстановки этого региона заключалась в усилении волны периодического похолодания (двух-трех в раннем плейстоцене, одного-двух в среднем и двух — в позднем плейстоцене), вымирании субтропической флоры и усилении голарктической флоры, широком распространении специализированных групп животных, циклическом осадконакоплении с широким развитием лѐссовидных пород. Разрез Центральных районов Русской равнины [Разрез отложений ледниковых…, 1977] характеризует территорию, неоднократно охватывавшуюся покровным оледенением, оставившим серию ледниковых отложений: доокских, окских, днепровских, московских и валдайских. Для района установлена определенная цикличность природного процесса, заключавшаяся в характере изменений климата, оледенений, осадконакопления, растительности и фауны. Четко проявляется усиление суровости ледниковых эпох по мере приближения к современности. Из межледниковий наиболее теплой была лихвинская эпоха. Выявлена высокая динамичность изменения плейстоценовых ландшафтов — от арктических до теплых и влажных с господством широколиственных лесов. Основной климатической компонентой, влияющей на развитие природы, была термическая составляющая, определявшая характер ландшафтной зональности. Северный Прикаспий [Свиточ, Янина, 1997]. Разрез располагается в пределах Прикаспийской низменности, территории, неоднократно охватывавшейся трансгрессиями Каспия. В его истории отмечаются три крупные трансгрессии: бакинская, раннехазарская и хвалынская, разделенные глубокими регрессиями. Во время трансгрессий климатические условия были преимущественно холодными, что, по-видимому, и послужило в результате уменьшения испарения основной причиной высокого (до + 50 м абс. высоты) повышения уровня моря. Регрессивные эпохи, как и небольшие трансгрессии, осложнявшие их (урунджинская, позднехазарская, новокаспийская), совпадали со временем повышения термической составляющей климата. Интересными представляются и установленные факты — отсутствие уменьшения солености каспийских вод в крупные трансгрессивные эпохи и контроль подъема уровня Каспия высотой порога Маныча. 406 Сопряженный метод Юг Западной Сибири Разрез Верхнего Приобья (Приобское плато и Подгорная равнина) располагается на предгорной Сибирской равнине вдоль «фаса» Алтайских гор. В позднем плиоцене — начале раннего плейстоцена вся эта территория испытывала слабые опускания, позднее сменившиеся подъемом. Периодические колебания температуры и влажности климата полностью не совпадали и протекали с запаздыванием хода температурных изменений. Для разреза новейших отложений характерны цикличность осадконакопления и формирование серии горизонтов погребенных почв. В крупных чертах в развитии природы выделено два этапа: 1) позднеплиоцен-раннеплейстоценовый с господством аквального режима осадконакопления и умеренно-прохладного климата; 2) средне-позднеплейстоценовый с более холодным и континентальным климатом и накоплением мощной толщи субаэральных лѐссовидных пород. Разрез Горного Алтая [Разрез новейших…, 1978]. Основной тенденцией развития природы этого горного региона явились активные тектонические поднятия, возникновение горной страны, прогрессирующее похолодание климата, оледенение гор и оформление вертикальных ландшафтных поясов. В плейстоцене обширное оледенение высокогорий Алтая с выходом ледников в среднегорье отмечалось два-три раза. По длительности ледниковые эпохи в два-три раза превосходили межледниковья. Основная тенденция развития климата заключалась в направленном похолодании и усилении континентальности. С образованием горного рельефа на Алтае происходит выделение лесного и степного типов растительности. Переломный момент в развитии флоры приходится на конец плиоцена, когда исчезли экзотичные хвойные растения и оформилась зональность с появлением растительности «холодных» степей и тундростепных ассоциаций. Горы Средней Азии Разрез Прииссыккулья [Разрез новейших отложений…, 1971] изучен первым в серии опорных разрезов. Он расположен в обширной межгорной котловине и характеризует палеогеографическую историю горных областей Центральной Азии с решающим влиянием на природный процесс тектонических поднятий, обусловивших формирование высокогорного сильно расчлененного рельефа, с постоянным горным оледенением, высотной ландшафтной зональностью и специфичным фациальным составом новейших отложений, среди которых достоверно установлено две морены. В плейстоценовой истории оз. Иссык-Куль происходило не менее пяти трансгрессий, совпадавших с плювиальными климатическими эпохами. Крупные изменения природы Прииссыккулья происходили в конце плиоцена — начале плейстоцена, тогда возник высокогорный рельеф, оледенение гор и контрастные растительные пояса и в среднем плейстоцене, тогда из растительного покрова исчезли типичные реликты, получила господство ель Шренка и в основных чертах оформился облик Тянь-Шаня. Восточная Сибирь Разрез Мамонтова гора [Разрез новейших отложений…, 1973] расположен во внеледниковой зоне Восточной Сибири, в долине нижнего течения р. Алдан и представляет прекрасно вскрытое протяженное обнажение нескольких уровней. Выбору разреза, его полевому и камеральному изучению К.К. Марков уделил наибольшее внимание среди всех опорных разрезов, Сопряженный метод 407 подчеркивая уникальность содержавшейся в нем информации. «Мамонтова гора дает наилучшую возможность для изучения главной закономерности истории развития природы новейшего геологического времени (неогенплейстоцена) — направленного развития природы» [Два очерка о географии, 1978]. Исследование разреза позволило установить направленные изменения различных компонентов природы ультраконтинентальной области северовостока Евразии с миоцена по голоцен с характерным, более плавным развитием климата, чем в Европейской части России. Дальний Восток Опорный разрез Западной Камчатки [Новейшие отложения…, 1978] вскрывается в невыразительных прибрежных обрывах приморской равнины, его изучение позволило установить ряд интересных палеогеографических обстоятельств, ранее неизвестных. Таких, как слабое участие ледников и морских трансгрессий в развитии рельефа Западно-Камчатской равнины. В истории ее природы выделяются два крупных палеогеографических этапа: позднеплиоценовый со слабыми, преимущественно положительными тектоническими движениями, прерывистым озерно-аллювиальным накоплением осадков и относительно мягким и влажным климатом и плейстоценовый с дифференцированными тектоническими движениями, направленным похолоданием климата и существованием ландшафтов тайги, лесотундры и травянисто-кустарниковой тундры. Опорный разрез Чукотки [Новейшие отложения…, 1980]. Изучением были охвачены обширные районы Чукотки: побережье залива Креста и Анадырского лимана, о. Айон, Нижнеанадырская и Марковская впадины, что позволило установить особенности прогрессирующего похолодания климата Чукотки и обусловленное этим развитие криогенных процессов наземного и особенно подземного оледенения, изменения рельефа, растительности и фауны. Определены два крупных палеогеографических этапа развития территории — миоцен-раннеплиоценовый и конец плиоцена-плейстоценовый. Для первого были характерны разнонаправленные тектонические движения, заложение основной морфоструктуры региона, умеренный, относительно влажный климат, оформление широтной и вертикальной поясности. Второй этап отмечался более холодным климатом, появлением и разнообразием тундровых ландшафтов, широким развитием криогенных процессов, неоднократными горными оледенениями и возникновением, во время снижения уровня океана, сухопутного моста с Аляской, с неповторимыми ландшафтами тундростепи. Опорный разрез Нижнего Приамурья располагается на юге Дальнего Востока, территории со сложной мезо-кайнозойской складчатостью и историей формирования рельефа. Определяющим на развитие многих компонентов природы было положение региона в области муссонного тихоокеанского климата. В целом для него были характерны нерезкие изменения природы и отсутствовали катаклизмы, связанные с материковыми оледенениями и морскими трансгрессиями. Климат всегда был относительно влажным, а эволюция флоры заключалась в вытеснении термофильных широколиственных элементов тургайского типа темно- и светлохвойной растительностью бореального типа. 408 Сопряженный метод Опорный разрез Сахалина. Основные работы по изучению разреза проводились на восточном и западном побережьях острова, что позволило детально стратифицировать залегающие здесь новейшие отложения и реконструировать главные черты природного процесса, обусловленного островным положением Сахалина в бореальной части Тихого океана и его крупными размерами. Было показано, что основное в природном процессе — это сочетание океанических и континентальных черт развития. Первые характеризовались увлажнением и активизацией циклонической деятельности климата, повышением уровня океана и приходились на эпоху островного положения территории. Вторые связаны с похолоданием климата, господством в разрезах континентальных фаций осадков и превращением острова в глубоко выступающий в Тихий океан крупный полуостров, куда проникала фауна и флора с континента. Опорный разрез Приханкайской депрессии был выбран как район юга Приморья с устойчивым погружением в течение всего кайнозоя. Важнейшим выводом коллектива исполнителей было установление в позднем плейстоцене и голоцене синхронности главнейших палеогеографических событий в развитии природы Европы, Сибири, юга Дальнего Востока и Северной Америки. В ряде регионов в настоящее время еще не проводились крупные комплексные палеогеографические исследования по опорным разрезам новейших отложений. При изучении опорных разрезов новейших отложений вырисовывается четкая зависимость между группами методов [Руководство…, 1976, 1987; Методы диагностики…, 1999]. Геоморфологические, литологические, геохимические, палеоботанические, палеофаунистические, археологические методы помогают отдельно и в сопряжении реконструировать местные особенности природы, хотя они могут быть использованы и для стратиграфической корреляции смежных и более отдаленных друг от друга территорий. Геохронологические и палеомагнитные методы служат цели сопоставления сколько угодно отдаленных территорий. Они вносят вклад и в изучение местных особенностей природы плейстоцена. Таким образом, информация поступает по двум направлениям: накапливаются данные по стратиграфии и хронологии отложений конкретных регионов и суммируется материал для сопоставления этих регионов между собой, что в итоге должно дать общую картину развития природы в плейстоцене. Естественно, многообразные методы позволяют осуществлять взаимный контроль полученных данных. В случае неблагоприятной обстановки для извлечения информации тем или иным методом (отсутствие находок) показатели иного плана восполняют пробел. Однако увеличение количества применяемых методов не всегда приводит к однозначности в спорных вопросах. Напротив, иногда при интерпретации материала возникают затруднения в связи с тем, что разнообразие применяемых методов увеличивает противоречия. По тем или иным причинам (неполнота геологической летописи, накопление случайных данных, пробелы в фактическом материале, перенос и переотложение геологических объектов, несовершенство методик, субъективизм исследователей) выводы, сделанные по одной группе методов, нередко не согласуются с заключениями при иных приемах. Кроме того, каждый показатель палеогеографической обстановки Сопряженный метод 409 зависит от большого числа факторов и неодинаково реагирует на один и тот же процесс. Биологические (флора, фауна) изменяются главным образом под влиянием климата. Физические свойства отложений в основном определяются сменой фациально-генетической обстановки и лишь косвенным образом связаны с климатом. Петрографический состав крупных обломков ледниковых районов обусловлен преимущественно географическим местоположением и геологией питающих провинций. Следовательно, необходимо анализировать не только зависимые друг от друга признаки природной обстановки прошлого, но и показатели, независимые друг от друга или лишь косвенно обусловленные теми или иными условиями. Поэтому при сопряженном анализе важнейшая задача — сопоставление материалов, полученных с помощью разных методов. При сопоставлении данных по опорным разрезам следует выделить признаки, характеризующие наиболее существенные явления, и распознать и отбросить случайные. Для прошлых эпох проявляются группы ведущих и второстепенных признаков. Причем ведущие признаки не обязательно постоянны для каждого региона или эпохи плейстоцена, а второстепенные для определенной территории или периода могут быть ведущими. Так, для районов, покрывавшихся оледенением, важный палеогеографический показатель — петрографический состав крупных обломков, их ориентировка, окатанность. Поэтому при работах на разрезах Центра Русской равнины комплексному анализу обломков отведено значительное место [Карпухин, Судакова, 1972; Андреичева и др., 1997; Судакова, 2000, 2004]. Для внеледниковых районов главный объект палеогеографического изучения — погребенные почвы [Добродеев, 1973; Болиховская, 1995, 2004; Глушанкова, 2004, 2008] . Таким образом, сопоставление результатов, полученных различными методами, требует конкретного и тщательного анализа и не должно быть стандартным. При сопряженном анализе опорных разрезов характерен свой «набор» методов. Некоторые из них необходимы во всех случаях (геоморфологический, гранулометрический, минералогический, текстурный, палинологический, геохронологический, коррелятивных данных); другие используются реже - при изучении небольшого разреза осадков, либо при постановке специальных задач. Еще раз подчеркнем, что сопряженная методика предполагает сочетание различных методов с использованием сильных сторон каждого из них на всех стадиях исследования – от полевого опробования до окончательных выводов. ЛИТЕРАТУРА Андреичева Л.Н., Немцова Г.М., Судакова Н.Г. Среднеплейстоценовые морены Севера и Центра Русской равнины (литология и палеогеографиеские реконструкции). Екатеринбург: Изд-во УРО РАН, 1997. 120 с. Болиховская Н.С. Эволюция лессово-почвенной формации Северной Евразии. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1995. 270 с. Болиховская Н.С. Основные этапы развития растительности и климата в плейстоцене // География, общество, окружающая среда. Т. 1. Структура, динамика и эволюция природных геосистем. М.: Городец, 2004. С. 561-582. Глушанкова Н.И. Развитие почвенного покрова в плейстоцене // География, общество, окружающая среда. Т. 1. Структура, динамика и эволюция природных геосистем. М.: Городец, 2004. С. 538-560. Глушанкова Н.И. Палеопедогенез и природная среда Восточной Европы в 410 Сопряженный метод плейстоцене. Смоленск-Москва: Маджента, 2008. 348 с. Добродеев О.П. Основные эпохи почвообразования на территории Русской равнины в позднем плейстоцене // Вестник Моск. ун-та. 1973. № 1. Карпухин С.С., Судакова Н.Г. Опыт комплексного исследования обломков в морене // Новейшая тектоника, новейшие отложения и человек. 1972. №.3. С. 223235. Марков К.К. Два очерка о географии. М: Мысль, 1978. 125 с. Марков К.К., Зорин Л.Г. Изучение опорных разрезов четвертичных отложений // Советская геология, 1967. №1. С. 148-152. Методы диагностики и корреляции палеогеографических событий. М.: Россельхозакадемия, 1999. 356 с. Новейшие отложения и палеогеография плейстоцена Западной Камчатки. М.: Наука, 1978. 122 с. Новейшие отложения и палеогеография плейстоцена Чукотки. М.: Наука, 1980. 230 с. Разрез новейших отложений Иссык-Кульской впадины. М.: Изд-во Московского университета, 1971. 164 с. Разрез новейших отложений Мамонтова гора. М.: Изд-во Московского университета, 1973. 176 с. Разрез новейших отложений Северо-Восточного Приазовья. М.: Изд-во Московского университета, 1976. 160 с. Разрез отложений ледниковых районов Центра Русской равнины. М.: Изд-во Московского университета, 1977. 195 с. Разрез новейших отложений Алтая. М.: Изд-во Московского университета, 1978. 208 с. Руководство по изучению новейших отложений. М.: Изд-во Московского университета, 1976. 230 с. Руководство по изучению новейших отложений. М.: Изд-во Московского университета, 1987. 237 с. Свиточ А.А., Янина Т.А. Четвертичные отложения побережий Каспийского моря. М.: РАСХН, 1997. 267 с. 13. КОРРЕЛЯЦИЯ ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИХ СОБЫТИЙ Установление целостной картины прошлых событий по отдельным палеогеографическим фрагментам, выявление временных соотношений различных природных ситуаций в плейстоцене, создание естественно-исторической основы для долгосрочного географического прогнозирования все это во многом зависит от достоверности палеогеографических корреляций. Первые научно обоснованные палеогеографические корреляции начали осуществляться с середины - конца XIX и начала XX столетия и были связаны с сопоставлением ледниковых событий Европы и Северной Америки. Это был начальный период в истории установления палеогеографических связей, когда на основании анализа последовательности и характера оледенений материков делался их сравнительный анализ. Второй период в истории палеогеографических корреляций начался с середины XX столетия и связан с активным развитием методов палеогеографического анализа и внедрением его в практику геолого-географических исследований. Здесь наряду с традиционными - интуитивно-эмпирическим и гляциологическим методами, стали использоваться еще два: биостратиграфический и климатостратиграфический. Однако палеогеографические корреляции и в это время в основном имели внутри- и межконтинентальный характер. Океан, ввиду дефицита фактологического материала по его истории, долгое время оставался вне сравнительного корреляционного анализа; если он и проводился, то в основном на основе научной интуиции. Резкое изменение ситуации произошло в результате подводного бурения, начатого по программе "Гломар Челленджер", активизации биостратиграфических и геофизических исследований, появления новых - изотопных, палеомагнитных, физико-химических - методов анализа океанических осадков. На основании многочисленного аналитического материала были сделаны крупные палеогеографические обобщения по Мировому океану и его частям и выполнены глобальные корреляции палеогеографических событий на материках. Все увеличивающееся обилие фактологического палеогеографического материала по материкам и океанам, разнообразие методов его корреляции и имеющиеся разночтения предложенных сравнений ставят ряд общих вопросов, без рассмотрения которых не представляется возможным наметить подходы и критерии палеогеографических сопоставлений и оценить их достоверность. В первую очередь следует определить, что такое палеогеографическая корреляция, далее рассмотреть методы корреляции, их достоинства и недостатки, а также провести анализ особенностей некоторых природных процессов на континентах и в Мировом океане. Палеогеографическая корреляция - это сравнительный анализ временного взаимоотношения различных палеогеографических событий. Она близка, но не идентична стратиграфической и хронологической корреляции. Главное их отличие - это объекты анализа: палеогеографические явления и геологические породы. 412 Корреляция палеогеографических событий 13.1. Методы палеогеографической корреляции В практике при корреляции событий плейстоцена используются различные критерии: эволюция фауны и флоры, изменения климата, особенности осадконакопления, развития рельефа, данные абсолютной геохронологии, палеомагнетизма, изотопии и т.д. Весьма полный, критический обзор методов, используемых при реконструкции палеогеографических событий и их корреляции, изложен предыдущих разделах, а также в ряде работ [Методы..., 1999; Руководство..., 1978, 1987 и др.]. Одним из наиболее популярных и широко применяемых методов сопоставления отложений и событий является использование биостратиграфических данных - различия фауны млекопитающих, моллюсков, микроорганизмов и т.д. Метод базируется на широком распространении этих ископаемых остатков в новейших отложениях и прослеживаемых эволюционных изменениях фауны, с чем связано появление разновозрастных фаунистических комплексов. Возможности использования при корреляции палеофлористического материала очевидны. Пространственно удаленные районы на основании этого метода могут сопоставляться весьма условно, при необходимом учете зональных и провинциальных особенностей типов растительности, характера накопления и захоронения пыльцы и спор в осадках, особенно морского и эолового генезиса. Очень интересным и перспективным методом, позволяющим анализировать и сравнивать удаленные палеогеографические события, является диатомовый анализ. Классические исследования А.П. Жузе и ее учеников показывают, что зональные виды диатомей в донных осадках различных водоемов сменяются в определенной последовательности и маркируют палеогеографические ситуации, которые могут коррелироваться. В настоящее время большинство исследователей считают, что основой для корреляции событий плейстоцена может служить палеоклиматический критерий, который базируется на представлениях о повсеместных, синхронно проявляющихся похолоданиях и потеплениях климата Земли. Эти идеи, впервые четко сформулированные А. Пенком и Э. Брюкнером, в значительной степени основаны на астрономической теории Миланковича, в настоящее время критически пересмотренной В.А. Большаковым [2000]. Существенным затруднением при использовании этой основы для дальних корреляций является то обстоятельство, что эпохи похолодания и потепления климата Земли обычно устанавливаются не прямо, а косвенно, с использованием литологических, палинологических и изотопных методов, что не всегда допускает однозначное толкование полученных результатов. При корреляции отложений и палеогеографических событий широко применяются цикло- и ритмостратиграфические методы, литологические, геоморфологические и палеопедологические критерии. На этих методах основано широкое площадное картирование морен материкового оледенения, межледниковых горизонтов и морских толщ. Однако сопоставление по этим критериям обычно ограничено площадью одного региона, в пределах которого развиты те или иные формы рельефа, литологические толщи и погребенные почвы, либо нескольких районов, однородных в палеогеографическом отношении (перигляциальных и т.д.). Когда же сопоставляются события нескольких регионов, то достоверность результатов резко уменьшается. Корреляция палеогеографических событий 413 Внедрение в практику палеогеографических сопоставлений физических и физико-химических методов значительно увеличило точность корреляции палеогеографических событий. Существующие методы "абсолютного" летоисчисления позволяют охватить весь временной интервал плейстоцена, хотя область применения каждого из них имеет значительные ограничения. Для новейших палеогеографических событий наиболее перспективными являются следующие методы: при датировании второй половины позднего плейстоцена - голоцена - радиоуглеродный; для плиоцена - среднего плейстоцена - калий-аргоновый и по неравновесному урану, для среднего - позднего плейстоцена - урано-иониевый. В последние годы для хронологии плейстоценовых отложений активно используются различные модификации термолюминесцентного анализа, результаты которых обычно неоднозначны, а также, и весьма успешно, ЭПР анализ [Молодьков, 1992]. При определении возраста отложений и событий разными методами датирования данные приводятся в абсолютных значениях, как правило, различаются между собой и отличаются от истинного (изотопного или астрономического) абсолютного возраста. Создалась парадоксальная ситуация: одни и те же события, датированные разными методами, имеют разный абсолютный возраст. В этой ситуации одним из выходов из "хаоса абсолютных цифр" представляется разработка хронологии событий плейстоцена по каждому методу, при этом возраст их должен оцениваться не как абсолютный, а по соответствующему методу. Если датировки различными методами ядерной хронологии имеют количественный характер, то временные рубежи по палеомагнитным данным определяются косвенно, по сопоставлению палеомагнитных зон с мировой магнитохронологической шкалой. Известная неопределенность палеомагнитных зон и отсутствие у них индивидуальных характеристик на современном уровне развития палеомагнитных исследований весьма затрудняют их сопоставление с магнитохронологической шкалой и корреляцию событий исключительно по данным палеомагнетизма. Особенно большие надежды при дальних корреляциях палеогеографических событий многие исследователи связывают с использованием изотопно-кислородной кривой, которая, по современным представлениям, в основном, указывает на глобальные изменения объемов континентальных льдов и, в меньшей степени, на температурные колебания вод океана. Следовательно, сопоставление с этой кривой каких-либо палеогеографических событий океана и континентов, строго говоря, некорректно, так как при этом методами изотопии донных осадков сравниваются в основном внутри-материковые события, например оледенения. При дальних палеогеографических корреляциях часто осуществляется анализ природных событий материкового и океанического блоков и граничной зоны шельфа. Для всех них характерны своя иерархия палеогеографических событий, диагностика и методы сопоставления (рис. 13.1, 13.2, 13,3). Это, в первую очередь, связано с фундаментальными геологическими и физико-географическими различиями океанической и материковой зон Земли. Географическая оболочка материков в целом двухслойна, большинство палеогеографических событий происходит здесь в пограничной зоне между атмосферой и твердым субстратом рельефа. Океанический блок трехслоен. Корреляция палеогеографических событий 414 Методы диагностики и корреляции 1 2 ● ■ 3 □ □ □ ○ ○ ○ ○ □ □ □ ● □ □ ● ○ ○ 4 □ ● ● □ □ □ ● ● ● ● ● ● □ 5 ■ Абсолютного возраста ○ ○ Изотопный Палеопедологический □ Геоморфологический Палинологический □ Литологический Диатомовый □ □ Палеомагнитный III □ □ Микрофаунистический II Температура Влажность Оледенение Физико-географическая зональность Ландшафты Рельеф Осадконакопление Растительность Фауна Малакологический I Млекопитающих Ранг Палеогеографические события ○ ○ ○ ○ ○ □ ○ □ □ ○ ○ ○ ○ ○ □ ○ ○ ○ 6 Рис. 13.1. Методы диагностики и корреляции на континентах. Диагностики: 1-ведущий, 2-используется с ограничениями. Корреляции: 3-прямой ведущий ● ● III □ □ □ □ ○ ● ● ● ● □ □ □ ■ Рис. 13.2. Методы диагностики и корреляции на океанах. Условные обозначения на рис. 13.1. ○ □ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ та □ II □ ○ ○ ○ Абсолютного возрас- □ ○ ○ ○ □ Палеомагнитный ○ ○ ○ ○ □ Изотопный ский Нанопланктон □ ○ ○ ○ □ □ ○ Геоморфологический Микрофаунистиче- Температура Температура воды Соленость Зональность Гидродинамика Морские льды Осадконакопление Фауна и флора (микрофауна, диатомеи, нанопланктон) Геохимический Малакологический I Литологический Палеогеографические события Диатомовый Ранг Методы диагностики и корреляции Корреляция палеогеографических событий 415 II III □ □ □ □ □ ○ ○ ● □ ○ □ ● □ ● □ □ ● □ ● ● ○ ○ ○ ■ ○ ● ● □ ● ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ Рис. 13.3. Методы диагностики и корреляции на шельфах. Условные обозначения на рис. 13.1. Основные палеогеографические (в том числе и палеоокеанологические) события осуществляются в толще воды, по своим физическим свойствам резко отличной от газа атмосферы. Развитие шельфа континентов имеет перманентный характер и периодически осуществляется по материковому и океаническому типам с рядом специфических особенностей. В природном процессе развития океанов и материков главное - это климатические изменения, в значительной степени определяющие все остальные явления. Для позднего кайнозоя континентов - это материковые оледенения, характер и динамика физико-географической зональности и ландшафтов, для Мирового океана - гидрологические и гидродинамические характеристики, зональность его вод и биологических полей. При этом наиболее достоверные результаты следует ожидать от сопоставления природных явлений близкого ранга, между которыми прослеживаются очевидные родственные связи. Следовательно, необходим учет масштабов явлений и иерархии событий. Обзор методов и критериев корреляции палеогеографических событий показывает невозможность использования для всего плейстоцена одного метода либо приема и необходимость комплексного (сопряженного) подхода к проблеме. Следует подчеркнуть, что при корреляции палеогеографических событий до настоящего времени лучшим критерием по-прежнему остаются геолого-геоморфологические ситуации и положение осадков в разрезе. Отметим некоторые приемы, желательные при корреляции палеогеографических событий: 1 - применение комплекса методов и сопряженного анализа; 2 - использование на каждом геохронологическом рубеже ведущего метода либо группы методов; 3 - обязательное привлечение материалов по абсолютной геохронологии, палеомагнетизму, изотопии и положении коррелируемых та □ ○ Абсолютного возрас- □ ● Палеомагнитный □ Изотопный □ ● Геоморфологический □ Геохимический □ Литологический □ Палинологический Диатомовый Колебания уровня моря Прибрежно-морской тип Климатические Гидрологические Гидродинамика ландшафтов Прибрежно-континентальный тип Климатические Ландшафты Осадки Рельеф Фауна Растительность ский Нанопланктон I Микрофаунистиче- Палеогеографические события Малакологический Ранг Методы диагностики и корреляции 416 Корреляция палеогеографических событий толщ в разрезе; 4 - анализ по "временным срезам" наиболее ярких палеогеографических событий. 13.2. Корреляция природных событий плейстоцена (палеогеографические реперы) Одним из самых действенных приемов дальней корреляции природных событий является анализ палеогеографических реперов. Палеогеографический репер - это какое-либо географическое событие прошлого, либо его отражение, при помощи которого коррелируются прошедшие природные явления на смежных либо удаленных территориях. Основные требования, предъявляемые к палеогеографическим реперам, следующие: 1 - иметь "узнаваемую" индивидуальную характеристику; 2 - представлять достаточно узкий временной интервал, желательно не превышающий продолжительность коррелируемых палеогеографических событий; 3 - быть достаточно "протяженным" в пространстве. Палеогеографические реперы могут быть прямыми (изменения климата, колебания уровня океана, изменения биоты) и косвенными (изотопия, палеомагнетизм). По масштабам пространственного проявления они бывают зональными (ландшафты, почва, биота), региональными (оледенения, уровни внутриконтинентальных водоемов, осадконакопление), континентальными (уровень и гидрология морей, изменения температуры и увлажненности климата) и глобальными (изотопия, палеомагнетизм, астрономические составляющие климата, уровень Мирового океана и т.д.). В плейстоцене основные палеогеографические реперы связаны с такими событиями, как материковые и морские оледенения, климатические изменения (температура, влажность), колебания уровня океана. Наиболее важными и четко прослеживаемыми палеогеографическими реперами для плейстоцена являются термические максимум и минимум позднего плейстоцена, а также события голоцена (табл. 13.1). Термический максимум рисс-вюрма Общепризнанно, что термический максимум последнего межледниковья является одним из основных хронологических и палеогеографических реперов плейстоцена. В палеогеографической летописи он выражается климатическим оптимумом (эемским, микулинским, сангамонским и т.д.), отвечающим палинологической зоне Мв и крупной трансгрессии океана (тирренской, эемской, бореальной, казанцевской); на кислородно-изотопной кривой - резким пиком увеличения содержания легких изотопов, соразмерного современным их значениям, часто выделяемым как подстадия 5е. Обычно его относят к рисс-вюрму, однако, если в основу хронологии плейстоцена положить крупные палеогеографические события, то более справедливо считать этот максимум началом позднего плейстоцена. Это начало крупного межледниковья, отчетливо прослеживаемого по многим элементам природного процесса. Продолжительность межледниковья определяется по-разному. Одни исследователи считают, что объем межледниковья был крайне незначительным, около 10-13 тыс. лет, и охватывает только события климатического максимума изотопной подстадии 5е. Следовательно, практически весь поздний плейстоцен представляет одну ледниковую эпоху (115-10 тыс. лет), Корреляция палеогеографических событий 417 Таблица 13.1. Палеогеорафические реперы позднего плейстоцена и голоцена разделенную интерстадиальным потеплением, заключенным между эемским и современным межледниковьями. Другие полагают, что межледниковье охватывает всю эпоху стадии 5 длительностью около 56 тыс. лет (128-72 тыс. лет) и представляет сложное палеогеографическое событие ранга крупного межледниковья, соразмерное с более древними термоортоклиматемами и состоящее из цепи потеплений и похолоданий, фиксируемых изотопными подстадиями (а, b, с, d, е). Для корреляции палеогеографических событий наиболее подходит временной интервал (репер) - подстадия 5е, особенно явственно проявляющаяся в климатических, гляцио- и гидрологических событиях позднего плейстоцена. В максимум межледниковья отчетливо фиксируются следующие климатические особенности [Величко, 1991]: 1 - климат имеет высокую тепло- и влагообеспеченность; 2 - отмечается снижение температурно-влажностных градиентов по широтам; 3 - сокращается их отклонение от среднеширотных значений на континентах. Среднеглобальное повышение температуры воздуха оценивается в 2°, и отмечается почти повсеместное увеличение количества осадков, которое в высоких и средних широтах сопровождается повышением температуры, а в более низких широтах - небольшим ее снижением. По мнению А.А. Величко [1989] эта аномалия обусловлена увеличением расхода тепла на испарение большого количества осадков. Для достаточно обстоятельно изученного термического оптимума подстадии 5е Северного полушария установлено, что максимальное превышение (на 6-8° летних, до 10-12° зимних) среднегодовых температур над современными их значениями происходит на севере субматерика, а количество выпавших осадков (более 100%) - 418 Корреляция палеогеографических событий в южной и юго-восточной частях Европы, где в настоящее время существует их дефицит. Интересно, что переход от климатического оптимума плейстоцена к последующему вюрмскому похолоданию в высоких широтах отмечался около 115 тыс. лет назад, на границе подстадии 5е и 5d, а в умеренных и низких широтах много позже, около 75 тыс. лет назад, на границе стадий 5 и 4 [Котляков, Гордиенко, 1982]. Максимум термического оптимума четко устанавливается и в палеогеографических событиях Мирового океана. Это была эпоха высокого стояния уровня океанских вод, превышавшего на 5-8 м современные его значения. В максимум трансгрессии температуры океанских вод достигали 29-30°, термический экватор располагался в районе 10° с.ш.; в целом температура воды была на 1,4° теплее, чем ныне [Николаев и др., 1989]. В Тихом океане температура поверхностных вод была выше современных значений на 0-2°С, с максимальными положительными аномалиями (+2 +4°) в Японском море и Калифорнийском заливе. Севернее субарктической и к югу от антарктической зон конвергенции температуры воды были более низкими (0-2°), чем ныне. Уменьшалась циркуляция поверхностных вод и биопродуктивность прибрежных [Блюм и др., 1986]. В Индийском океане температура поверхностного слоя воды изменялась от 23° до 27°, а соленость была ниже современной [Николаев и др., 1989]. В Северной Атлантике температура воды в целом незначительно превышала современные ее значения (обычно не более 1 °). При этом максимальные температуры отмечались южнее Исландии (до +3,62°), а низкие между 40 и 18° с.ш. (0,1-1,4°) [ Бараш, 1988]. В термальном тренде происходило быстрое нарастание температуры поверхностных вод. Так, западнее Ирландии общее потепление воды оценивается в 1,7° за тысячу лет, а в начальную стадию трансгрессии - в 5,2° [Бараш, 1988] Каспийское море в начале позднего плейстоцена испытывало небольшую позднехазарскую трансгрессию. Уровень моря, по-видимому, не превышал отметки -10 м. Высокий уровень в эпоху изотопной стадии 5 отмечается на озерах Северной Африки (оз. Шати) [Варущенко и др., 1987]. В некоторых внутриконтинентальных водоемах Южного полушария в это время, наряду с подъемом уровня воды, установлено широкое распространение "дождевых" лесов (оз. Селина, Тасмания) [Colhoum, Pola, 1995] или резкое усиление флювиальных процессов (оз. Эри, Южная Австралия) [Miller et al., 1995]. Таким образом, наряду с увеличением теплообеспеченности, на обширных, ныне засушливых, континентальных территориях отмечалось и увеличение степени увлажнения. Итак, палеогеографические события межледниковья отчетливо выделяются в природной летописи рядом характерных черт и являются хорошим палеогеографическим маркером. По А. А. Величко с соавторами [1991], для эпохи типичны такие черты, как высокая теплообеспеченность и большая увлажненность, а также выравнивание температурных и влажностных контрастов по широтам. Это было время высокого стояния уровня океана, быстрого нарастания теплоприхода, с максимумом во время изотопной подстадии 5е (128-115 тыс лет назад) и различного временного проявления основных климатических событий в разных регионах. Интересная закономерность развития природных событий установлена для Южного и Северного полушарий Корреляция палеогеографических событий 419 [Бараш, 1988]. В Южном полушарии температурные изменения вод океана на несколько тысяч лет опережали реакцию глобального сокращения объема материковых льдов. В Северном полушарии временное соотношение повышения температуры океанских вод и уменьшения объема материковых льдов было противоположным. Если эти заключения справедливы, то одной из возможных причин этого может быть как повышенная инерционность мощного антарктического ледника, так и разные соотношения площади материков и океанов в Южном и Северном полушариях. Термический минимум (последняя ледниковая эпоха) Последнее глобальное похолодание климата, имевшее место в конце позднего плейстоцена, явственно фиксируется в различных природных процессах: увеличении площади материковых и горных ледников, понижении температуры океанических вод, колебании уровня внутриконтинентальных водоемов, изменении ландшафтов и т.д. Хронология этих событий часто не совпадает и неоднозначно оценивается специалистами. Так, за начало последней стадии вюрмского (валдайского) оледенения Северной Евразии обычно принимается время около 25 тыс. лет назад - эпоха резкого похолодания после средневюрмского (средневалдайского, каргинского) интерстадиала. В.А. Зубаков [1986] начало последнего криомера относит к рубежу около 40 тыс. лет назад, когда Гренландский ледник заполнил впадину Гудзонова залива. В это время в Западной Европе еще было тепло (паудорф). Существует и весьма обоснованное мнение [Ruddiman, Mclntyre, 1981], основанное на анализе поведения изотопно-кислородной кривой, что практически весь поздний плейстоцен представляет период единого позднеплейстоценового похолодания, начавшегося с подстадии 5d (около 115 тыс. лет назад), с рядом осцилляции. Учитывая временное скольжение верхней и нижней границы похолодания, а также различные критерии, которые кладутся в основу хроностратиграфического выделения и расчленения, видимо, следует объем этого события принимать во временных оценках изотопной стадии 2, т.е. 11-30 (27) тыс. лет назад. Геологическое прошлое поздневюрмского криомера, целиком охваченное радиологическими датировками, позволяет достаточно обоснованно проводить дальние и ближние корреляции различных палеогеографических событий этой эпохи. В конце позднего плейстоцена наиболее ярким относительно хорошо изученным палеогеографическим феноменом были оледенения умеренных и высоких широт Северного полушария. На севере Евразии существовал ряд ледниковых покровов с центрами оледенения как в материковой (Скандинавия, Полярный Урал, горы Средней Сибири и Северо-Востока, Таймыр и др.), так и островной (Исландия, Британия, Земля Франца-Иосифа, Новая Земля, Северная Земля и др.) частях субматерика, имевших свою специфику строения и развития. В Северной Америке с разными центрами оледенения возникли обширные ледники на низменностях и низкогорьях северо-востока и в горах запада материка. Концентрация богатых легкими изотопами кислорода континентальных льдов на Евразиатском и Северо-Американском материках и послужила главной причиной утяжеления изотопного состава кислорода океанических вод, отраженной в изотопной шкале стадией 2. 420 Корреляция палеогеографических событий В Западной Европе в начале временного рубежа изотопной стадии 2 (30-25 тыс. лет назад) отмечался теплый интерстадиал паудорф (денекамп), далее (20-10 тыс. лет назад) произошло сильное похолодание (поздний вюрм, поздний пленициал, поздняя висла) с криотермическим и ледниковым пиками 20-15 тыс. лет назад. В конце эпохи во время дегляции отмечались резкие положительные и отрицательные подвижки материковых и горных ледников и изменения температурных градиентов, выделяемые как три похолодания дриаса и потепления беллинг и аллеред. Существует детальная хронология поздневалдайского (осташковского) оледенения Русской равнины [Заррина, 1989; Палеогеография..., 1982]. Для него характерны быстрое и резкое увеличение ледников, начавшееся около 25 тыс. лет назад, и стадиальный характер развития. Самой значительной была ранняя (22-20 тыс. лет назад) стадия, во время которой ледник достигал Осташкова (57° с.ш.) на Валдайской возвышенности. Каждая из последующих стадий была короче предыдущей, а этап дегляции затянулся до стадии Сальскаупелька (Южная Финляндия, 62° с.ш.) около 10 тыс. лет назад. В Сибири сартанское оледенение отмечалось примерно в то же время (25-10 тыс. лет назад) и также стадиально, с максимумом в начале (25-17 тыс. лет назад), во время гыданской стадии [Кинд, 1974]. В Верхоянских горах максимальная и очень скоротечная подвижка ледников (жиганская) произошла раньше (около 31 тыс. лет назад) и приходится на конец конощевского похолодания Сибири. Таким образом, ход последнего (поздневалдайского, осташковского) оледенения Русской равнины и Сибири в целом совпадал по: 1 - времени осуществления; 2 - резкому началу и ритмичной дегляции; 3 - стадиальности и тенденции развития, с положением самой крупной подвижки в начале. Интересно, что на это время (27-26 и 22-20 тыс. лет назад) приходятся и эпохи наиболее холодных зимних температур в низовьях Колымы, установленные по изотопии подземных льдов [Васильчук, 1992]. Сказанное отнюдь не отрицает определенную дисгармонию в развитии ледников севера Евразии. Разнообразие центров и типов оледенения, их расположения на субматерике в разных физико-географических зонах, несомненно, должно было проявиться во времени, ходе и динамике оледенений. Отчетливо это выявляется при сравнении хронологии развития валдайского ледника Русской равнины и сартанского ледника Верхоянья, последний характеризуется более динамичным и ранее наступившим развитием. Материковое и горное оледенения Западной Европы также в основном совпадали с Восточно-Европейским и Сибирским, но были, по-видимому, в целом менее дифференцированными, с резкими климатическими и гляциологическими контрастами только во время дегляции. Грандиозным было материковое оледенение Северной Америки, где площадь ледников в максимум оледенения (около 18 тыс. лет назад) достигала 12 млн кв. км [Четвертичный..., 1969], охватившее обширные равнины на востоке США и Канады и горную систему Кордильер на западе. Хронология событий изотопной стадии 2 Северной Америки в начале включает относительно теплую эпоху Плам-Пойнт. Ее отложения содержат массу растительных остатков, накапливавшихся в условиях прохладного и влажного климата. Собственно поздневисконсинские отложения представлены моренами раз- Корреляция палеогеографических событий 421 личных ледников, ход развития которых часто не совпадал. Максимум оледенения Аляски, охватившего площадь в 630 тыс. кв. км, со снижением снеговой границы в горах на 850-1000 м, отмечался на 2 тыс. лет позднее, чем на озерных равнинах Эри и Онтарио, а первая крупная подвижка ледников произошла 33-29 тыс. лет назад, в то время, когда в Скалистых горах и на тихоокеанском побережье США было еще весьма тепло. Однако максимум позднеплейстоценового оледенения наступил в Кордильерах, по-видимому, несколько раньше, чем Лаврентийского ледника [Величко, 1991]. Самая крупная ледниковая подвижка в поздневисконсинскую эпоху (криомер) прослеживается 22-13 тыс. лет назад. На востоке Великих озер в ее моренах отмечаются интерстадиальные осадки Ту-Крик. Достаточно разнообразная хронология ледниковых событий Северной Америки в первую очередь объясняется территориальным положением и различием типов оледенения. Сравнение ледниковых событий позднего вюрма Северной Евразии и позднего висконсина Северной Америки позволяет сделать вывод об их общем совпадении и близости эпох максимумов (22-15 тыс. лет назад). В Америке наступление ледников было менее резким, но более дифференцированным. Это, конечно, не отрицает синхронности астрономически обусловленного похолодания, а только выражает разное временное отражение климатического ритма. Материалы изучения изотопии льда [Котляков, Гордиенко, 1982] Антарктиды и Гренландии указывают, что в целом их ледниковые покровы развивались весьма сходно во времени. В Антарктиде на станции Бэрд в скважине на глубине 1,5-1,3 км отмечается минимум содержания 180, время -27-23 тыс. лет назад, близкие изотопные значения установлены и на куполе С, и в керне скважины станции Восток во временном интервале 30-20 тыс. лет назад. В Гренландии кульминация холода зафиксирована в скважине на глубине 1,25-1,15 км в период 30-25 тыс. лет назад. На изотопных кривых арктического и антарктического льда характерно отсутствие резкой нижней границы, все позднеплейстоценовое похолодание практически едино, с небольшими относительными потеплениями около 40 и 22 тыс. лет назад. Первое из них, по-видимому, соответствует среднему вюрму (висконсину) умеренных широт Северного полушария, а второе - потеплению, предшествующему максимуму поздневюрмского похолодания (денекамп, паудорф, липовско-новоселовское, нижнеленское, плам-пойнт). В целом же хорошая сходимость климатических событий Гренландии и Антарктиды, возможно, свидетельствует о меньшем искажении "первичного" климатического (термического) сигнала по сравнению с умеренными широтами Северного полушария. Сравнительный анализ датированных уровней разнообразных по происхождению и положению внутриконтинентальных водоемов дает весьма различную картину их развития в эпоху второй изотопной стадии. Для большинства водоемов запада США это было время высокого положения уровня моря, с максимумом во второй половине эпохи (23-20 до 11 тыс. л.н.). В это время уровень оз. Бонвилл достиг абс. высоты 1580 м, а оз. Лахонтан - 1328 м [Природные..., 1986]. Африканские и Аравийские озера, напротив, наибольшее повышение 422 Корреляция палеогеографических событий уровня испытывали в первую половину стадии 2, а в конце эпохи в условиях сухого холодного климата уровень водоемов был низким [Варущенко и др., 1987; Gasse, Street, 1978]. Для территории Северной Африки снижение уровня воды в озерах наступило 15 тыс. лет назад, а на оз. Чад на 3 тыс. лет раньше [Варущенко и др., 1987]. Обратная ситуация отмечается для Каспия. В ательскую эпоху, 70-22 тыс. лет назад, уровень моря был исключительно низким, а позднее, вплоть до голоцена, происходила крупнейшая хвалынская трансгрессия, с поднятием уровня на 100 м, до отметки 50 м абс. высоты, когда начался перелив каспийских вод по Манычу в Черноморскую котловину. Можно констатировать, что в районах существования крупных внутриконтинентальных водоемов эпоха изотопной стадии 2 отражена нарастанием похолодания климата и разнообразным ходом увлажнения, с преобладанием режима высокого стояния уровня моря, соответствующего как увеличению количества осадков, так и уменьшению величины испарения. При этом повышенное увлажнение приходится в основном на начало - середину эпохи, а его снижение - на ее конец. Специфическое поведение уровня Каспия в это время, по-видимому, объясняется нарастанием уменьшения испарения к концу эпохи. Палеогеографические события холодных эпох океана достаточно надежно устанавливаются по утяжелению изотопного состава кислорода воды, фиксируемому анализом ископаемых микроорганизмов, отражающему в целом увеличение объема материковых льдов и понижение температуры океанских вод. Наиболее интересные и фактологически обоснованные реконструкции гидрометеорологических событий в объеме изотопно-кислородной стадии 2 выполнены по Атлантическому [Бараш, 1988] и Тихому [Николаев и др., 1989; Блюм и др., 1986] океанам и охватывают такие явления, как характер и тип зональности, температурные изменения и время их проявления, тип осадконакопления и биологические особенности. В эпоху последнего похолодания воды Атлантики охлаждались сильнее, чем воды Пацифики (5° против 2,9°), однако в целом процесс был сходным: максимумы похолодания располагались в умеренных широтах, в зонах апвеллингов и дивергенции. Северные области океанов по сравнению с южными охлаждались более глубоко, и там на значительных площадях были развиты морские льды. Для Атлантики установлен [Бараш, 1988], а для Пацифики можно предположить и диахронный ход максимального охлаждения и последующего потепления океанических вод, ранее всего проявившийся в низких широтах. Можно заключить, что в изотопную стадию 2, отражающую эпоху резкого увеличения объема континентальных льдов и снижения теплового баланса, процесс похолодания был глобальным, а падение температуры оценивается в -3° [Величко, 1989]. Наибольшее выхолаживание атмосферы отмечалось в высоких широтах; так, снижение летних палеотемператур в полярных районах Северного полушария по сравнению с современными превышало -22° [Зубаков, 1986]. Максимальное падение температуры поверхностных вод океана устанавливается для умеренных широт планеты [Бараш, 1988; Николаев и др., 1989]. Развитие процесса похолодания было направленно асинхронным. Оно появилось в полярных континентальных областях (30-25 тыс. лет назад), да- Корреляция палеогеографических событий 423 лее охватило экваториальную зону океана (24-20 тыс. лет назад), потом (2215 тыс. лет) континенты, где реализовалось в виде резкого увеличения масштабов горного оледенения и возникновения покровных ледников умеренных широт. Еще позже похолодание охватило высокие широты океана (14-12 тыс. лет назад), где значительно увеличились площади морских льдов. Повидимому, в близкой последовательности происходили процессы увеличения термической составляющей и дегляции ледников. Более сложной была эволюция режима увлажнения. В целом, в эпоху похолодания количество осадков по сравнению с современным временем было меньше. Особенно заметное снижение осадков (до 400-500 мм/год) отмечалось в Северном полушарии на северо-западе Африки и северо-востоке Америки. В то же время в некоторых районах северных субтропиков количество осадков во время последнего похолодания было большим, здесь отмечаются высокие уровни водоемов. По времени проявления условно выделяются ранняя холодная и относительно влажная эпоха (до 20 тыс. лет назад) и поздняя, по-видимому, еще более холодная и аридная (20-14 тыс. лет назад). К характерным чертам эпохи последнего похолодания можно отнести и такие феноменальные явления, как крупный экологический кризис, выразившийся в исчезновении большой группы млекопитающих (мамонт, овцебык и т.д.), существовании неповторимых ландшафтов (тундро-степи) и резком усилении процесса лессонакопления. Все это свидетельствует о палеогеографической индивидуальности эпохи изотопной стадии 2 и ее яркой хроно-стратиграфической выраженности. Послеледниковье (голоцен) Послеледниковье, выделяемое в геологической летописи как голоцен, является наиболее изученной палеогеографической эпохой. Ее начало в настоящее время большинством исследователей принимается около 13,3 тыс. лет назад, на границе позднего дриаса и предбореала - времени быстрого нарастания теплоприхода в северных и умеренных широтах Земли и исчезновения там перигляциальных ландшафтов. Голоцен в полном объеме охватывается радиоуглеродным датированием, что позволяет целиком систематизировать хронологию палеогеографических событий послеледниковья и с помощью ряда диагностических приемов проводить корреляцию природных явлений, в первую очередь, климатических, особенно явственно проявляющихся в изменениях ландшафтов Северной Евразии, колебаниях арктических и антарктических ледников и уровней разнообразных водных бассейнов. Обширные районы Северной Евразии в послеледниковье испытывали контрастные колебания климата, достоверно прослеживаемые с помощью анализа, сочетающего палинологические и радиоуглеродные данные. Это показано рядом отечественных [Величко, 1989; Кинд, 1974; Зубаков, 1986] и зарубежных [Deglaciation..., 1979 и др.] иссследователей. Особенно значимы работы Н.А. Хотинского [1977] и В.А. Климанова [1996], установивших основные закономерности изменения климата голоцена на территории Северной Евразии. Их корреляционный анализ позволяет заключить: 1. В северных и умеренных широтах Евразии определенно проявляются потепления в атлантическую, суббореальную и субатлантическую эпохи голоцена, по своим величинам превышающие современные температуры. На 424 Корреляция палеогеографических событий большей части территории максимальным и наиболее контрастным было потепление в позднеатлантическое (6-5 тыс. лет) время, в отдельных районах (Кольский полуостров) превышавшее современные температуры на 4°С. В Атлантике отмечались еще два пика положительных температур. Они, как и периоды потепления в суббореале и субатлантике, были менее значительными. 2. Холодные эпохи с ярко выраженной тенденцией к уменьшению пиков положительных температур со временем повсеместно отмечаются в предбореале-бореале. Только в районе Пенжины в эту эпоху было теплее, чем в современное время. В некоторых районах (Кольский полуостров, Центральная Якутия и т.д.) было достаточно холодно и в начале атлантической эпохи, т.е. по существу в этих местах граница холодной и теплой эпох смещается на более поздние эпохи. Небольшое по времени, но контрастное и почти повсеместное похолодание климата отмечается на границе атлантической и суббореальной эпох. Достаточно устойчивое, но не столь резкое похолодание прослеживается на рубеже суббореала и субатлантики. 3. Характер изменения увлажнения и его тенденция на обширной территории Северной Евразии более разнообразны и разноплановы, вплоть до прямо противоположных. При корреляции кривых увлажненности в общих чертах хорошо прослеживается относительная аридность в предбореале и бореале, с возрастанием увлажнения в атлантике. Наибольшая влажность обычно совпадает с голоценовым температурным оптимумом, а увеличение сухости - с пиком холода на границе атлантики и суббореала. 4. Для большинства районов можно выделить характерные климатические периоды, которые могут служить палеогеографическими реперами и основой для регионального расчленения голоцена: а- доатлантический (предбореал - бореал, анатермал) голоцен - холодный, преимущественно сухой, с тенденцией нарастания положительных температур; б- атлантический (мегатермал) - теплое, влажное время с оптимумом для голоцена, выраженного серией теплых пиков (до трех); в- период постепенного снижения температур (суббореал и субатлантика, кататермал), с двучленным строением относительно теплого суббореала и более прохладной субатлантикой. Палеоклиматическая интерпретация изотопии льда, хронологически обоснованная по скорости его накопления и скорректированная радиоуглеродными датировками, показывает, что в Антарктиде и Гренландии суровая позднеплейстоценовая эпоха, во время которой температура была ниже современных показателей на 6-7°, закончилась в близком временном интервале около 10 тыс. лет назад [Котляков, Гордиенко, 1982], т.е. к началу голоцена. Климатический оптимум на острове Девон (Баффинов залив) устанавливается около 5,0 тыс. лет назад, изотопный состав кислорода льда был тяжелым и превышал современные значения на 2 ‰, ледниковый купол острова существенно сократился [Hansen, Rodbell, 1995]. В Антарктиде, по данным изотопии ледового керна купола С [Котляков, Гордиенко, 1982], относительно теплые условия существовали 11-8 тыс. лет назад и холодные - 8-4 тыс. лет назад. Сходная климатическая ситуация отмечается и для станции Восток. Таким образом, несмотря на близкую хронологию начала голоценового потепления, оптимум голоцена в полярной области Южного полушария проявился несколько раньше этого события в полярных широтах Северного полушария, Корреляция палеогеографических событий 425 где в это время существовал анатермал - эпоха постепенного нарастания положительных температур. В океане малые скорости осадконакопления предопределили небольшие мощности голоценовых отложений, обычно не превышающие нескольких десятков см, и высокую степень постседиментационной переработки, что существенно затрудняет палеогеографическую и хронологическую диагностику климато-гидрологических событий в Мировом океане. По существу среди большей части глубоководных колонок удается выделить события, отражающие максимум голоценового оптимума и характер перехода от позднеледниковья к послеледниковью. Также можно считать установленным диахронный характер проявления послеледникового потепления, ранее всего начавшегося в пределах антициклональных зон тропических и субтропических районов океана, в дальнейшем захватившего экваториальные районы и, в последнюю очередь, его полярные области. Подтверждается и разновременность наступления голоценового оптимума, проявившегося в Южном полушарии еще в бореале, а не в атлантике, как в умеренных широтах Северного полушария [Бараш, 1988; Николаев и др., 1989]. Что касается корреляции уровней внутриконтинентальных водоемов, то рассмотрение наиболее хронологически обоснованных данных [Варущенко и др., 1987; Квасов, 1975 и др.] приводит к выводу о временном разнообразии характера увлажненности и изменения уровней континентальных бассейнов, не позволяющих выделить в голоценовой истории озер систему четко выраженных единых глобальных ритмов. Так, например, в начале голоцена озера Большого бассейна на западе США (Лахонтен, Бонвилл, Уолкс) имели максимально высокий уровень воды, на десятки метров превышающий современное его положение [Природный..., 1986]. В центре Африканского материка уровень оз. Чад занимал низкое положение. Озера на севере Африки в анатермале характеризовались переходным режимом - от высокого к низкому стоянию уровня. Высокое положение вод в эту эпоху отмечается для оз. Алерк (Чили) [Heusser, Streiter, 1980], для Каспия (позднехвалынская трансгрессия), Мертвого моря и оз. Аббе (Эфиопия) [Варущенко и др., 1987]. В середине голоцена (атлантика, мегатермал) в большинстве бассейнов сухих субтропиков и смежных районов тропиков и умеренных широт отмечается максимальное в голоцене падение уровня. Исключение составляет оз. Чад, испытавшее трансгрессию. Для других африканских озер в мегатермале характерно сочетание регрессивно-трансгрессивных тенденций. Сложная система колебаний уровня отмечается и для озер Западного Китая. В умеренных и северных широтах Евразии в это время, как известно, существовали теплые, влажные условия голоценового оптимума и наблюдается высокий уровень вод во внутриконтинентальных бассейнах. Конец голоцена (суббореал, субатлантика) характеризуется разнообразием гидрологических ситуаций. Высокий уровень воды отмечался на оз. Алерк в Чили [Heusser, Streelt, 1980], небольшие трансгрессии были характерны для озер запада США [Природные..., 1986], регрессии для водоемов Северной Африки. Переменчивый характер изменения уровня вод отмечен для озер Эфиопии, запада Китая, Мертвого и Каспийского морей [Варущенко и др., 1987 и др.]. В целом сходная ситуация колебания уровня водоемов в голоцене характерна для озер крупных регионов (запад США, суб- 426 Корреляция палеогеографических событий тропическая Африка), что указывает на специфику увлажненности этих территорий, определяющую направленность гидрологического режима озер. Интересно, что сходное развитие в голоцене имеют Мертвое и Каспийское моря, расположенные в разных климатических зонах и резко различные по типу водосборов. Для них характерны высокие уровни в анатермале, преобладание регрессивной тенденции в начале среднего голоцена и двукратное повышение уровня во второй половине голоцена. Корреляция разнообразных природных процессов и событий (климата, уровня океанических вод, развития материковых льдов, колебаний уровня внутриледниковых водоемов) в голоцене подтверждает уже известные основные закономерности послеледниковья: 1. Это теплая межледниковая эпоха с повсеместно прослеживаемой тенденцией - резким увеличением тепло- и влагообеспеченности, максимальным их проявлением в дальнейшем и последующим постепенным падением. Реальное осуществление этой тенденции во времени и пространстве разное. 2. Переход от позднеледниковья к голоцену, особенно контрастный по температурным параметрам, в океане был метахронным. Потепление в океанах раньше проявилось в антициклональных зонах тропиков и субтропиков, далее - в экваториальных областях и позднее - в полярных районах. 3. В Южном полушарии нарастание теплообеспеченности на 2-3 тыс. лет опережало этот процесс. Соответственно температурный максимум голоцена отмечался на юге в бореале, а на севере в атлантике. Сходная ситуация существовала и с увлажнением - процессом более сложным, чем термический режим. В предбореале и начале бореала в Северной Евразии было сухо, а в Бразилии максимально влажно и среди растительности господствовали "дождевые" леса. Таким образом, выполненный комплексный корреляционный анализ методом палеогеографических срезов по таким ярко выраженным палеогеографическим реперам, как максимум последнего межледниковья (рисс-вюрм, изотопная стадия 5, подстадия 5е), второе позднеплейстоценовое (вюрм II, валдай II, висконсин II, изотопная стадия 2) оледенение и послеледниковье (позднеледниковье, голоцен, изотопная стадия 1), охватывает основные события конца плейстоцена – голоцена и позволяет установить общие закономерности природного процесса всей эпохи, относительно непродолжительной (130-0 тыс. лет), но драматичной по содержанию и динамичной по ходу преобразований, исключительно важной для понимания современного состояния природы и прогнозирования ее развития в будущем. Выявлены, а точнее, подтверждены установленные многими отечественными и зарубежными исследователями [Величко, 1989; 1991; Зубаков, 1986; Бараш, 1988; Николаев и др., 1989; Хотинский, 1977; Климанов, 1996; Котляков и др., 1982; Свиточ, 1987, 1995; Природные..., 1986; Четвертичное..., 1985; CL1MAP..., 1982 и др.] характерные черты палеогеографии позднего плейстоцена, а возможно, и всего квартера. Особенно значимыми из них являются такие характерные черты природного процесса позднего плейстоцена, как полихронность и гетеродинамия, имеющие большое значение для прояснения общих фундаментальных черт развития природы и при разработке системы последовательности и соразмерности палеогеографических событий. Полихронность, Корреляция палеогеографических событий 427 или свойство различных компонентов и процессов природы проявляться в разных временных соотношениях, в позднем плейстоцене устанавливается в разнообразных соотношениях: синхронных и асинхронных (олигохронных, метахронных, диахронных, гетерохронных и т.д.). В целом, синхронными были относительно крупные макроритмы, фиксируемые изотопными стадиями, а в палеогеографической летописи - оледенениями и межледниковьями. На более низких иерархических уровнях конкретные палеогеографические события в пространстве происходят чаще асинхронно и в разных соотношениях. Так, олигохронным было проявление температурного максимума голоцена в северных и умеренных районах Евразии. Метахронным было изменение температурного тренда поверхностных вод океана. Переход от тепла к холоду в океане сначала проявился в низких широтах, далее - в средних и высоких. Потепление вод океана в первую очередь отмечается в антициклональных зонах тропиков и субтропиков, потом в экваториальных и позднее в полярных районах. Голоценовое потепление в Южном полушарии произошло в бореале и на 2-3 тыс. лет опередило этот процесс на севере (атлантике). Во время перехода от теплой изотопной подстадии 5е к холодной эпохе подстадии 5d реакция океанических вод на температурные изменения отмечалась на несколько тысяч лет раньше, чем реакция ледников. Дисгармоничным было и развитие покровных ледников на одних и тех же континентах в разных центрах оледенения, например, висконсинском многокупольном Лаврентийском покрове. Еще более сложным (гетерохронным), вплоть до обратного, было временное пространственное отражение характера увлажнения, достаточно полно изученное в голоцене. В бореале в Сибири осадков выпадало больше, чем ныне, а на северо-западе Европы, Русской равнине и Дальнем Востоке меньше. Кроме временного разнообразия, в позднем плейстоцене широко проявляется и дисгармония масштабности осуществления каких-либо процессов (гетеродинамия) в одни и те же временные интервалы. В начале эпохи, в максимум межледниковья, наибольшее потепление Восточного полушария отмечается в высоких широтах (60-65° с.ш.), где превышение современных летних температур достигало 6-8°, а зимних 10-12°. Южнее эти градиенты сокращаются и в низких широтах переходят в отрицательные значения [Величко, 1989]. Голоценовое потепление восточного полушария сопровождалось небольшим увеличением влагообеспеченности высоких и умеренных широт. Напротив, в Западном полушарии в максимум потепления в умеренных и субтропических широтах отмечается резкое сокращение увлажненности. Столь же различным было и широтное распределение температуры поверхностных вод Атлантического океана в голоценовый оптимум. В начале голоцена на озерах Большого бассейна запада США отмечался высокий уровень воды, а уровень африканского озера Чад был очень низким. Все вышеизложенное позволяет заключить: последствия солнечно обусловленного ритмичного (цикличного) поступления тепла на Землю в разных природных условиях на определенных иерархических уровнях в различной степени деформируются (искажаются). Еще больше изменяется тесно связанное с теплообеспеченностъю распределение влаги. 428 Корреляция палеогеографических событий ЛИТЕРАТУРА Бараш М.С. Четвертичная палеоокеанология Атлантического океана //1988, М.: Наука, 1988. 272 с. Блюм Н.С., Николаев В.И., Сафарова С.А. Палеогеография бассейна Тихого океана 125 т.л. назад // Океанология. 1986. Т. 24. Вып. 2. С. 267-272. Большаков В.А. Новая концепция астрономической теории палеоклимата // Проблемы палеогеографии и стратиграфии плейстоцена. М.: Изд-во МГУ, 2000. С. 35-70. Варущенко А.И., Варущенко С.И., Клиге Р.К. Изменение уровня Каспийского моря в позднем плейстоцене – голоцене. М.: Наука, 1987. 240 с. Васильчук Ю.К. Изотопно-кислородный состав подземных льдов. М.: Изд-во ПНИИС, 1992. Т.1. 418 с. Величко А.А. Корреляция событий позднего плейстоцена в ледниковых областях северного полушария // Бюлл. Комис. по изуч. четв. периода, 1991. № 6. С. 56-75. Величко А.А. Соотношение изменений климата в высоких и низких широтах Земли в позднем плейстоцене и голоцене // Палеоклиматы и оледенения в плейстоцене. М.: Наука, 1989. С. 5-19. Заррина Е.П. Климатические ритмы позднего плейстоцена // Палеоклиматы и оледенения в плейстоцене. М.: Наука, 1989. С. 47-58. Зубаков В.А. Глобальные климатические события плейстоцена. Л.: Гидрометеоиздат. 1986. 288 с. Квасов Д.Д. Позднечетвертичная история крупных озер и внутренних морей Восточной Европы в плейстоцене. Л.: Наука, 1975. 258 с. Кинд Н.В. Геохронология позднего антропогена по изотопным данным. М.: Наука. 1974. 254 с. Климанов В.А. Климат Северной Евразии в позднеледниковье и голоцене (по палинологическим данным). М.: Наука, 1996. 46 с. Котляков В.М., Гордиенко Ф.Г. Изотопия и гляциохимическая гляциология. Л.: Гидромететоиздат, 1982. 287 с. Методы диагностики и корреляции палеогеографических обытий. М.: МГУ, 1999. 356 с. Молодьков А.П. ЭПР-анализ скелетного вещества моллюсков в хроностратиграфических исследованиях позднего кайнозоя. АДД. Тарту. 1992. 33 с. Николаев С.Д., Блюм Н.С., Николаев В.И. Палеогеография океанов и морей в кайнозое (по изотопным и микропалеонтологическим данным)// Палеогеография. Т.6 (Итоги науки и техники ВИНИТИ АН СССР). М. 1989. 196 с. Палеогеография Европы за последние сто тысяч лет. Атлас-монография. М.: Наука. 1982. 156 с. Природные условия США в позднечетвертичное время. Л.: Гидрометеоиздат, 1986. 320 с. Руководство по изучению новейших отложений. М.: Изд. МГУ. 1987. 240 с. Свиточ А.А. Палеогеография плейстоцена. М.: Изд. МГУ. 1987. 188 с. Свиточ А.А. Палеогеография: теория и актуальные вопросы. М.: Изд-во МГУ, 1995. 247 с. Хотинский Н.А. Голоцен Северной Евразии. М.: Наука, 1977. 170 с. Четвертичные оледнения Северного полушария. Прага, 1985. 127 с. Четвертичный период США. М.: Мир, 1969. 379 с. CLIMAP Project Members. The Last Interglacial Ocean// Quatern. Res. v. 21. N 2. 1984. pp. 123-224. Colhoun E., Pola J. Late quaternary vegetation history and paleoclimate, lake Selina, Tasmania, Australia // Terra Nostra. 1995. P. 51. Deglaciation of Scandinavia later than 10000 BP // Boreas, 1979. V. 8. N. 2. 255 p. Gasse F., Street F. Late Quaternary lake-level fluctuations and envorinments of the Northern Rift Valley and Afar // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. V. 24. N 4. 1978. P. 279-325. Hansen B.C.S., Rodbell D.T. A late-glacial - Holocene pollen record from the Eastern Andes of Northern Peru // Quaternary pollen research. 1995. V. 44. P. 216-227. Miller G., Magee J., Johnson B. Climate forsing of Australian megalakes over the last 150 ky // Terra Nostra. 1995. P. 278. Ruddiman W.E., Mclntyre A. The North Atlantic Ocean during the deglaciation // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol., 1981. V. 35. P. 145-214. СОДЕРЖАНИЕ ВВЕДЕНИЕ (Каплин П.А., Янина Т.А.)………………….………………………………………………. 3 1. КОМПЛЕКСНЫЙ ЛИТОЛОГИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ (Судакова Н.Г.)………………………………. 9 2. ПАЛЕОПЕДОЛОГИЧЕСКИЙ МЕТОД (Глушанкова Н.И.)……………….…………………….… 38 3. ПАЛИНОЛОГИЧЕСКИЙ МЕТОД (Болиховская Н.С.)……………………………………..…….. 60 4. ПАЛЕОАЛЬГОЛОГИЧЕСКИЙ МЕТОД……………………………………...……………………….. 103 4.1. Анализ водных палиноморф (Полякова Е.И., Клювиткина Т.С., Новичкова Е.А.)…….. 103 4.2. Диатомовый анализ (Полякова Е.И.) …………………… ……………………………………. 126 5. МАЛАКОФАУНИСТИЧЕСКИЙ МЕТОД……………………………………………………………… 161 5.1. Морские моллюски (Талденкова Е.Е.) …………………………………………………………. 163 5.2. Солоноватоводные моллюски…(Янина Т.А., Свиточ А.А.)………………………………….. 171 5.3. Пресноводные моллюски…(Янина Т.А.)…………………………………………………………. 195 5.4. Наземные моллюски…(Янина Т.А.)………………………………………………………………. 201 6. АНАЛИЗ МОРСКОЙ МИКРОФАУНЫ…(Блюм Н.С., Талденкова Е.Е.)……………………….. 213 7. МИКРОТЕРИОЛОГИЧЕСКИЙ МЕТОД (АНАЛИЗ МЕЛКИХ МЛЕКОПИТАЮЩИХ)…(Маркова А.К.)……………….…………..………... 237 8. ИЗОТОПНЫЕ МЕТОДЫ…(Николаев С.Д.) ……………………………………………………….. 258 9. МАГНИТНЫЙ И ПАЛЕОМАГНИТНЫЙ МЕТОДЫ………………………………………………… 289 9.1. Магнитный метод…(Большаков В.А.) …………………………………………………………… 289 9.2. Палеомагнитный метод…(Фаустов С.С.) ……………………………………………..……….. 308 10. МЕТОДЫ АБСОЛЮТНОЙ ГЕОХРОНОЛОГИИ………………………………………………….. 10.1. Ядерные методы абсолютной геохронологии…(Николаев С.Д., Свиточ А.А.) ……….. 10.2. Неядерные методы абсолютной геохронологии…(Николаев С.Д.) …………………….... 10.3. Астрохронологический метод датирования палеогеографических событий…(Большаков В.А.) ………………………….. 332 332 342 346 11. ПАЛЕОГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЙ МЕТОД ПРИ ИЗУЧЕНИИ ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ МОРСКИХ ПОБЕРЕЖИЙ (Каплин П.А., Поротов А.В.)………………………….360 12. СОПРЯЖЕННЫЙ МЕТОД (Свиточ А.А.) ..………………………………………………………403 13. КОРРЕЛЯЦИЯ ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИХ СОБЫТИЙ (Свиточ А.А.)………….………….411 Научное издание МЕТОДЫ ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИХ РЕКОНСТРУКЦИЙ Методическое пособие под редакцией П.А. Каплина, Т.А. Яниной Оригинал-макет В.М. Соболев Формат 70х100/16 Гарнитура Таймс. Печать офсетная. Объем 28 п.л. Тираж 300 экз. Заказ № 115598 Москва, ул. Ягодная, 12 Типография Россельхозакадемии
